Aulacógeno del sur de Oklahoma

El aulacógeno del sur de Oklahoma(ah-lah-coh-jin)^ⓘ es una fallade rift, o brazo de rift fallido (aulacógeno), de latriple uniónque se convirtió en lasdorsales oceánicasde Iapetus . Es una característica geológica significativa en eloesteysurde los Estados Unidos. Se formó en algún momento entre principios y mediadosCámbricoy abarca lasmontañas Wichita,de Taovayan,la cuenca de Anadarkoy la cuenca de Hardeman enel suroeste de Oklahoma. ^{[ 1 ]} El Aulacógeno del sur de Oklahoma está compuesto principalmente pordiquesbasálticos,gabrosy unidades degranítica. ^{[ 2 ]}

El Aulacógeno del Sur de Oklahoma se extiende aproximadamente 805 km de largo  por 129-145  km de ancho. Los dos brazos restantes del límite de la placa continental de la triple unión a partir de la cual se formó el Aulacógeno del Sur de Oklahoma se convirtieron en zonas de expansión para la expansión del Océano Iapetus durante la ruptura del supercontinente Rodinia , que se estima que ocurrió en el Período Criogénico , hace aproximadamente 750 millones de años. ^{[ 3 ]} Estos brazos se cerraron en el Período Pensilvánico (~323,2 – 298,9 Ma) y formaron parte del cinturón orogénico de Ouachita . Se estima que el Aulacógeno del Sur de Oklahoma contiene más de 250 000  km³ de ^roca ígnea. ^{[ 4 ]} El aulacógeno está invertido: en lugar de extenderse por la superficie, penetra en el cratón norteamericano , ^{[ 3 ]} y se alinea con el borde norte de una cuenca proterozoica profundamente enterrada de origen incierto que puede haberse formado a través de estratificación ígnea o deposición. ^{[ 5 ]} El aulacógeno termina en contacto con el cinturón orogénico de Ouachita . El Aulacógeno del sur de Oklahoma está asociado con una extensa área anómala en la que las ondas sísmicas viajan más lentamente. ^{[ 6 ]} Se suele establecer una comparación entre este aulacógeno y el Aulacógeno Dniepr-Donets en Báltica porque ambos son rifts intracratónicos significativos. ^{[ 7 ]}

El Aulacógeno del Sur de Oklahoma contiene numerosas rocas ígneas . Entre estas rocas hay una multitud de gabros , incluyendo anortosita , gabros ricos en titanio , hierro , fósforo y biotita . ^{[ 2 ]} También se incluyen riolitas y granitos . Este conjunto es muy similar a los complejos de anortosita - mangerita - charnockita - granito (AMCG) de edad proterozoica media de América del Norte, excepto por la falta de anortositas de macizo grueso . Esto es significativo ya que los complejos AMCG tienden a formarse a enormes profundidades en la corteza terrestre y por lo tanto se enfrían más lentamente, lo que permite que las anortositas de macizo se formen de grano grueso. La similitud de la asociación ígnea sugiere que los magmas que formaron las rocas ígneas del Aulacógeno del Sur de Oklahoma se enfriaron rápidamente hasta alcanzar o estar cerca de su punto de cristalización , mucho más rápidamente que los magmas de los complejos AMCG, lo que dio como resultado anortositas de grano más fino. ^{[ 2 ]}

Más recientemente, diferentes interpretaciones de datos sísmicos y de afloramientos , así como de la estratigrafía en el área, han llevado a algunos estudios a postular que esta formación puede no ser un aulacógeno después de todo, sino un sistema de fallas transformantes . ^{[ 8 ]}

El Aulacógeno del Sur de Oklahoma se formó en algún momento del Eón Proterozoico Tardío , entre 525 y 550 millones de años atrás, ^{[ 9 ]} durante la fragmentación del supercontinente Laurentia o Cratón Norteamericano, el núcleo geológico de América del Norte. Su formación y actividad ígnea bimodal ocurrieron simultáneamente, con dos episodios definidos de actividad magmática, máfico y félsico , el primero compuesto principalmente por magma pesado de gabro y la segunda fase compuesta principalmente por magma riolítico. Se hipotetiza que entre las etapas máfica y félsica de actividad magmática ocurrió un levantamiento sustancial, lo que se correlaciona con la falta de anortositas de macizo de grano grueso presentadas anteriormente. ^{[ 2 ]} Los dos brazos restantes de su triple unión original se convirtieron en zonas de expansión para el naciente Océano Iapetus . El aulacógeno penetró el cratón, causando la formación de fallas normales en lo que se convirtió en la Cuenca Anadarko . ^{[ 5 ]}

El aulacógeno sufrió un acortamiento e inversión cortical en algún momento entre el período misisipiano y el período pérmico temprano , hace aproximadamente entre 330 y 280 millones de años. Esto coincide con el cierre de las zonas de expansión de Iapetus y el cabalgamiento del levantamiento de Ouachita sobre la cuenca de Anadarko, formando las montañas Wichita . ^{[ 5 ]} Esto también resultó en la reactivación de fallas de rift cámbricas, que a menudo se convirtieron en fallas inversas o de cabalgamiento lístricas . ^{[ 3 ]} Se formaron anticlinales en las capas de roca sedimentaria de la cuenca, contribuyendo a la formación del yacimiento profundo de hidrocarburos de la cuenca de Anadarko. La formación de estas fallas lístricas y anticlinales indica que el acortamiento cortical fue significativo, hasta 10-15 km o más. ^{[ 5 ]} 

Las rocas ígneas halladas en el aulacógeno también se elevaron durante el levantamiento de Ouachita y posteriormente fueron reenterradas por sedimentos locales y transportados. Dado que no hubo una deformación importante de la sección central de Norteamérica durante las eras Mesozoica y Cenozoica , la estructura y el conjunto de rift del aulacógeno se conservaron en gran medida. La erosión en épocas recientes ha erosionado los sedimentos que cubren una sección de rocas plutónicas y volcánicas que alguna vez formaron el lecho rocoso del aulacógeno, y como resultado, este aulacógeno es "una de las selecciones mejor conservadas y mejor expuestas" de los resultados ígneos de la antigua actividad de rift. ^{[ 2 ]} En consecuencia, el Aulacógeno del Sur de Oklahoma es el tipo designado en los Estados Unidos. ^{[ 5 ]}

Las rocas máficas del aulacógeno del sur de Oklahoma se pueden dividir en dos grupos principales: los gabros de Raggedy Mountain y los diques de diabasa tardía. Los gabros de Raggedy Mountain se pueden subdividir en dos subgrupos mediante análisis petrográficos y cartografía de campo. Estos subgrupos son el complejo estratificado de Glen Mountains y los gabros de Roosevelt . ^{[ 2 ]}

• El Complejo Estratificado de Glen Mountains (GMLC), considerado la unidad superficial más antigua del aulacógeno, cubre aproximadamente 2000 kilómetros cuadrados y tiene varias unidades principales, incluyendo cúmulos de plagioclasa , plagioclasa- olivino - piroxeno y plagioclasa-piroxeno sobre una capa de cúmulos de plagioclasa-olivino. Estas rocas han sido descritas como toleíticas . ^{[ 10 ]} Los cristales de plagioclasa encontrados en esta área contienen una proporción de anortita mucho mayor que el contenido promedio para anortositas de tipo macizo . En promedio, la plagioclasa varía de An ₄₀ a An ₆₅ en anortositas de tipo macizo. En los cristales de plagioclasa del GMLC, el contenido de anortita es, en promedio, An ₇₀ y varía de An ₅₇ a An ₈₀ . ^{[ 2 ]} Las rocas de esta zona generalmente tienen mucho más óxido de aluminio y óxido de calcio , y menos dióxido de silicio y óxido de sodio que los macizos promedio, lo cual está relacionado con el contenido de anortosita. Se encuentran grandes cristales de clinopiroxeno (de decenas de centímetros) en esta zona, así como en fases acumuladas e interacumuladas, aunque el clinopiroxeno interacumulado es más raro. ^{[ 2 ]} Los gabros de Roosevelt son una pequeña secuencia de plutones y diques de gabro hidratado con biotita que intruyen en el Complejo Estratificado de Glen Mountains. Estos plutones contienen varias capas distintas, como dioritas de cuarzo con biotita-hornblenda ricas en hierro , capas de tonalita y capas de gabro olivínico. También están presentes pegmatitas que muestran alteración deutérica. Estas características son congruentes con un magma gabroico hidratado superficial. Sin embargo, esto contradice el Complejo Estratificado de Glen Mountains, por lo que se plantea la hipótesis de que los dos subgrupos se formaron a partir de cuerpos magmáticos separados, uno de los cuales era anhidro y el otro hidratado. ^{[ 2 ]}
• Los diques de diabasa tardía son diques basálticos porfídicos de grano fino que atraviesan el área del aulacógeno del sur de Oklahoma. Debido a que los diques suelen intruir casi todos los tipos de rocas ígneas, generalmente se acepta que están asociados con la fase final de la actividad ígnea en un área, particularmente en una fosa tectónica. Sin embargo, la estructura única de los diques de diabasa tardía sugiere que su intrusión ocurrió simultáneamente con todo el período de formación de la fosa. La estructura de los diques es única porque un depósito parcialmente fundido de granito de Mount Scott se encuentra intruido junto a uno de ellos, lo que indica una alta temperatura ambiente durante su intrusión, lo que sugiere que la intrusión del dique de diabasa ocurrió casi inmediatamente después de la intrusión del granito de Mount Scott. Esto, junto con fragmentos de diques de diabasa encontrados dentro de otras unidades de granito locales, parece ser consistente con la hipótesis de una intrusión simultánea de diques. Los diques se pueden clasificar en tres grupos debido a sus asociaciones minerales: microdiorita, microgabro y diabasa tardía. Los diques de microdiorita generalmente se componen de anfíbol y plagioclasa sódica. Los diques de microgabro se componen principalmente de olivino y biotita. Los diques de diabasa tardía contienen augita y plagioclasa cálcica. ^{[ 2 ]}

Las rocas félsicas del aulacógeno del sur de Oklahoma se dividen en dos unidades principales: el Grupo de Riolita de Carlton y el Grupo de Granito de Wichita. Existe un cambio notable en la textura de las capas de granito, siendo las capas depositadas más antiguas de grano muy fino en comparación con las capas de granito posteriores, de grano grueso. ^{[ 11 ]}

• El Grupo de Riolita de Carlton es una secuencia muy gruesa de flujos subaéreos , tobas , flujos de basalto y aglomerados, expuestos en la superficie como capas tabulares que varían en espesor de 80 a 400 metros. Sin embargo, la Riolita de Carlton se ha formado en secuencias excepcionalmente gruesas de estas capas tabulares, a veces de hasta dos kilómetros de espesor. ^{[ 12 ]} Hay afloramientos limitados de las riolitas de Carlton en el área, pero es bastante extensa bajo la superficie. Utilizando la datación U-Pb , se ha establecido la edad de la Riolita de Carlton en alrededor de 500 a 550 millones de años. El análisis geotermométrico de circones sugiere que la Riolita de Carlton cristalizó a una temperatura de alrededor de 950 °C. El Grupo de Riolita de Carlton también contiene variaciones de alta temperatura de cuarzo vug , como la β- cristobalita . Esto sugiere que el magma parental de la Riolita de Carlton era una lava félsica de alta temperatura . La riolita de Carlton contiene cristales relativamente grandes de varios minerales félsicos, como plagioclasa, cuarzo y feldespato alcalino , aunque también contiene cantidades limitadas de minerales máficos como el piroxeno. ^{[ 2 ]} 
• El Grupo Granítico de Wichita es una sección de extensas láminas graníticas, la más larga de las cuales se extiende por más de 55  km pero tiene solo 0,5  km de espesor. ^{[ 13 ]} El Grupo Granítico de Wichita se organiza a lo largo de los contactos del grupo con otros grupos rocosos en el área, específicamente el GMLC y el Grupo Riolita de Carlton. Esta secuencia de granito tiene contactos únicos con estos dos grupos. Atraviesa el Grupo Riolita de Carlton y tiene diques intrusivos que intruyen en el Complejo Estratificado de Glen Mountains, y puede fusionarse parcialmente con capas en el Grupo Gabro de Raggedy Mountain, ya que se han encontrado rocas híbridas máficas y félsicas cerca del contacto entre ellas. En general, el Grupo Granítico de Wichita está compuesto de feldespato alcalino de grano medio a fino, aunque se presentan algunas unidades de granitos de grano grueso. ^{[ 2 ]}

Se han planteado algunas hipótesis sobre la intrusión máfica correspondiente necesaria para producir estas rocas félsicas, ya sea mediante la fusión parcial de la corteza adyacente o mediante la cristalización fraccionada del propio magma máfico. Gilbert (1982) ^{[ 10 ]} sugiere que un cuerpo ígneo relacionado con los diques de diabasa tardía podría ser el responsable, a pesar de las diferencias geoquímicas entre los diques "húmedos" y las rocas félsicas "secas". Gilbert también señala que la existencia prevista de un magma máfico precursor félsico descarta la suposición de que la anomalía positiva de gravedad de Bouguer se deba únicamente a las rocas máficas observadas actualmente en el aulacógeno. ^{[ 10 ]}

Debido a su estructura y fallas únicas, el área dentro y alrededor del aulacógeno desarrolló cuencas muy profundas (como la Cuenca de Anadarko ), formando excelentes fuentes de petróleo. Los depósitos de roca ígnea a menudo forman los bloques colgantes de fallas inversas anticlinales en esta área, lo que lleva a una cantidad inusual de pozos petroleros perforados en ellos para acceder a las capas de roca petrolífera subyacentes. ^{[ 13 ]} Un gráfico de la historia geotérmica del Aulacógeno del Sur de Oklahoma sugiere que secciones de roca en el área pudieron haber estado, en algún momento, en el rango de temperatura de la "ventana líquida", el rango de temperaturas que son ideales para la formación de petróleo. Las isotermas de esta ventana van de 65 °C a 150 °C. Esto sugiere además que el área pudo haber servido como lecho de formación de petróleo antes de un pulso de migración de fluidos del Ordovícico tardío . ^{[ 14 ]}