Rocce ignee formate ai margini di placche divergenti nelle dorsali medio-oceaniche: serie ofiolitica

Le dorsali medio-atlantiche sono le più produttive fabbriche di roccia della Terra. Più di 10 km3 di lava tholeiitica (MORB) sono eruttati ogni anno su tutto il pianeta del sistema delle dorsali medio-oceaniche lungo 65000 km, e una quantità maggiore di magma solidifica in profondità. Nonostante i numerosi campionamenti con dragaggi e perforazioni superficiali, conosciamo poco di queste rocce più profonde, perché la maggiore parte di esse è subdotta dentro il mantello nei margini di placca convergenti. In rare occasioni, invece, porzioni di crosta oceanica delimitate da faglie sono trasportate sui continenti in seguito a obduzione e formano quello che è conosciuto come ofiolite. Le rocce che formano le ofioliti possono essere correlate con gli studi sismici dei fondali moderni per dare un quadro più chiaro della natura della crosta oceanica.

Fig. 1 - Sezione di litosfera oceanica in corrispondenza di una dorsale.

La figura 1 mostra una sezione di crosta oceanica in corrispondenza di una dorsale che si basa in gran parte sulla conoscenza ottenuta dalle ofioliti. Queste associazioni di rocce basiche e ultrabasiche sia intrusive che vulcaniche, si rinvengono spesso in corrispondenza delle cinture orogeniche e hanno sempre attratto l’attenzione dei geologi. Esse sono note con il nome di rocce verdi, dal colore dominante dei litotipi più diffusi; tuttavia il termine ampiamente accetto per la loro designazione è quello di ofioliti, nome già usato a partire dal 1980 e successivamente esteso per descrivere l’intera “serie ofiolitica”.

La successione litologico-stratigrafica permise di riconoscere che tali associazioni si erano generate in ambiente marino, come sottolineano la costante presenza di sedimenti di mare profondo, quali diaspri (sedimenti silicei) e calcari pelagici e le caratteristiche strutturali delle rocce vulcaniche come le lave a pillow.

Fig. 2 - Confronto tra ofioliti affioranti in diverse aree.
Le lettere a sinistra rappresentano i diversi "complessi" della "serie ofiolitica".
Si tenga presente la serie dell'Ofiolite di Troodos a Cipro, descritta nel testo.

Le ofioliti rappresentano una specifica associazione di rocce basiche e ultrabasiche, caratterizzate da una sequenza che include i seguenti termini dal basso verso l’alto (Fig. 2):

1. (a) Complesso ultrabasico con evidenti strutture di deformazione tettonica. Le rocce dominanti sono peridotiti che hanno subito processi di serpentinizzazione (serpentiniti).
2. (b) Complesso intrusivo, generalmente poco deformato e composta da rocce basiche, in cui predominano i gabbri. Alla base di questo complesso, sono presenti cumuliti, rocce con caratteristica stratificazione di origine magmatica. 
3. (c) Complesso filoniano, costituito dall’associazione di dicchi di lunghezza variabile anche fino ad alcuni metri, caratteristici di un ambiente tettonico distensivo come sono le dorsali oceaniche. I filoni giungono a costituire la totalità della formazione, tuttavia questo complesso può essere assente in alcune aree ofiolitiche.
4. (d) Complesso vulcanico, costituito da vulcaniti basiche frequentemente con struttura a pillow nella porzione alta. Nella porzione inferiore sono presenti basalti massicci. In passato queste rocce erano chiamate diabasi per indicare rocce basaltiche più o meno modificate; oggi il termine diabase viene usato per descrivere le rocce basaltiche filoniane, non accettato in riferimento alla serie ofiolitica.
5. (e) Copertura sedimentaria, costituita da sedimenti silicei di mare profondo (diaspri) e calcari pelagici 

Le caratteristiche complessive delle serie ofiolitiche e la loro disposizione geologico-strutturale, sono ritenute evidenze incontestabili del fatto che esse rappresentino antiche porzioni di litosfera oceanica tettonicamente dislocate sui continenti, quando era ancora recente e calda. I dati geochimici fanno supporre che i luoghi d’origine delle ofioliti fossero dei mari marginali oppure oceani indipendenti tipo Mar Rosso.

Descriveremo la serie ofiolitica con le rocce del massiccio di Troodos, nel cuore dell’isola di Cipro, che espone in superficie una sezione completa di crosta oceanica (fig. 2).

Fig. 3 - Isola di Cipro (A) con la miniera di rame di Skouriotissa (D ed S) con scorie di età romana (E). I compessi ofiolitici di basalti a pillow (B) e filoni (C).

Le rocce sedimentarie che circondano il massiccio di Troodos (colore chiaro in Fig. 3A) si sono formate da sedimenti di mare profondo. Alcuni di questi consistono in radiolari che, per compattazione, sono stati trasformati in una roccia ricca di silice detta dispro, una varietà criptocristallina di quarzo. 

Sotto i sedimenti ci sono i MORB che sono costituiti da basalti tholeiitici a olivina con struttura a pillow (cuscino, Fig. 3B). Il rapido raffreddamento al contatto con l’acqua marina, produce una roccia a grana fine. L’acqua oceanica idrotermale che circola attraverso questo basalto altera il plagioclasio in albite e i minerali mafici in minerali idrati; questo basalto alterato ricco in sodio prende il nome di spilite.

Al di sotto dei basalti a pillow, c’è una zona fatta interamente da dicchi che intrudono altri dicchi a formare un complesso di filoni (Fig. 3C). Questi dicchi mostrano un solo bordo di raffreddamento, mentre l’altro bordo di raffreddamento si trova sull’altro lato del margine di placca divergente, che è stato separato dalle ripetute intrusioni di nuovo magma al centro di un dicco presente.

Al di sotto di questo complesso si trovano le rocce costituite da gabbri, che mostrano una stratificazione composizionale passando da troctoliti (plagioclasio + olivina) a wehrlite (olivina + clinopirosseno) a dunite (olivina) alla base (Fig. 1). Questi livelli a mineralogia diversa, possono avere una grande estensione laterale e suggeriscono le formazioni di enormi camere magmatiche, ma indagini sismiche attraverso dorsali oceaniche attive, come l’Est Pacific Rise e il Galapagos Spreading Axis, rilevano camere magmatiche larghe solo 1 km e spesse 100 m. E’ probabile che la dimensione delle camere magmatiche rimanga sempre piccola, ma la continua espansione dall’asse produca livelli con un’importante estensione laterale (vedi isoterme in Fig. 1).

Al di sotto  sono presenti rocce deformate e composte da serpentino; sono chiamate serpentiniti, che prima della serpentinizzazione, erano delle harzburgiti (olivina + ortopirosseno). L’olivina, quando si trasforma in serpentino, mostra fratture curvilinee decorate da magnesite. Il serpentino in queste fratture è la varietà fibrosa del crisotilo. Si pensa che l’harzburgite serpentinizzata sia il residuo refrattario del mantello da cui è stato estratto il magma basaltico durante la fusione per decompressione e che la sua deformazione risulti dal flusso del mantello durante la risalita dell’astenosfera sotto i margini di placca divergenti. Secondo questa interpretazione il contatto tra i gabbri e le sottostanti harzburgiti, è la discontinuità di Mohorovicic (Moho).

Molti depositi di minerali di interesse economico sono associate alle ofioliti. Il nome Cipro deriva dal’antico greco kypros, rame, estratto dall’isola per più di 4000 anni (Fig. 3D-E). Il deposito di rame e pirite sono generalmente associati alle lave a pillow e si sono formati sul fondo in corrispondenza dei camini idrotermali. Gli attuali corrispondenti, di questi camini, sono i black smokers, individuati lungo le dorsali oceaniche. Questi camini emettono vapore surriscaldato che si eleva dal fondale oceanico e quando entra nell’acqua fredda dell’oceano (Fig. 4) precipitano ferro, rame e solfuri di zinco. I solfuri costituiscono i camini dai quali pennacchi scuri, con particelle di solfuri in sospensione, risalgono attraverso la densa e fredda acqua oceanica fino a trovare un livello di galleggiamento neutro, dove si espandono lateralmente e depositano lentamente sul fondale oceanico, formando depositi di solfuri stratificati. 

Fig. 4 - Camino idrotermale con depositi di Anidrite e Calcopirite

Altri depositi importanti, associate ai complessi mafici e ultramafici, sono quelli di cromite le cui rocce sono le cromititi. Esse si trovano come livelli in duniti o come lenti o piccoli corpi irregolari nelle harzburgiti. Le cromititi si sono formate come cumuli di cristalli dal magma che si trova sotto la dorsale in espansione. Esse formano livelli che hanno continuità laterale e tessitura che suggeriscono un accumulo per decantazione di cristalli. Inoltre si possono trovare depositi di cromite lungo le fratture che interessano i corpi dunitici. Il platino, si concentra nei complessi mafici stratificati, con un tenore uniforme anche se basso e raramente è sfruttabile economicamente.

Alle serpentiniti, sono invece associati depositi di asbesto (amianto di serpentino, alcune forme sono state collegate al cancro ai polmoni) che proviene dal crisotilo. 

Riferimenti bibliografici

D’Amico C., Innocenti F., Sassi F.P., 1998 – Magmatismo e Metamorfismo. UTET Ed.

Kearey P., Vine F.J., 1990 – Tettonica globale. Zannichelli Ed.

Klein C., Philpotts A.R., 2018 – Mineralogia e petrografia. Zanichelli Ed.

Zuffardi P., 2002 – Giacimentologia, prospezione mineraria, problemi geo-ambientali. Pitagora Ed., Bologna.