miniatura|Ofiolitas do Ordovícico no Parque Nacional de Gros Morne, Terra Nova.
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 miniatura|Secuencia estratigráfica dunha ofiolita.
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)Yildirim Dilek (1 January 2000). Ophiolites and Oceanic Crust: New Insights from Field Studies and the Ocean Drilling Program. Geological Society of America. pp. 506–. . 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
miniatura|Estrutura simplificada dunha suite ofiolítica:1. cámara de magma axial2. sedimento peláxicos3. basaltos almofadados4. diques basálticos laminares5. gabro en capas intrusivo6. acumulacións de dunita/peridotita.
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.
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.
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.Metcalf, R.V. and Shervais, J.W., (2008)
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.Shervais, J.W., (2001), Metcalf, R.V. and Shervais, J.W., (2008)
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.
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.e.g. Shervais, J.W., (2001)
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 arcosEl Bahariya (2018). 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.Ben-Avraham, Z., (1982) 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.Kearey, P., et al., (2009)
Orixinadas da codia oceánica