19

Diapirismo del manto inducido por delaminación en lasperidotitas de Ronda (Cordilleras Béticas)

Mantle diapirism induced by delamination in the Ronda peridotites (Betic Cordillera)

J.M. Tubía, J.J. Esteban y J. Cuevas

Departamento de Geodinámica, Facultad de Ciencia y Tecnología, Universidad del País Vasco, a.p. 644, 48080 Bilbao. goptuxxj@lg.ehu.es;gpbesguj@lg.ehu.es; gppcuurj@lg.ehu.es

ABSTRACT

The contribution of asthenosphere diapirs to the exhumation of Orogenic Lherzolites from the mantle tothe Earth’s surface stands as a major issue in the evolution of orogenic belts. Structural and textural datafrom the Carratraca massifs of the Ronda peridotites, in the Betic Cordillera of southern Spain, provideevidence for a narrow mantle diapir that was formed in Early Miocene times. Its development spent 1.1Ma at an ascent rate of less than 4.5 mm/y. When set in its geological and petrological context, this diapirdocuments the injection of hot asthenosphere into older and cooler lithospheric mantle, in response tothe delamination of the thickened lithosphere keel formed during the Mesozoic and Cenozoic convergenceof the African and Iberian plates from Cretaceous times onwards.

Key words: Betic Cordillera, Ronda massif, delamination, mantle, diapir.

Geogaceta, 37 (2005), 19-22ISSN: 0213683X

Introducción

El papel del manto subcontinental du-rante una orogenia sigue siendo un asun-to crucial de Tectónica de Placas. Las va-riaciones texturales que tienen losxenolitos del manto, arrastrados por ba-saltos muestran que deben existirgradientes de deformación dentro delmanto subcontinental, pero su pequeñotamaño y su orientación al azar hacen di-fícil su interpretación geodinámica(Mercier y Nicolas, 1975; Nicolas et al.,1987). Por el contrario, los macizos delherzolitas orogénicas, aunque se encuen-tren parcialmente serpentinizados y afec-tados por deformaciones corticales, nosdan la oportunidad de comprobar, con losmétodos de trabajo tradicionales de Geo-logía Estructural las estructuras de origenmantélico, ya que representan láminas delmanto subcontinental emplazados en lacorteza (Nicolas, 1989). Actualmente,está bien establecido que las lherzolitasorogénicas se encuentran relacionadascon rifts o zonas de subducción(Brueckner y Medaris, 2000), si bien per-manecen sometidos a controversia losprocesos involucrados en su ascenso des-de las profundidades del manto hasta lasuperficie, así como la posible contribu-ción del diapirismo a la exhumación delmanto litosférico. En este trabajo presen-tamos las variaciones estructurales ytexturales en los macizos de Carratraca de

las peridotitas de Ronda (CordillerasBéticas), que demuestran la existencia deun diapiro del manto.

Las peridotitas de Ronda (Fig. 1) for-man láminas alóctonas de unos 2,5 km deespesor, emplazadas dentro de la cortezacontinental (Lundeen, 1978; Tubía y Cue-vas, 1986). Están formadas porlherzolitas con menores proporciones deharzburgitas, dunitas y capas máficas(Obata, 1980). Con una superficie deunos 450 km2, repartida en tres macizos

principales y muchos pequeños aflora-mientos, las peridotitas de Ronda son losmayores afloramientos del mundo delherzolitas orogénicas e incluyen las tresfacies metamórficas de la clasificación deO’Hara (1967) para las rocasultramáficas. Los macizos de Ronda pre-sentan una zonación metamórfica inversa(Obata, 1980), difícilmente explicable, detal forma que las peridotitas con granate(P>2500 MPa) están en los niveles es-tructurales superiores, las peridotitas con

Fig. 1.- A) Localización geográfica de las Cordilleras Béticas. B) Mapa geológico de los princi-pales afloramientos de peridotitas de Ronda.

Fig. 1.- A) Geographic location of the Betic Cordilleras. B) Geological map of the main outcropsof the Ronda peridotites.

20

plagioclasa (P<1500 MPa), en la posicióninferior de los macizos y las peridotitascon espinela quedan en el interior(2500>P>1500 MPa).

Estructura de los macizos deCarratraca

Los macizos de Carratraca contienenlherzolitas con espinela recubiertas porperidotitas con granate, aunque la conser-vación de agregados de clinopiroxeno-or-topiroxeno-espinela con microestructuraprotogranular en las peridotitas con espi-nela indicaría que los macizos derivan deperidotitas con granate antiguas. Las ca-pas máficas son paralelas a la foliación alo largo de los macizos de Carratraca, ex-cepto en el nivel estructural inferior de la

Sierra de Aguas. Debido a que la oblicuidadentre la foliación y las capas máficas es ca-racterística de las facies con plagioclasa enlos macizos de Sierra Alpujata y de SierraBermeja, estas capas máficas marcan pro-bablemente la transición hacia las peridoti-tas con plagioclasa subyacentes.

Los macizos de Carratraca incluyentres dominios texturales (Esteban, 2003;Esteban et al., 2004). Predominan las pe-ridotitas con espinela de microestructuraporfiroclástica, bien foliadas y de tamañode grano medio. Dentro de las peridotitasporfiroclásticas se encuentran cuerposlenticulares de lherzolitas granulares degrano grueso, con enstatita globular > 1cm. En el exterior de estos cuerpos lenti-culares suele existir una débil foliación,concordante con la foliación de las peri-

dotitas porfiroclásticas. Finalmente, el te-cho de los macizos presenta una reduc-ción progresiva del tamaño de grano y unreforzamiento de la foliación, que generamilonitas de grano fino. Estas relacionesimplican que las lherzolitas granulares ci-tadas son el dominio tectónico más anti-guo de las peridotitas de Ronda, de acuer-do con las interpretaciones de las mi-croestructuras granulares en los xenolitosdel manto (Mercier y Nicolas, 1975).

Los dominios miloníticos de Carra-traca, Sierra Bermeja (Darot y Boudier,1975) y Sierra Alpujata (Tubía y Cuevas,1986) contienen frecuentemente una li-neación mineral definida por grandes gra-nos de enstatita (5-10 cm de largo, X/Z =25), estirados por deslizamiento intracris-talino. Conviene señalar que estos granosrecuperarían tamaños y formas similaresa las enstatitas globulares de grano grue-so si se invierte el deslizamiento intracris-talino. Esta observación tiene dos impli-caciones interesantes: 1) las peridotitasmiloníticas son más modernas que lasgranulares de grano grueso y 2) las peri-dotitas de grano grueso existían en losdominios porfiroclástico y milonítico an-tes de la milonitización. Por tanto, nues-tros resultados completan y modifican lasevoluciones tectónicas que interpretan to-das las peridotitas granulares de los maci-zos de Ronda como facies modernas for-madas a partir de tectonitas con espinela,y confinadas siempre entre las peridotitascon espinela y las de plagioclasa (Van derWal y Vissers, 1996).

En los macizos de Sierra Alpujata ySierra Bermeja, las trayectorias de la fo-liación son casi paralelas a los límites en-tre las facies petrológicas (Obata, 1980) oa los dominios microestructurales (Tubíay Cuevas, 1986; Van der Wal y Vissers,1996) y aproximadamente concordantescon la zona de cizalla extensional quemarca el contacto con la secuenciametamórfica suprayacente (Balanyá etal., 1997; Argles et al., 1999). Por el con-trario, la estructura de las peridotitas deCarratraca (Fig. 2) se caracteriza por laoblicuidad entre la foliación y los domi-nios microestructurales. Esto es especial-mente evidente en la Sierra de la Robla,donde las direcciones N-S de la foliaciónen el dominio porfiroclástico, están casi a90º del límite E-O con las milonitas. En lasección inferior de la mitad oriental de laSierra de Aguas, las trayectorias de la fo-liación divergen de los contactos entre losdominios microestructurales, pero en unsentido contrario al de la Sierra de la Ro-bla. Los dominios miloníticos muestranfoliaciones buzando fuertemente hacia elNorte, con bandas anostomosadas carac-

Fig. 2.- Mapa estructural de los macizos ultramáficos de Carratraca. Cabe resaltar que lastrayectorias de la foliación muestran una inflexión de sentido contrario en la Sierra de la

Robla y en la Sierra de Aguas.

Fig. 2.- Structural map of the Carratraca ultramafic massifs. Note that the foliation trajectoriesdisplay opposite sense of inflections in Sierra de la Robla and in Sierra de Aguas.

21

terísticas de una deformación coaxial enambos macizos. Debido a que se encuen-tran modelos estructurales y cinemáticossimilares en la zona de cizalla extensionalde la secuencia metamórficasuprayacente a las peridotitas (Argles etal., 1999), se puede asumir que lamilonitización de las peridotitas se pro-dujo también en un contexto extensional.

Las reconstrucciones tectónicas,usando la zona de cizalla extensional bas-culada como un marcador paleohorizon-tal, muestran a los dos macizos de Carra-traca en los flancos opuestos de un domocon unas paredes inclinadas (Fig. 3). Lazona de foliaciones anostomosadas de lasperidotitas de Sierra de Aguas está deacuerdo con la localización en la zona demontera del diapiro. El diapiro tendríauna anchura aproximada de unos 5 km ensu zona central. Su altura es más difícil deprecisar, pero puede estimarse en £ 5 km,que es la diferencia entre el espesor máxi-mo (10 km) de los dominios de espinela ygranate en Sierra Bermeja (Obata, 1980)y el espesor de esos dominios que afloraen el macizo de Carratraca.

Discusión y conclusiones

Los datos de anisotropía sísmica y ladistribución de xenolitos del manto en elMacizo Central Francés (Nicolas et al.,1987), predicen el desarrollo de diapirosestrechos y verticales bajo rifts continen-

tales. La forma del diapiro de Carratracaestá de acuerdo con estas prediccionesaunque su ascenso (£ 5 km) fue unas diezveces menor que en un diapiro relaciona-do con un rift (> 50 km). Esto indica queel diapiro de Carratraca se detuvo rápida-mente después de la intrusión de laastenosfera, debido probablemente a unaislamiento térmico deficiente. Esta evo-lución también concuerda con la escasezde rocas ígneas máficas en las CordillerasBéticas debido a que un manto ascenden-te que no está térmicamente aislado seenfría rápidamente y, por lo tanto, apenasse funde. Las tasas de enfriamiento cal-culadas en las rocas metamórficas cir-cundantes varían entre 100 y 500 ºC/Ma(Zeck et al., 1992; Monié et al., 1994;Sánchez-Rodríguez y Gebauer, 2000).Asumiendo que una tasa media de 400ºC/Ma puede ser aplicada a lasperidotitas, el diapiro de Carratraca sepodría desarrollar en, aproximadamente,1,1 Ma, que es el tiempo en el que laastenosfera se enfriaría desde 1240 a 800ºC, que constituye el límite plástico parala deformación de las peridoti tas(Nicolas, 1989). Por tanto, la construc-ción de un diapiro de 5 km de alto re-quiere una tasa de ascenso inferior a 4,5mm/año. Esta estimación es razonable, sitenemos en cuenta la existencia de unacorteza continental atenuada sobre lasperidotitas de Ronda y que los diapirosastenosféricos que ascienden a tasas ³ 1

cm/año producen acreción de cortezaoceánica (Huismans et al., 2001).

La presencia de diamantesgrafitizados en las peridotitas con granatede estos macizos indica una extraccióndesde profundidades superiores a los 180km (Davies et al., 1993). Nuestro modelorequiere un origen doble para lasperidotitas de Ronda: una litosferasubcontinental más fría y más antigua(dominios con granate y espinela) y unaastenosfera caliente y más joven (lasperidotitas con plagioclasa). Este origenayuda a explicar la coexistencia deperidotitas granulares primarias y secun-darias y la zonación metamórfica inversade las peridotitas de Ronda. Nosotros su-ponemos que las facies granulares prima-rias son remanentes de un manto que pro-bablemente estuvo en el campo de estabi-lidad del granate desde el Jurásico, lo queexplicaría la completa grafitización deldiamante. Las dataciones U/Pb SHRIMPsobre circones de las piroxenitas con gra-nate indican un proceso de fusión parcialdurante el Mesozoico (Sánchez-Rodríguez y Gebauer, 2000), que apoyanuestra interpretación. Las peridotitasgranulares secundarias, descritas por Vandel Wal y Vissers (1996) se habrían desa-rrollado por recrecimiento mineral de lasperidotitas con espinela y serían el reflejodel calentamiento inducido por laastenosfera infrayacente. Las peridotitascon plagioclasa se habrían añadido a la

Fig. 3.- A) Esquema del diapiro obtenido tras la reconstrucción estructural de los macizos de Carratraca. B) Esquema tectónico donde se mues-tra el ascenso de la astenosfera, responsable del desarrollo del diapiro de Carratraca, por la delaminación del manto litosférico.

Fig. 3.- A) Sketch of the diapir obtained after the structural restoration of the Carratraca massifs. B) Tectonic sketch showing the astenosphereupwelling, responsible of the development of the Carratraca massif diapir, associated to the delamination of the lihospheric mantle.

22

litosfera durante el Mioceno, ya que seencuentran equilibradas en condicionessimilares a las eclogitas infrayacentes,que han sido datadas por el método U/PbSHRIMP sobre circones en 19,9 ± 1,7 Ma(Sánchez-Rodríguez y Gebauer, 2000).

La formación de las peridotitas deRonda se ha producido parcialmente enun entorno de subducción, que generó unfuerte proceso extensional, como se evi-dencia por la preservación de eclogitas enlas unidades metamórficas infrayacentes(Tubía y Gil Ibarguchi, 1991; Tubía et al.,1997) y un importante adelgazamientocortical y metamorfismo térmico de la re-gión (Balanyá et al., 1997; Argles et al.,1999), respectivamente. La edad del pro-ceso extensional está bien establecida enel Mioceno inferior (Zeck et al., 1992;Monié et al., 1994; Sánchez-Rodríguezy Gebauer, 2000). La delaminación de lalitosfera subducida bajo el orógenoBético Rifeño se produjo en esa época(Platt y Vissers, 1989; Seber et al.,1996), lo que hace posible la yuxtaposi-ción de una astenosfera joven y calientecontra otra más antigua y más fría. A par-tir de las consideraciones anteriores, seinfiere que la delaminación fue un pro-ceso muy corto; esta situación es razo-nable en la región Bético-Rifeña, en laque la convergencia N-S entre Iberia yÁfrica se mantiene desde el Cretácico(Dewey et al., 1989). Esas condicionestectónicas favorecen la renovación de laconvergencia y de la subducción (Tubíaet al., 1997), mientras que el debilita-miento térmico y la litosfera atenuadaproducen una inestabilidad reológica parala focalización de los procesos desubducción.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado por losproyectos de investigación BTE 2001-0634 (Ministerio de Ciencia y Tecnolo-gía) y “Grupos consolidados de investi-gación” de la UPV/EHU.

Referencias

Argles, T.W., Platt, J.P. y Waters, D.J.(1999). Journal of the Geological So-ciety (London), 156, 149-162.

Balanyá, J.C., García-Dueñas, V. y Aza-ñón, J.M. (1997). Tectonics, 16, 226-238.

Brueckner, H.K. y Medaris, Jr. L.G.(2000). Journal of the MetamorphicGeology, 18, 119-130.

Darot, M. y Boudier, F. (1975). Pétrolo-gie, 1, 225-236.

Davies, G.R., Nixon, P.H., Pearson, D.G.y Obata, M. (1993). Geology, 21, 471-474.

Dewey, J.F., Helman, M.L., Turco, E.,Hutton, D.W.H. y Knott, S.D. (1989).En: Alpine Tectonics (Coward, M.P.,Dietrich, D. y Park, R.G., Eds.). Geolo-gical Society of London Special Publi-cation, 45, 265-283.

Esteban, J.J. (2003). Evolución estructu-ral de los macizos ultramáficos de Ca-rratraca (Málaga): influencia de laserpentinización. Tesis Doctoral, Univ.del País Vasco, 322 p.

Esteban, J.J. Cuevas, J. y J.M. Tubía.(2004). Revista de la Sociedad Geoló-gica de España, 17, 103-115.

Huismans, R.S., Podladchikov, Y.Y. yCloethingh, S.J. (2001). Journal ofGeophysical Research, 106, 11271-

11291.Lundeen, M.T. (1978). Geological Socie-

ty of America Bulletin, 89, 172-180.Mercier, J.C. y Nicolas, A. (1975). Jour-

nal of Petrology, 2, 454-487.Monié, P., Torres-Roldán, R.L. y García-

Casco, A. (1994). Tectonophysics, 238,353-379.

Nicolas, A. (1989): Structures of ophio-lites and Dynamics of oceanic lithos-phere. Kluwer Academic Publishers,367 p.

Nicolas, A., Lucazeau, F. y Bayer, R.(1987). En: Mantle xenoliths (NixonP.H., Ed.). John Wiley and Sons, 563-574.

Obata, M. (1980). Journal of Petrology,21, 533-572.

O’Hara, M.J. (1967). En: Ultramafic andRelated Rocks (Wyllie, P.J., Ed.). JohnWiley and Sons, 393-401.

Platt, J.P. y Vissers, R.L.M. (1989). Geo-logy, 17, 504-543.

Sánchez-Rodríguez, L. y Gebauer D.(2000). Tectonophysics, 316, 19-44.

Seber, D., Barazangi, M., Ibenbrahim, A.y Demmati, A. (1996). Nature, 785-790.

Tubía, J.M. y Cuevas, J. (1986). Journalof Structural Geology, 8, 473-482.

Tubía, J.M., Cuevas, J. y Gil Ibarguchi,J.I. (1997). Tectonophysics, 279, 227-252.

Tubía, J.M. y Gil Ibarguchi, J.I. (1991).Journal of the Geological Society(London), 148, 801-804.

Van der Wal, D. y Vissers, R.L.M.J.(1996). Journal of Petrology, 37, 23-43.

Zeck, H.P., Monié, P. Villa, I. y Hansen,B.T. (1992). Geology, 20, 79-82.