Ofiolita

Unha ofiolita é unha sección da codia oceánica terrestre e de capas superiores do manto subxacentes que foron elevadas e quedaron expostas por riba do nivel do mar e xeralmente situadas sobre rochas da codia continental. Estes conxuntos de rochas e as súas secuencias denomínase tamén secuencias ofiolíticas ou complexos ofiolíticos. A palabra procede do grego ophio e lithos e significa 'rocha serpente', pola cor verde que teñen moitas ofiolitas, con debuxos ás veces parecidos aos da pel das serpes.
A grande importancia que teñen as ofiolitas en xeoloxía débese á súa aparición en cintos montañosos como os Alpes e os Himalaias, onde documentan a existencia de antigas cuncas oceánicas que se introduciron no manto por subdución ata desapareceren totalmente (obdución) durante os choques entre placas. As ofiolitas son fundamentais no estudo da tectónica de placas e a interpretación de antigos cintos montañosos. En Galicia, no complexo de Cabo Ortegal, considérase que hai unha secuencia ofiolítica, resultante de antigos choques continentais. Pseudoestratigrafía e definición
As secuencias similares ás estratigráficas que se observan nas ofiolitas, denominadas secuencias ofiolíticas, correspóndense cos procesos de formación de litosfera nas dorsais mesooceánicas, e son desde a parte superior á inferior, as seguintes: Sedimentos: barros (lousas negras) e cherts depositados desde a formación da codia oceánica.
Secuencia extrusiva: lavas almofadadas basálticas que indican o contacto entre o magma e a auga do mar.
Complexos de diques laminares: diques verticais, paralelos que alimentan as lavas da parte superior.
Intrusivas de alto nivel: gabro isotrópico, indicativo dunha cámara de magma fraccionada.
Gabro en capas, resultante do depósito de minerais dunha cámara de magma.
Cúmulos de peridotitas: capas ricas en dunita de minerais que se depositaron a partir dunha cámara de magma.
Peridotitas tectonizadas: rochas do manto terrestre ricas en harzburxita/lherzolita.
Nunha conferencia de Penrose sobre ofiolitas de 1972 redefiniuse o termo ofiolita para incluír só as rochas ígneas da lista anterior, excluíndo os sedimentos formados independentemente da codia onde se asentaron. Esta definición foi posta en cuestión recentemente porque novos estudos da codia oceánica do Programa de Perforación Oceánica Integrado (Integrated Ocean Drilling Program) e outras expedicións mariñas de investigación atoparon que a codia oceánica in situ pode ser bastante variable, e que nalgúns lugares as rochas volcánicas se depositan directamente sobre a tectonita peridotita, sen intercalación de gabros. Investigación
Fixéronse perforacións na codia oceánica de só uns 1, 5 km de profundidade, cando o grosor total da codia oceánica é de 6 a 7 km, polo que os coñecementos sobre esta codia proceden principalmente de comparar as estruturas ofiolíticas aflorantes con sondaxes sísmicas in situ da codia oceánica. A codia oceánica ten unha estrutura de velocidade de propagación das ondas sísmicas separada en capas formada por unha serie de rochas dispostas en capas similar á da lista de arriba. Non obstante, vista en detalle xorden algúns problemas, xa que moitas ofiolitas mostran acumulacións máis delgadas de rochas ígneas que as que se poden inferir do estudo directo da codia oceánica. Outro problema é que a grosa capa de gabros das ofiolitas supón a existencia de grandes cámaras de magma debaixo das dorsais oceánicas. As sondaxes sísmicas das dorsais só indican a existencia dunhas poucas cámaras de magma baixo as dorsais e estas son bastante pequenas. Algunhas perforacións profundas na codia oceánica interceptaron gabro, pero este non está disposto en capas como o gabro das ofiolitas. [Cómpre referencia]
A circulación de fluídos hidrotermais nas codias oceánicas xoves causa a serpentinización ou alteración das peridotitas e dos minerais dos gabros e basaltos a ensamblaxes de baixa temperatura. Por exemplo, os plaxioclasios, piroxenos e olivinos nos diques laminares e lavas alteran a albita, clorita e serpentina, respectivamente. A miúdo, encóntranse xacementos minerais como depósitos de sulfuros ricos en ferro sobre epidositas (rochas de epidota-cuarzo) moi alteradas que son unha proba de antigas chemineas negras, como as que agora continúan funcionando nos centros de expansión do fondo oceánico das dorsais actuais. [Cómpre referencia]
Por tanto, hai moitas razóns para crer que as ofiolitas son realmente restos de codia oceánica e manto, pero non está tan claro se son restos de zonas de dorsal ou de zonas de subdución. As diferenzas composicionais en contidos de sílice (SiO2) e titanio (TiO2), por exemplo, sitúan os basaltos das ofiolitas no dominio das zonas de subdución (~55% de sílice, <1% de TiO2), mentres que os basaltos das dorsais oceánicas teñen ~50% de sílide e un 1, 5–2, 5% de TiO2. Estas diferenzas químicas esténdense aos elementos traza (elementos que aparecen en cantidades de 1000 ppm ou menos). En particular, os elementos traza asociados con zonas de subdución (arcos de illas) volcánicas adoitan ser abundantes nas ofiolitas, mentres que os elementos traza que son abundantes nos basaltos das dorsais pero baixos nas zonas de subdución volcánicas están en baixa cantidade nas ofiolitas.
A orde de cristalización dos feldespatos e piroxenos (clino- e ortopiroxeno) nos gabros está invertida, e as ofiolitas tamén parecen ter unha complexidade magmática multifase similar á das zonas de subdución. De feito, hai probas crecentes de que a maioría das ofiolitas se xeraron cando empezou a subdución e así representan fragmentos de litosfera de antearco. Isto levou á introdución do termo ofiolita de "zona de suprasubdución" na década de 1980 para reflectir mellor que algunhas ofiolitas están máis relacionadas con arcos de illas que con dorsais oceánicas. En consecuencia, algúns doa localizacións clásicas de ofiolitas que se pensaba que estaban relacionados coa expansión do fondo oceánico (Troodos en Chipre, Semail en Omán) consideráronse despois ofiolitas de zona de suprasubdución, formadas pola rápida extensión dunha codia antearco durante o inicio da subdución.
Unha orixe nunha zona antearco da maioría das ofiolitas tamén resolve o problema antes enigmático de como a litosfera oceánica pode acabar quedando situada enriba da codia continental. Parece que os sedimentos da acreción continental, se son arrastrados pola placa que está descendendo nunha zona de subdución, déixana bloqueada e fan que cese a subdución, o que ten como resultado o rebote do prisma de acreción coa litosfera do antearco (a ofiolita) na parte superior. As ofiolitas cunha composición comparable ás de zonas eruptivas de tipo punto quente ou de basaltos de dorsal normais son máis escasas, e estes exemplos están en xeral moi desmembrados nos complexos de acreción das zonas de subdución. [Cómpre referencia] Grupos e ensamblaxes
As ofiolitas son comúns en cintos oroxénicos de idade mesozoica, como os formados polo peche do océano de Tetis. As ofiolitas nos dominios do Arcaico e Paleoproterozoico son raras.
A maioría das ofiolitas poden dividirse en dous grupos: tetianas e cordilleiranas. As ofiolitas tetianas son características da área mediterránea oriental, por exemplo, as de Troodos en Chipre e no Oriente Próximo, as de Semail en Omán, que constan de series de rochas relativamente completas que corresponden coa ensamblaxe de ofiolitas clásica e que foron situadas sobre unha marxe continental pasiva máis ou menos intacta (Tetis é o nome do antigo mar que separaba Europa de África). Por outra parte, as ofiolitas cordilleiranas son características dos cintos montañosos do oeste de Norteamérica (na chamada "Cordilleira" ou espiña dorsal do continente, que se continúa polo sur nos Andes). Estas ofiolitas sitúanse en complexos de acreción de zonas de subdución (complexos de subdución) e non están asociadas a marxes continentais pasivas. Comprenden a ofiolita da Cadea Costeira de California, a ofiolita Josephine das montañas Klamath (California, Oregón), e as ofiolitas do sur dos Andes en Suramérica. Malia as súas diferenzas no modo de situarse, ambos os tipos de ofiolitas foron orixinadas exclusivamente en zonas de suprasubdución.
Baseándose no modo en que aparecen, as ofiolitas do Neoproterozoico parecen mostrar características tanto do tipo de ofiolitas de basaltos de dorsal mesooceánica (MORB) coma de zonas de suprasubdución (SSZ) e clasifícanse de máis antigas a máis modernas como: (1) ofiolitas MORB intactas, (2) ofiolitas desmembradas, e (3) ofiolitas asociadas a arcos. En conxunto, as ofiolitas investigadas do Deserto leste central exipcio divídense en dous grupos, por un lado os MORB (de dorsal) ou BABB (basaltos de cunca tras arco) e por outro os SSZ (suprasubdución). Non están relacionadas nin espacial nin temporalmente, e así, parece probable que os dous tipos non estean relacionados petroxeneticamente. As ofiolitas aparecen en diferentes localizacións xeolóxicas e representan cambios na localización tectónica das ofiolitas co tempo desde as MORB ás SSZ. Formación e modo de localizarse
As ofiolitas foron identificadas na maioría dos cintos oroxénicos do mundo. Porén, dous aspectos da formación das ofiolitas son moi debatidos: a orixe da secuencia e o mecanismo de localización. A localización é o proceso do levantamento da secuencia sobre a codia continental de menor densidade.
Orixinadas da codia oceánica
Varios estudos apoian a conclusión de que as ofiolitas se forman como litosfera oceánica. Os estudos de estrutura de velocidade sísmica proporcionaron a maioría dos coñecementos da composición da codia oceánica. Foron estudados en detalle algúns complexos ofiolíticos, como os da Bay of Islands, Terra Nova para establecer comparacións. O estudo concluíu que as estruturas de velocidade das ofiolitas e da codia oceánica eran idénticas, o que indica que a orixe dos complexos ofiolíticos é a codia oceánica. As seguintes observacións apoian esta conclusión. As rochas que se orixinan no fondo oceánico mostran unha composición química comparable a capas de ofiolitas inalteradas, desde a composición de elementos primarios como o silicio e o titanio á de elementos traza. O fondo oceánico e as rochas ofiolíticas teñen unha baixa abundancia de rochas ricas en sílice, e aquelas que están presentes teñen un alto contido en sodio e baixo en potasio. Os gradientes de temperatura do metamorfismo de lavas almofadadas ofiolíticas e diques son similares ás que se encontran baixo as dorsais oceánicas hoxe en día. As probas obtidas en depósitos minerais metálicos presentes nas ofiolitas ou preto delas e as obtidas dos isótopos de oxíxeno e hidróxeno das rochas suxiren que o paso da auga mariña polo basalto quente na veciñanza de dorsais oceánicas disolveu e transportou elementos que precipitaron como sulfuros cando a auga quentada entrou en contacto coa auga fría do mar. O mesmo fenómeno ocorre preto das dorsais oceánicas nas formacións chamadas surxencias hidrotermais. A liña final de probas apoia que a orixe das ofiolitas no fondo oceánico é a rexión de formación dos sedimentos sobre as lavas almofadadas; estes sedimentos foron depositados na auga a uns 2 km de profundidade, traídos desde gran distancia de fontes terrestres de sedimentos.
Malia as anteriores informacións, hai tamén inconsistencias na teoría de que as ofiolitas se orixinaron a partir do fondo oceánico, que poderían indicar que a codia oceánica acabada de xerar segue un ciclo de Wilson completo antes da colocación dunha ofiolita. Isto require que as ofiolitas sexan moito máis antigas que as oroxéneses nas cales foron depositadas, e, por tanto, serían vellas e frías. Porén, as datacións radiométrica e estratigráficas atoparon que as ofiolitas foron situadas cando eran novas e quentes: a maioría son de menos de 50 millóns de anos de antigüidade. Por conseguinte, as ofiolitas non puideron seguir un ciclo de Wilson completo e son consideradas un fragmento de codia oceánica típica.
Modo de localizarse das ofiolitas
Aínda non hai consenso sobre o modo de localización mecánica, o proceso polo cal a codia oceánica é elevada sobre as marxes continentais a pesar da relativa baixa densidade desta última. Non obstante, todos os procedementos de localización teñen en común os mesmos pasos: subdución iniciación, empurrón das ofiolitas sobre a marxe continental ou unha placa que acabalga nunha zona de subdución, e contacto co aire.
Hipótese
Hai dúas hipóteses explicativas principais:
Localización en marxes continentais irregulares
Unha hipótese baseada na investigación feita no complexo de Bay of Islands de Terra Nova suxire que unha marxe continental irregular que choca cun complexo de arco de illas causa a xeración de ofiolitas nunha cunca tras arco e obdución debido á compresión. A marxe continental, os promontorios e reentrantes ao longo de toda a súa lonxitude, están unidos á codia oceánica subducente, que se afunde baixo o complexo de arco de illas. A medida que está tendo lugar a subdución, converxen o continente flotante e o complexo do arco de illas, chocando inicialmente cos promontorios. Porén, a codia oceánica está aínda na superficie entre os promontorios, ao non ter subducido aínda baixo o arco de illas. A codia oceánica subducente pénsase que se separa da marxe continental para facilitar a subdución. No caso no que a velocidade de retirada da fosa de subdución é maior que o avance do complexo do arco de illas, terá lugar un xiro e retroceso (rollback) da fosa, e en consecuencia, ocorre unha extensión da placa acabalgante para permitir que o complexo do arco de illas se mova ao mesmo ritmo que a velocidade de retirada da fosa. A extensión, unha cunca tras arco, xera codia oceánica: ofiolitas. Finalmente, cando a litosfera oceánica subduciu enteiramente, o réxime extensional do complexo do arco de illas faise compresional. A codia oceánica quente positivamente flotante xerada na extensión non subduce, senón que obduce sobre o arco de illas como unha ofiolita. A medida que persiste a compresión, a ofiolita é situada sobre a marxe continental.
Ofiolitas en antearcos atrapados
A xeración de ofiolitas e subdución pode tamén ser explicada por un cambio na localización e polaridade da subdución, como suxiren as evidencias obtidas no estudo das ofiolitas da Cadea Costeira de California e Baixa California. A codia oceánica unida á marxe continental subduce baixo o arco de illas. A codia oceánica preofiolítica é xerada por unha cunca tras arco. A colisión dun arco de illas e o continente inicia unha nova zona de subdución na cunca tras arco, que se afunde na dirección oposta da inicial. A ofiolita creada convértese no extremo do novo antearco da subdución e é elevado (sobre a cuña de acreción) por despegue e compresión.
Para a verificación destas dúas hipóteses expostas cómpre facer máis investigacións, como tamén doutras hipóteses adicionais que aparecen na literatura. Orixe e evolución do concepto
O termo ofiolita apareceu en publicacións de Alexandre Brongniart de 1813 e 1821. Na primeira publicación, utilizou ofiolita para as rochas serpentinitas que se encontraba en brechas masivas chamadas mélanges. Na segunda publicación, ampliou a definición para incluír nela diversas rochas ígneas como o gabro, diabase, rochas ultramáficas e volcánicas. Ofiolita converteuse así nun nome para dita asociación de rochas que aparecía nos Alpes e Apeninos de Italia. Despois de estudar estes dous sistemas montañosos, Gustav Steinmann definiu o que despois se coñecería como "trindade de Steinmann": a mestura de serpentina, diabase-spilita e chert. O recoñecemento da trindade de Steinmann serviu anos máis tarde para construír a teoría da expansión do fondo oceánico e a tectónica de placas. Unha observación clave feita por Steinmann foi que as ofiolitas estaban asociadas a rochas sedimentarias reflectindo un antigo ambiente de océano profundo. O propio Steinmann interpretou as ofiolitas (a trindade) usando o concepto de xeosinclinal. Mantiña que as ofiolitas alpinas eran "efusións submarinas emitidas ao longo de acabalgamentos no flanco activo dun xeosinclinal que se acurta asimetricamente". A falta aparente de ofiolitas nos Andes peruanos, segundo teorizou Steinmann, era debida ou ben a que os Andes foran precedidos por un xeosinclinal de augas pouco profundas ou ben representaban simplemente a marxe dun xeosinclinal. Así, as montañas de tipo cordilleirano ou alpino eran diferentes a este respecto. Nos modelos de Hans Stille caracterizábase un tipo de xeosinclinal chamado euxeosinclinal por producir un "magmatismo inicial" que nalgúns casos correspondía ao magmatismo ofiolítico.
A medida que a teoría da tectónica de placas se fixo dominante en xeoloxía e a teoría do xeosinclinal quedou desfasada as ofiolitas foron interpretadas dentro do novo esquema. Foron recoñecidas como fragmentos de litosfera oceánica, e os diques eran considerados como o resultado da tectónica extensional nas dorsais oceánicas. As rochas plutónicas atopadas nas ofiolitas foron entendidas como restos de antigas cámaras magmáticas.
En 1973, Akiho Miyashiro revolucionou a concepción común das ofiolitas e propuxo para a famosa ofiolita de Troodos de Chipre unha orixe nun arco de illas (en lugar de nunha dorsal), argumentando que numerosas lavas e diques das ofiolitas tiñan unha química calcoalcalina. Principais exemplos de ofiolitas
As ofiolitas aparecen asociadas a zonas de oroxénese tanto antigas coma actuais. Por iso poden encontrarse frecuentemente tanto en zonas de subdución e colisión continental coma en antigos escudos onde estes sistemas se preservaron. As ofiolitas máis recentes atópanse principalmente no cinto alpídico e no cinto de lume do Pacífico. Unha das agrupacións de ofiolitas máis estudadas é o Crecente Ofiolítico Peri-Árabe (do francés croissant ophiolitique peri-árabe) que abrangue as ofiolitas de Chipre, o sur de Anatolia, Omán e os Emiratos Árabes Unidos (EAU) e Irán e os montes Zagros. Esta agrupación contén dúas das ofiolitas máis estudadas, a de Troodos en Chipre e a de Semail en Omán e os EAU. Estas ofiolitas foron obducidas cando se pechou o océano de Tetis no Mesozoico.
Exemplos notables de ofiolitas son: