Ofioliti

Ofioliti

Le Ofioliti sono sezioni di crosta oceanica e del sottostante mantello che sono state sollevate o sovrapposte alla crosta continentale fino ad affiorare. Ofiolite deriva dal greco ophis serpente e lithos roccia per la caratteristica colorazione verde. Il termine Ofiolite è stato usato, per la prima volta, da Alexandre Brongniart (1813) in riferimento ad un gruppo di rocce verdi (serpentiniti e diabasi) delle Alpi. Successivamente il termine fu ampliato da Steinmann (1927) per includere serpentiniti, basalti a cuscino, e selci, sempre per definire affioramenti nelle Alpi. Questo termine non fu molto usato fino ai primi anni ’60 con la scoperta che questa sequenza di rocce era simile a quella che si ritrova sui fondali oceanici in espansione. Questa scoperta era legata ad altre due: a) l’osservazione delle bande magnetiche, parallele alla dorsale medio-atlantica, con polarità inversa fra loro, nelle rocce del fondo oceanico, interpretata da Vine e Matthews (1963) come la prova dell’espansione del fondo oceanico. b) l’osservazione di un complesso di filoni stratificati all’interno delle ofioliti di Troodos (Cipro) da parte di Gass et alii, che doveva essere stato generato dall’intrusione di nuovo magma dato che non rimanevano tracce di rocce di contenimento più vecchie (Gass 1968). Moores e Vine (1971) conclusero che il complesso di Troodos potesse essere stato formato solo da un processo di espansione del fondo oceanico come quello proposto da Vine e Matthews (1963). Così è stato universalmente accettata l’interpretazione che le ofioliti sono parti di crosta oceanica tettonicamente portate in superficie. La grande importanza geologica delle ofioliti risiede nel testimoniare, all’interno delle grandi catene montuose come le Alpi e l’ Himalaya, la presenza di un bacino oceanico preesistente consumato dal fenomeno della subduzione. Queste evidenza è uno dei pilastri della tettonica a zolle e le ofioliti hanno comunque un ruolo centrale nella validazione della teoria della tettonica a zolle.

Stratigrafia e definizione

La sequenza stratigrafica che si osserva nelle ofioliti corrisponde alla sequenza di formazione della litosfera nelle dorsali medio-oceaniche:

Sedimenti: Argilliti (Argille nere) e selci depositatesi sul fondo oceanico. Sequenza effusiva: Basalti a cuscino che mostrano la superficie di contatto tra il magma e l’acqua di mare. Filoni stratificati: filoni colonnari che alimentano superiormente i basalti a cuscino. Rocce intrusive superficiali: Gabbro isotropico, che indica la presenza di una camera magmatica dove avviene il frazionamento del magma. Peridotite massiva: Strati ricchi in dunite che sono esterni alla camera magmatica. Peridotite tettonizzata: roccia del mantello ricca in Harzburgite-Lherzolite. Una conferenza internazionale sulle ofioliti nel 1972 ridefinì il termine ofiolite includendo solo la lista delle rocce descritte in precedenza, escludendo i sedimenti depositatesi indipendentemente dalla crosta su cui si trovano. Questa definizione è stata contestata recentemente dai nuovi studi dell’ e da altre campagne di perforazione oceanica che hanno mostrato come l’attuale crosta oceanica può essere molto variabile e che le rocce effusive sono in posto direttamente sulle peridotiti tettonizzate, senza i gabbri intermedi. Molte ofioliti hanno simili variazioni nella loro stratigrafia, alcune primarie altre dovute a successivi movimenti tettonici.

Ricerche

I ricercatori sono riusciti a perforare solo 1.5 km dei 6-7 km di spessore della crosta oceanica, così le conoscenze sugli strati più profondi derivano dalla comparazione degli studi geosismici con le strutture ofiolitiche affioranti. La crosta oceanica ha una struttura geosismica compatibile con la sequenza stratigrafica come quella sopra descritta. Nel dettaglio ci sono delle difficoltà con molte ofioliti che presentano un più sottile strato di rocce effusive rispetto a quello rilevato per la crosta oceanica. Un altro problema della relazione fra ofioliti e crosta oceanica è lo spesso strato di gabbri delle ofioliti che richiede la presenza di grandi camere magmatiche al di sotto delle dorsali oceaniche. Le rilevazioni sismiche hanno rilevato la presenza di poche camere magmatiche sotto le dorsali e comunque molto sottili. Poche perforazioni profonde hanno intercettato il livello di gabbro nella crosta oceanica ed esso non risulta stratificato come nelle ofioliti.

La circolazione di fluidi idrotermali attraverso la crosta oceanica neoformata causa la serpentinizzazione cioè l’alterazione delle peridotiti e l’alterazione dei minerali costituenti i gabbri e i basalti verso organizzazioni mineralogiche di più bassa temperatura. Per esempio, plagioclasi, pirosseni, e olivine nei filoni colonnari e nelle parti effusive si alterano in albite, clorite e serpentino rispettivamente. Spesso, filoni ricchi di zolfo-ferro si trovano sopra rocce molto alterate di epidoto e quarziti, che sono la prova della presenza attività idrotermali che continuava ad operare sulla crosta oceanica che si allontanava progressivamente dalla dorsale.

Nonostante sia ragionevole credere che le ofioliti siano comunque composte da crosta oceanica e parti del mantello, alcuni problemi si evidenziano ad un esame più ravvicinato. Differenze di composizione che riguardano i contenuti di silice (SiO2) e d’ ossido di titanio (TiO2), per esempio, pongono i basalti delle ofioliti nel campo delle rocce delle zone di subduzione (~55% silice, <1% TiO2), mentre i basalti di dorsale medio-oceanica hanno tipicamente ~50% silice e 1.5-2.5% TiO2. Queste differenze di chimismo si estendono anche agli elementi in tracce (elementi presenti in concentrazioni inferiori a 1000ppm). In particolare, gli elementi in tracce associati a zone di subduzione vulcaniche (arco insulare) si riscontrano in alte concentrazioni nelle ofioliti mentre gli elementi in tracce che si trovano in alte concentrazioni nei basalti delle dorsali medio-oceaniche e sono scarsi nelle zone vulcaniche di subduzione sono scarsi anche nelle ofioliti. Una situazione di avant’arco per la maggior parte delle ofioliti risolve anche il problema di come possa essere stata trasportata della crosta oceanica sopra la crosta continentale. Si ipotizza che la crosta continentale che venga portata dalla sottostante zolla tettonica dentro una zona di subduzione, si scontri con la zolla obducente provocando la fine della subduzione, con conseguente sollevamento della parte di crosta continentale subdotta (la crosta continentale ha una densità nettamente inferiore a quella della crosta oceanica e del mantello) che trasporta su di sé parti della crosta oceanica – le ofioliti. Ofioliti con una composizione compatibile ai basalti tipici dei punti caldi (hot spot) o delle dorsali medio-oceaniche sono rari, e sono generalmente molto sparpagliati all’interno dei cunei d’accrezione createsi nelle zone di subduzione.

Gruppi ofiolitici e serie ofiolitiche

La maggioranza delle serie ofiolitiche può essere divisa in due gruppi: Tedidiani e Cordilerriani. Le ofioliti tediane sono caratteristiche del Mediterraneo Orientale, es. Trodos a Cipro e Semail in Oman, e consistono in serie relativamente complete di rocce che corrispondono alla successione classica delle ofioliti e sono state messe in posto su di un margine continentale quasi intatto (Tedide è il nome dato al mare che separava l’Europa dall’Africa). Le ofioliti cordirelliane sono tipicamente quelle che si rinvengono sulle catene montuose dell’America Nord-occidentale (la Cordigliera). Queste ofioliti giacciono su cunei di accrezione (complessi di subduzione) e non sono associati a margini continentali passivi. In queste sono incluse le ofioliti della California del Coast Range, le ofioliti delle montagne Klamath (California, Oregon), e le ofioliti della parte sud delle Ande. Nonostante le differenze di messa in posto, entrambi i tipi di ofiolite sono esclusivamente di origine SSZ(supra-subduction zone, vedi Shervais, 2001). Le serie ofiolitiche delle alpi e di altre catene derivate da collisioni continentali non si sono formate con la subduzione ma piuttosto rappresentano il margine continentale assottigliato che si forma durante l’espansione del fondo oceanico a seguito della deriva delle zolle tettoniche. Questa iniziale crosta oceanica rimane incastrata contro il margine continentale a seguito della successiva chiusura del bacino oceanico, intrappolando l’iniziale crosta oceanica nella zona di collisione. L’età delle ofioliti è spesso sorprendentemente vicina all’epoca del loro posizionamento sulla crosta continentale. Le ofioliti sono presenti in tutte le principali catene montuose mondiali sia collisionali (es. Himalaya) che no (es. Ande). Il chimismo delle ofioliti correlato alle zone di subduzione e la loro associazione con le catene montuose suggerisce che la loro formazione e messa in posto siano correlate alla chiusura dei bacini oceanici e alla collisione fra zolle (fase finale del ciclo di Wilson) piuttosto che all’apertura degli oceani e alla conseguente espansione del fondo oceanico come inizialmente si riteneva.

Ulteriormente, la presenza delle ofioliti lungo la storia della Terra non è costante ma piuttosto si sono formate e messe in posto a determinati intervalli. Questi periodi di tempo ben corrispondono alle fasi di separazione e deriva dei super-continenti –non perché si formino presso le dorsali che separano i continenti, ma perché il grande oceano che coesisteva ai super-continenti doveva subire la subduzione lungo nuove zone di subduzione mentre procede l’espansione oceanica.

Esempi

Affioramenti ofiolitici nel mondo::

• Jormua Ofioliti in Fillandia
• Troodos Ofioliti nelle montagne di Troodos a Cipro
• Vourinos and Pindos Ofioliti nel Nord della Grecia
• Semail Ofioliti in Oman e negli Emirati Arabi Uniti
• Betts Cove, St. Anthony, Little Port, Advocate, Gander River, Pipestone Pond, Great Bend e Annieopsquotch Ofioliti nel Newfoundland Canada
• Le Ofioliti della Bay of Islands in Gros Morne National Park, Newfoundland Canada, definite dall’ UNESCO Patrimonio dell’Umanità nel 1987 per la loro perfetta e completa stratificazione ofiolitica.
• The Lizard in Cornovaglia, Inghilterra
• Coast Range, Smartville, e le Klamath Mountains della California
• Le Ofioliti di Papua nella Papua-New Guinea
• Le sequenze ofiolitiche del Giappone: Yakuno, Horokanai, e Poroshiri,.
• Il complesso ofiolitico di Ballantrae, nel Girvan-Ballantrae, SO di Ayrshire, Scozia.

Riferimenti

• Brogniart, A. (1813) "Essai de classifacation mineralogique des roches melanges" Journal des Mines, v. XXXIV, 190-199.
• Gass, I.G. (1968) "Is the Troodos massif of Cyprus a fragment of Mesozoic ocean floor?" Nature', 220, 39-42.
• Church, W.R. and Stevens, R.K. (1970) "Early Paleozoic ophiolite complexes of the Newfoundland Appalachians as mantle-oceanic crust sequences". Journal of Geophysical Research, 76, 1460-1466.
• Moores E.M. and Vine, F.J. (1971) "The Troodos massif, Cyprus, and other ophiolites as oceanic crust: Evaluation and implications" Philosophical Transactions of the Royal Society of London, 268A, 443-466.
• Moores, E.M. (2003) "A personal history of the ophiolite concept" in Dilek and Newcomb, editors, Ophiolite Concept and the Evolution of Geologic Thought Geological Society of America, Special Publication 373, 17-29.
• Shervais, J.W., 2001, "Birth, Death, and Resurrection: The Life Cycle of Suprasubduction Zone Ophiolites," Geochemistry, Geophysics, Geosystems, vol. 2, (Paper number 2000GC000080), 20,925 words, 8 figures, 3 tables. [online journal]
• Steinmann, G (1927) "Die ophiolitshen zonen in den mediterranen Kettengebirgen", translanted and reprinted by Bernoulli and Friedman, in Dilek and Newcomb, editors, Ophiolite Concept and the Evolution of Geologic thought (Geological Society of America, Special Publication 373), 77-91.
• Vine F.J. and Matthews D.H. (1963) "Magnetic anomalies over ocean ridges", Nature 199, 947-949

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