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Geologia Parola della settimana: O è per Ofiolite-Georneys

Agosto 6, 2021 by admin

Ombre sul mantello Oman peridotite, gennaio 2009.

def. Ofiolite:
Un ofiolite è un segmento di crosta oceanica e mantello tettonicamente esposto sulla terra da obduction (overthrust), di solito quando un bacino oceanico si chiude. Una sequenza di ofioliti è costituita da rocce oceaniche variabilmente alterate, inclusi sedimenti marini, crosta oceanica e parte del mantello. Il nome ofiolite significa “pietra di serpente” da “ophio” (serpente) e” lithos ” (pietra) in greco. La sequenza di roccia è chiamato per il verde brillante, serpente-come minerali serpentine che si formano nella crosta oceanica alterata e mantello. Le ofioliti sono rare ma si trovano comunque in tutto il mondo. Le ofioliti notevoli si trovano a Cipro, negli Stati Uniti nord-occidentali, nelle Alpi, in Papua Nuova Guinea e in Oman.
Sono un geologo marino, ma spesso imbroglio e lavoro a terra. Per uno dei miei progetti di esame generale di dottorato, ho lavorato su rocce provenienti dall’Islanda, che è una parte della dorsale medio-atlantica che si è costruita sopra il livello del mare a causa di un hotspot. Per la mia ricerca di tesi, sto lavorando nell’ofiolite Samail, che si trova in Oman e negli Emirati Arabi Uniti ed è una delle ofioliti più grandi, meglio conservate e meglio esposte al mondo. Per entrambi i progetti, sto studiando rocce marine che sono state esposte a terra a causa di circostanze insolite. Sebbene tali rocce siano anomale e quindi non siano analogie perfette per le rocce del fondo marino medio, ci sono grandi vantaggi nell’essere in grado di vedere, toccare e, se necessario per l’identificazione, assaggiare le rocce marine nel contesto di un affioramento.

La geologia marina tradizionale è costosa e difficile. Poiché il fondo dell’oceano è generalmente coperto da diversi chilometri di acqua, i geologi marini non possono studiare il fondo dell’oceano usando metodi geologici tradizionali. Cioè, geologi marini non possono andare in giro con le loro mappe, martelli, e bussole Brunton e osservare la geologia di prima mano. Invece, i geologi marini devono uscire sulle navi e utilizzare metodi remoti per fare osservazioni e campionare il fondo dell’oceano. Uscire sulle navi è molto costoso, costando decine di migliaia di dollari al giorno. Ad esempio, uno dei modi migliori per osservare il fondo dell’oceano è quello di scendere in un sommergibile di acque profonde con equipaggio come Alvin. Tuttavia, i costi operativi per Alvin, compresi i costi della nave, sono circa $40.000 al giorno. Questo è incredibilmente costoso, e anche Alvin non ti permette di camminare sulle rocce con il tuo Brunton. Come un confronto, un mese di lavoro sul campo in Oman, al costo di circa $10.000 per me e un assistente di circa $3.000 per due andata e ritorno biglietto aereo, circa $4.000 per un noleggio di 4 x 4, $500 per il gas, $500 per il cibo e l’acqua, forse $500 per un paio di notti in un hotel (siamo in campo per il resto del tempo), e $1.500 per le forniture di spedizione e di rocce. Quindi, per 1/4 del costo di operare Alvin per un solo giorno, posso svolgere un mese di lavoro sul campo su rocce marine esposte nell’Ofiolite di Samail. L’Oman è un paese costoso, quindi molti di questi costi (come il veicolo a noleggio) sono ridotti quando si lavora su altre ofioliti.

Esistono vari metodi remoti per osservare la geologia del fondo oceanico. La topografia del fondo dell’oceano può essere mappata da una nave usando la batimetria multibeam (rimbalzando le onde sonore dal fondo dell’oceano per calcolare la topografia) o l’altimetria satellitare (usando l’altezza delle onde oceaniche per cercare anomalie di gravità e dedurre la topografia sottostante). Ulteriori strumenti remoti (a bordo o satellitari) consentono ai geologi marini di misurare proprietà, come il magnetismo e l’attrazione gravitazionale (che possono fornire informazioni sulla topografia e sulla densità), delle rocce marine. Le onde sismiche-fonte passiva (generata naturalmente dalla Terra, come durante un terremoto) e fonte attiva (generata dall’uomo, spesso da un’esplosione)– possono essere monitorate per conoscere la struttura delle rocce marine. Ad esempio, la velocità delle onde sismiche attraverso varie parti della crosta e del mantello può essere utilizzata per dedurre la densità. Le onde sismiche viaggiano più velocemente attraverso strati più densi (come la roccia dura come il basalto o il gabbro) e viaggiano più lentamente attraverso strati meno densi (come i sedimenti marini molli).

Esistono anche vari metodi per campionare il fondo dell’oceano. Uno dei modi migliori per assaggiare il fondo dell’oceano è quello di utilizzare un sommergibile di acque profonde come Alvin in quanto ciò consente di vedere esattamente da dove provengono le rocce da cui si sta campionando. Tuttavia, poiché Alvin e altri sommergibili sono così costosi, un metodo molto comune per campionare il fondo marino è il dragaggio— fondamentalmente, lanciando un cesto di metallo sul lato della nave e trascinandolo lungo il fondo marino. Questa semplice tecnica può essere molto efficace. Ad esempio, quando ho partecipato a una crociera di due mesi lungo la cresta Ninetyeast, abbiamo ottenuto circa 3.000 chilogrammi di rocce dragando. Tuttavia, il dragaggio fornisce solo un contesto geologico limitato per i campioni e tende anche a raccogliere rocce superficiali sciolte che possono o non possono essere rappresentative dell’affioramento. Ad esempio, queste rocce potrebbero essere rotolate in discesa da altre posizioni. Un altro metodo di campionamento è la perforazione di nuclei dal fondo dell’oceano. Dalla fine del 1960, c’è stato uno sforzo globale per ottenere nuclei dal fondo dell’oceano, sotto forma di prima il progetto di perforazione in acque profonde, poi il programma di perforazione oceanica e infine il programma integrato di perforazione oceanica. I nuclei sono grandi perché campionano il fondo marino reale (non solo rocce sciolte) e possono anche campionare in profondità nella crosta. Tuttavia, come ho discusso nel mio post sulla litosfera, nessuno sforzo di perforazione oceanica è riuscito a raggiungere il confine crosta-mantello. Anche i core hanno i loro limiti. Sono solo pochi pollici di diametro, e quindi forniscono solo strette istantanee del cilindro della geologia generale. Alcuni nuclei sono abbastanza profondi, ma altri possono assaggiare solo i pochi metri superiori del fondo dell’oceano. La perforazione è anche molto più dispendiosa in termini di tempo e costosa del dragaggio.

Poiché studiare la geologia del fondo oceanico attuale è così impegnativo e costoso, molti geologi marini lavorano anche in Islanda– l’unico posto in cui si può camminare lungo una dorsale oceanica attiva-e in ofioliti, che sono frammenti di crosta oceanica e mantello che sono stati esposti sulla terra a causa di circostanze tettoniche insolite. La crosta oceanica densa quasi sempre subduce sotto la crosta continentale più leggera e più vivace. Questa è la tradizionale situazione tettonica delle placche che si impara nelle lezioni introduttive di Scienze della Terra. Tuttavia, in determinate circostanze la crosta oceanica– almeno piccole scaglie-può essere spinta sulla terra. Ad esempio, questo accade spesso quando i bacini oceanici si chiudono, in particolare se la crosta oceanica è giovane e relativamente calda e vivace. Frammenti di crosta oceanica possono anche essere spinti sulla terra in un ambiente avambraccio. L’avambraccio è l’area situata tra una zona di subduzione e il suo arco vulcanico associato. Nuova crosta continentale è spesso accresciuta in ambienti avambrc, e questo accrescimento spesso include piccoli pezzi di crosta oceanica.

Ad esempio, ecco una versione semplificata dell’obduzione (overthrust) dell’ofiolite Samail in Oman:

Obduzione dell’ofiolite Samail. Crosta continentale indicata da croci, crosta oceanica
da ombreggiatura più scura. Figura tratta da Coleman (1981). Clicca sulla figura per ingrandirla.

C’è un altro motivo importante per cui i geologi marini spesso studiano le ofioliti: oltre a esporre la crosta oceanica, le ofioliti spesso espongono anche una sezione del mantello sottostante. Poiché gli scienziati non hanno mai perforato abbastanza in profondità nella Terra per osservare il mantello, le ofioliti sono importanti perché sono luoghi in cui i geologi possono osservare direttamente ampie sezioni di rocce del mantello. I geologi possono anche studiare le rocce del mantello che sono state sollevate sul fondo marino attraverso processi tettonici, ma ancora una volta tutta quell’acqua rende difficile l’osservazione.

Di seguito è riportata una mappa che mostra le esposizioni globali delle rocce del mantello (aka “ultramafiche”). Questa mappa è un po ‘ datato come è stato pubblicato nel 1982. Da allora, molte altre esposizioni del mantello sono state scoperte, in particolare sul fondo dell’oceano. Tuttavia, la mappa ti dà una buona idea generale di dove sulla Terra si possono trovare ofioliti (linee sui continenti) e dove le rocce del mantello (punti e scatole sugli oceani) sono state portate sulla superficie del fondo dell’oceano.

Mappa del mondo che mostra le posizioni di ofioliti (linee sui continenti) e le esposizioni di mantello
rocce sul fondo dell’oceano (punti e scatole sugli oceani). Figura tratta da Hekinian (1982).
Clicca sulla figura per ingrandirla .

Nella definizione sopra, menziono una sequenza di ofioliti. La classica sequenza di ofioliti, come quella che si trova in Oman, è il sedimento marino poi il basalto vulcanico poi il gabbro plutonico (la stessa composizione chimica del basalto, ma cristallizzato in profondità piuttosto che sulla superficie del fondo oceanico) quindi il mantello (principalmente peridotite). A questi classici strati di ofiolite sono stati dati numeri che i geologi marini usano come mano corta. I numeri sono:

1 – Sedimento di acque profonde
2-Basalto
3 – Gabbro
4 – Peridotite

Alcuni di questi strati sono stati ulteriormente distinti in sottostrati in base alla densità e alle caratteristiche strutturali:

1 – Sedimento di acque profonde-nessuna suddivisione.
2-Basalto – spesso ulteriormente diviso in A, B, e C. Strato 2A rappresenta cuscino superficie basalto lavico mentre 2C rappresenta una zona con argini telonati, che raffreddati più lentamente e sono gabbroic in composizione. 2B è una sorta di zona di transizione. Alcuni geologi suddividono lo strato 2 in 2A (vulcanici di superficie) e 2B (dighe laminate).
3 – Gabbro-spesso diviso in 3A (gabbro regolare) e 3B (gabbro stratificato).
4 – Peridotite – di solito non suddiviso, anche se c’è anche peridotite regolare e stratificata.

Strati di crosta oceanica (e mantello). Figura modificata da Brown e Mussett (1993) e
tratta dalla mia Geologia Marina& Geofisica I note del corso. Clicca sulla figura per ingrandirla.

Per molti anni, i geologi marini hanno basato la loro comprensione della struttura e della composizione della crosta e del mantello oceanico sulla struttura e la composizione delle ofioliti. Ora, i geologi marini capiscono che la struttura della crosta oceanica e del mantello spesso differisce leggermente da quella delle ofioliti. Ad esempio, gli strati della crosta oceanica e del mantello sono spesso più spessi nell’oceano reale rispetto alle ofioliti (vedi figura sopra). Tuttavia, le ofioliti forniscono analoghi eccellenti e facilmente accessibili per la crosta e il mantello dell’oceano.

Di seguito sono riportate alcune fotografie dal mio lavoro sul campo nello strato di peridotite dell’Ofiolite Samail in Oman. Per la mia tesi, sto studiando i modi unici in cui la peridotite– che è una roccia del mantello e non appartiene alla superficie terrestre– si altera quando viene sollevata sulla terra. In particolare, sto studiando la formazione di minerali carbonatici. Quando la peridotite si altera, si formano molti minerali carbonatici (ad esempio calcite, dolomite, magnesite). L’anidride carbonica (CO2) in questi carbonati proviene dall’atmosfera. Thus, formation of carbonate minerals in peridotite is a natural process that removes CO2 from the atmosphere and stores this CO2 in solid mineral form.