Geologia: Le Ofioliti

Le Ofioliti sono sezioni di crosta oceanica e del sottostante mantello che sono state sollevate o sovrapposte alla crosta continentale fino ad affiorare.

Affioramento Ofiolitico

Il nome ofiolite, dal greco ὄφις= serpente e λίθος = roccia, letteralmente roccia serpente, è dovuto alla loro caratteristica colorazione verdognola, che ricorda la pelle di molti rettili. Le ofioliti sono conosciute nel lessico popolare con il termine di rocce verdi o pietre verdi.

Basalti a cuscino serpentinizzati.

Il termine ofiolite è stato usato per la prima volta, da Alexandre Brongniart nel 1813 in riferimento ad un gruppo di rocce verdi (serpentiniti e diabasi) delle Alpi. Successivamente il concetto fu ampliato da G. Steinmann (1907), che alla serpentinite associò basalti a cuscino e selce contenente resti fossili di radiolari, di frequente rilievo nelle Alpi orientali.
L'interesse per le ofioliti crebbe a partire dai primi anni sessanta con la scoperta che questa sequenza di rocce era simile a quella che si ritrova sui fondali oceanici in espansione. Questa scoperta era legata da un lato all’osservazione delle bande magnetiche, parallele alla dorsale medio-atlantica, con polarità inversa fra loro, nelle rocce del fondo oceanico, interpretata nel 1963 come la prova dell’espansione del fondo oceanico; e dall'altro all'osservazione di un complesso di filoni stratificati all'interno delle ofioliti di Troodos (Cipro), che doveva essere stato generato dall’intrusione di nuovo magma, dato che non rimanevano tracce di rocce di contenimento più vecchie.
Nel 1971 Moores e Vine conclusero che il complesso di Troodos poteva essere stato formato solo da un processo di espansione del fondo oceanico come proposto nel 1963. Così è stata universalmente accettata l'interpretazione che le ofioliti siano 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 resti obdotti di un bacino oceanico preesistente consumato dal fenomeno della subduzione. Questa evidenza è uno dei pilastri della tettonica a zolle e le ofioliti hanno quindi un ruolo centrale nella conferma di tale teoria.

Pillow Lava

Si è stabilito che il termine ofiolite non deve indicare un tipo di roccia particolare, bensì un'associazione di rocce femiche e ultrafemiche caratterizzata, dal basso verso l'alto, da un complesso basale peridotitico, metamorfosato, un complesso gabbrico, dicchi femici e un complesso di lave basaltiche a cuscino. Questa sequenza, inoltre, può essere ricoperta da sedimenti oceanici. Le ofioliti sono state considerate come il risultato dell'intrusione di magmi basici nei depositi sedimentari eugeosinclinalici durante la fase di geosinclinale del ciclo orogenetico. Secondo un'altra interpretazione le ofioliti rappresenterebbero frammenti alloctoni di antica crosta oceanica, strappati e impilati sull'orogene nel corso di una orogenesi (vedi orogenetico). Successivamente queste rocce con l'evolversi dell'orogenesi sarebbero state frantumate, dislocate, metamorfosate, ecc. Nell'ambito di questa ipotesi, le aree del nostro pianeta, nelle quali affiorano i complessi ofiolitici, denominate megasuture, vengono interpretate come antiche zone di convergenza tra placche litosferiche. Le ofioliti hanno anche importanza economica locale, potendo essere sfruttate come pietre ornamentali o perché talora sono loro associate mineralizzazioni utili.

La sequenza stratigrafica che si osserva generalmente 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.

Struttura semplificata di un complesso ofiolitico:
1. Camera magmatica assiale
2. Sedimenti
3. Basalti a cuscino
4. Dicchi basaltici foliati
5. Gabbro stratificato
6. Cumuliti di Dunite/peridotite

Testo tratto da Wikipedia e Sapere.it - Foto: Google Immagini

Dorsale Medio Oceanica - Tettonica delle Placche

Dorsali Medio Oceaniche

Le dorsali oceaniche sono strutture create dove due placche si allontanano e il sottostante mantello astenosferico risale depressurizzandosi in condizioni semiadiabatiche. Ciò permette la fusione parziale del mantello tra i 30 e 100 km di profondità. I magmi risalgono in superficie a formare nuova crosta oceanica di composizione basaltica (MORB, Mid ocean ridge basalts). La superficie terrestre è attraversata da oltre 65.000 km di dorsali oceaniche, le più importanti delle quali sono la dorsale pacifica (EPR, East pacific rise), la dorsale atlantica (MAR, Mid atlantic ridge) e quella Indiana (Indian ridge). La dorsale pacifica è la più veloce avendo tassi di espansione oceanica anche di oltre 150 mm/anno. In corrispondenza delle dorsali oceaniche il flusso di calore aumenta e diminuisce la velocità delle onde sismiche per la presenza di mantello parzialmente fuso al di sotto di esse che ne riduce la rigidità. Diminuisce, inoltre, la batimetria oceanica che è mediamente di ca. 2500 m; le dorsali possono anche emergere come in Islanda, oppure trovarsi a profondità di 4000 m come nel Bacino di Cayman, nel mare Caraibico. Sono caratterizzate da terremoti di magnitudo mediamente inferiore a 7,5, sia perché sono zone con alto flusso di calore (>150÷200 mW m−2) sia perché rompere le rocce in estensione richiede molta meno energia che non in compressione come lungo le zone di subduzione.

Dorsale medio-atlantica nel sud dell'Islanda, presso il parco nazionale di Þingvellir.

Le dorsali oceaniche sono strutture mobili al di sopra del mantello, anche loro scollate rispetto all’astenosfera sottostante, e costituiscono le zone di produzione di nuova crosta oceanica che copre circa due terzi della superficie terrestre. La crosta oceanica man mano che si allontana dalla dorsale, assieme a una parte del mantello sottostante, si raffredda e raggiunge profondità fino a oltre 6000 m perché diviene progressivamente più densa. Le dorsali veloci presentano un gradiente batimetrico minore rispetto alle zone batiali adiacenti, e una forma a cuspide; quelle lente presentano una rift valley con faglie distensive e graben ben sviluppati. Le dorsali oceaniche sono segmentate da faglie trascorrenti ortogonali dette trasformi, in cui il rifting si trasferisce ai vari segmenti di dorsale. La crosta oceanica, raffreddandosi congela al di sotto della temperatura di Curie i minerali ferromagnetici che si orientano nella direzione del campo magnetico. L’analisi dei fondali marini adiacenti le dorsali oceaniche, effettuata con magnetometri dagli anni Cinquanta del XX sec. in poi, ha permesso di ricostruire la polarità, oltre che l’intensità del campo magnetico al momento della fissazione dei minerali. La specularità della registrazione magnetica sui due lati delle dorsali ha dimostrato in modo definitivo la mobilità della litosfera e, dunque, la tettonica delle placche.

Testo tratto dall'enciclopedia on line Treccani, link originale.