0

20

40

60

80

100

1st Qtr 2nd Qtr 3rd Qtr 4th Qtr

East

West

North

SREDNJE-OCEANSKI

HRPTOVI

I

ŠIRENJE OCEANA

1

1. OSNOVNI POJMOVI I ZNAČAJKE

Srednjo-oceanski hrptovi („mid-ocean ridges“) i srednjo-oceanska izdignuća

(„mid-ocean rise“) su izdužena podmorska uzvišenja na abisalnoj ravnici (Sl.1). Iako se neki

srednjo-oceanski hrptovi i izdignuća prostiru sredinom oceana (npr. Srednjo-oceanski

atlantski hrbat), a neki ne (npr. Istočno pacifičko izdignuće) za jedne i druge se obično koristi

izraz srednje-oceanski hrptovi ili srednje-oceanska izdignuća.1 Srednjo-oceanski hrptovi ili

izdignuća se pojavljuju u svim oceanima i zajedno čine podmorski sustav dugačak preko

60000 km, najduže linearno izdignuće na Zemlji (Sl.1). Preko 60% magmatskih stijena na

Zemlji, odnosno oko 20 km3 na godinu se stvara na tim mjestima. Hrptovi i izdignuća nisu

kontinuirani nego se sastoje od mnogobrojnih, deset do nekoliko stotina kilometara dugačkih

segmenata koji su na svojim krajevima međusobno povezani transformnim rasjedima.

Transformni rasjedi su otprilike okomito orijentirani na krestu hrptova.

Harry Hess2 je 1960. godine objavio da srednjo-oceanski hrptovi označuju

divergentne granice ploča kod kojih se stvara nova oceanska litosfera koje se odmiče na obje

1 Neki geolozi upravo zbog toga koriste izraz oceanski hrptovi, odnosno oceanska izdignuća.

2 Hess je rad objavio u časopisu GSA pod naslovom: History of ocean basins. U slijedećih desetak

godina geolozi i geofizičari će objaviti više desetaka vrlo značajnih radova u renomiranim časopisima

čime je stvorena Teorija o tektonici ploča.

Sl.1 Tektonski elementi 1. reda. Jasno se vide segmentirani oceanski hrptovi kao i transformni rasjedi

i zone frakture koji povezuju segmente. Preuzeto iz Frisch et al., 2011.

2

strane od osi hrptova šireći tako oceanska dna. Širenje oceana podrazumijeva ekstenzijske

deformacije te se mogu stvarati morfološke značajke slične onima nađenih kod kontinentalnih

riftova kao što su normalni rasjedi i središnji grabeni3. Iako su srednje-oceanski hrptovi

divergentne granice ploča sa puno bržom ekstenzijom nego što je to slučaj kod kontinentalnih

riftova, mogu se smatrati njihovim oceanskim pandanom.

BRZINA ŠIRENJA OCEANSKOG DNA

Centralni položaj hrpta je jedino održiv kada na rubovima oceana nema subdukcije ili

su jednako brze budući da u suprotnom slučaju dolazi do poremećaja simetrije4 budući da

hrptovi uvijek migriraju u smjeru najbrže subdukcije. Srednjo-oceanski atlantski hrbat se

proteže po sredini Atlantika koji je uglavnom okružen pasivnim kontinentalnim rubovima.

Zbog toga je širenje oceana simetrično na obim stranama hrpta5 (Sl.2).

U ekvatorijalnom području brzina širenja Pacifika je do oko 15 mm/god. dok je npr.

brzina širenja južnog Atlantika samo 4 cm/god. i manje od 1 cm/god. u podrućju Arktika.

3 Normalni rasjedi i središnji grabeni su morfološke značajke prisutne samo kod sporih hrptova.

4 Danas je Istočno pacifičko izdignuće u južnom Pacifiku pomaknuto prema istoku budući da je

subdukcija u mezozoiku i ranom kenozoiku bila brža duž južnoameričkog kontinenta od one na

zapadnom rubu Pacifika.

5 To je potvrđeno gotovo jednakim širinama magnetskih anomalija na obim stranama hrpta (Sl.2)

Sl.2 Karta prikazuje

distribuciju starosti

oceanske kore koja je

utvrđena zahvaljujući

magnetskim anomalijama.

Jasno se vidi simetrično

širenje oceanske kore na

obim stranama hrptova i

izdignuća. Preuzeto iz

Frisch et al., 2011.

3

Najveća brzina širenja Indijskog oceana iznosi oko 7 cm/god. Brzine širenja oceana su

neusporedivo veće od širenja kontinetalnih riftnih područja6.

POTRESI

Potresi se javljaju duž hrptova i izdignuća (Sl.3). Zbog tankoće kore svi fokusi potresa

su plitki. Potresi su niske magnitude i njihov nastanak je vezan sa izdizanjem magme. Na

hrptovima i izdignućima potrese uzrukuju kretanja u smjeru nagiba normalnih rasjeda, a duž

transformnih rasjeda, odnosno transformnih granica, horizontalni pomoci.

6 Ukupno proširenje Gornjog grabena Rajne (Upper Rhine Graben) u razdoblju od oko 50 miliona godina iznosi oko 5 km što je u prosjeku 0,01 cm/god. U istom razdoblju Sjeverni Atlantik južno od

Islanda se proširio za 1000 km.

Sl.3 Globalna distribucija fokusa potresa odgovara granicama ploča. Na karti je označena i dubina fokusa.

Jasno se vidi da potresi nastali na oceanskim hrptovima i njihovim transformnim rasjedima pripadaju

među plitke potrese (do 100 km dubine) kao uostalom većina potresa na ostalim granicama. Preuzeto iz Frisch et al., 2011.

4

2. MORFOLOGIJA HRPTOVA I IZDIGNUĆA

Hrptovi (izdignuća) na oceanskom dnu su posljedica prisutnosti bazaltne taljevine u

magmatskim komorama nekoliko kilometara ispod dna oceana (vidi Sl.6 u Poglavlju 3).

Taljevina je oko 15% rijeđa od peridotita iz kojh je izlučena i oko 6% rijeđa od gabra i bazalta

koji izgrađuju oceansku koru te stoga ima višu topografiju nego oceansko dno. Uz to postoji i

blaga pozitivna gravitacijska anomalija u odnosu na ostali dio oceanskog dna uzrokovana

„push-up“ pritiskom (Sl.4).

Morfologija hrptova i izdignuća odražava brzinu širenja oceana (Sl.5). U morfološkom

smislu mogu se razlikovati hrptovi („ridges“), odnosno spori hrptovi („slow ridges“) kao

što je npr. Srednje-Atlantski hrbat gdje se ploče međusobno odvajaju brzinom od 4 i manje od

4 cm/god. i brzi hrptovi („fast ridges“), odnosno izdignuća („rise“)7 gdje brzina širenja

oceanskog dna veća od 8 cm/god. kao što je Istočno Pacifičko izdignuće.

7Postoje i intermedijarni hrptovi („intermediate ridges“) sa brzinom širenja između 4 i 8 cm/god.

Sl.4 Topografski profil kroz Atlantik između New Yorka i Dakara. Gravitacijski profil pokazuje

pozitivnu anomaliju iznad srednje-oceanskog hrpta. 1 Gal (galilei) = 1 cm/s2 (jedinica

akceleracije). 1 mGal = 10-3 Gal. Preuzeto iz Frisch et al., 2011.

5

Ispod hrpta litosferski plašt je vrlo tanak budući da vruća astenosfera leži neposredno

ispod kore tako da litosferskog plašta zapravo i nema (Sl.6,7 i 8). Kako se morsko odno

odmiće od osi hrpta dolazi do hlađenja i izoterma od 1280 C0 tone stvarajući tako litosferski

plašt debljim. Posljedica toga je omjer gustoće rijeđe kore i gušćeg litosferskog plašta postaje

manji što je litosfera starija. To, zbog izostazije uzrokuje tonjenje starije litosfere dublje u

astenosferu u odnosu na mlađu litosferu te stoga dubina oceanskog dna raste sa starošću

(Sl.5E).

Sl.5 Morfologija srednjo-oceanskih hrptova. A Pojednostavljeni profili brzih i sporih hrptova. Jasno se vidi

da je brži hrbat širi. To je zbog toga što dubina do koje tone morsko dno ovisi o njegvoj starosti. Točke A i

točka B su iste starosti i nalaze se na istoj dubini. B Profili kroz brze i spore hrptove. Aksijalno koriti

pojavljuje samo kod sporih hrptova. Slovo V označuje otvor vulkana. C 3D prikaz hrpta sa aksijalnim

grabenom. Vide se humci jastučaste (”pillow”) lave izna otvora vulkana. Strmine (paraklaze) okružuju

graben. D Detaljna karta aksijalnog grabena na Srednjo-Atlantskom hrptu prikazuje starost jastučaste lave.

Vidi se da su dijelovi hrpta aktivno u različito vremena. Zupčasta linija označuje normalne rasjede, zvijezde

otvore vulkana a isprekidana linija granicu između ploča, 190 = 190 000 godina. E Krivulja prikazuje odnos

dubine i starosti dijelova oceanskog dna (D = 2500 + 350√T). Preuzeto iz Van der Pluijm & Marshak, 2004.

6

Brži hrptovi, odnosno izdignuća imaju veće širinu nego spori hrptovi jer mlado

oceansko dno sa tankim litosferskim plaštom postoji na većoj udaljenosti od aksijalne osi

brzog hrpta u odnosu na spore hrptove gdje su te udaljenosti manje. Drugim riječima, budući

da je širenje oceanskog dna kod sporih hrptova sporije, litosfera je na istim udaljenostima

starija i tone više nego litosfera kod brzih hrptova. S druge strane, veća dubina brzih hrptova,

odnosno izdignuća8 je rezultat brzog odmicanja ploća, a time smanjivanja efekta vertikalnog

„push-up“ pritiska astenosfere.

Morfologija srednje-oceanskih hrptova je odraz širenja nove kore pri čemu se

formiraju normalni rasjedi nagnuti prema osi hrpta. Na rasjednim plohama, odnosno

strminama („escarpments“) vidljive su rasjedne breče čiji matriks sadrži i mineral serpentin.

Serpentin nastaje kada olivin oceanske bazaltnne kore reagira sa hidrotermalnim fluidima.

Ti fluidi nastaju kada morska voda silazeći u koru kroz pukotine postaje vruća te se vraća

nazad na površinu. Drugim riječima magmatska toplina potiče konvekcijsko (cirkularno)

kretanje vode kroz koru i njeno vraćanje u ocean kroz otvore na morskom dnu koji se zovu

pušači („smokers“)9.

Morfološke razlike između zona osi brzih hrptova (izdignuća) i sporih hrptova su

dijelom odraz odnosa količine rastuće magme i veličine ekstenzije (vidi Sl.9 i 10). Kod sporih

hrptova formira se relativno mala količina magme te se magmatska komora periodički hladi i

magma u njoj skruti. Širenjem oceanskog dna krta kora se rasteže i puca te se preko osi hrpta

stvara graben u formi korita. Kod brzih hrptova magmatska komora je u dinamičkoj ravnoteži

što znači da je dotok količine magme u komoru otprilike jednak količini očvrsnutog gabra duž

rubova komore te je komora stalno ispunjena magmom pri čemu pritisak magme može držati

koru visoko iznad osi hrpta sprečavajući stvaranje grabena. Uz to, velike efuzije bazalta mogu

brzo puniti centralni dio grabena, odnosno korito.

Grabeni na osima sporih hrptova su uži i plići u odnosu na grabene kontinetalnih

riftova. Odmicanje ploča se uglavnom kompenzira nadolazećom magmom a manje

ekstenzijom. Graben je rijetko kada spušten više od nekoliko stotina metara u odnosu na svoje

rubove dok to kod kontinetalnih grabena iznosi i nekoliko kilometara.

8 Dubina brzih hrptova (izdignuća) je u prosjeku oko 2700 m dok je sporih hrptova oko 2300 m. Vršni

dijelovi hrptova koji koincidiraju sa vrućim točkama mogu pak biti i iznad površine mora zbog velike

produkcije bazalta. 9 O pušačima i njihovim značajkama se govori u Poglavlju 6.

7

Povećanjem udaljenosti od osi hrptova strmine (paraklaze) su na morskom sve slabije

vidljive budući da pelagički sedimenti postupno sve više prekrivaju neaktivne rasjede10

.

3. UNUTRAŠNJA GRAĐA HRPTOVA I POSTANAK OCEANSKE KORE

Oceanska litosfera se sastoji od oceanske kore (gornji dio litosfere) i litosferskog

plašta (donji dio litosfere). Građa oceanske litosfere je vrlo uniformna u odnosu na

dugovječnu i kompleksnu građu kontinetalne litosfere (Sl.6, 7 i 8).

Oceanska kora je debljine 6 do 10 km i sastoji se od pet slojeva: kumulacijski sloj

(„cumulate layer“), masivni sloj gabra („massive-gabbro layer“), pločasti sloj dajkova

(„sheeted-dike layer„), sloj jastučastih bazalta („pillow-basalt layer“) i pelagički sloj

(„pelagic-sediment layer“).

Litosferski plašt je debljine od 0 km (ispod osi hrpta) do preko 90 km duž rubova

oceana. Izgrađen je od najgornjeg plašta (Sl.7 i 8).

Vruća astenosfera koja je izgrađena od lercolita, varijante peridotita11

izdiže ispod

osi hrpta. Smanjivanjem pritiska (dekompresijom) na dubini od oko 75 km, dolazi do

parcijalnog taljenja lercolita i stvaranja bazaltne magme12

u obliku izdižućih bazaltnih

kapljica („blobs“) koje se stapaju u veće i na kraju formiraju velike magmatske komore13

u

kori ispod osi hrpta. Za vrijeme tog procesa prvotni lercolit u gornjem dijelu litosferskog

plašta postaje harcburgit („harzburgite“)14

(Sl.7 i 8). Parcijalno taljenje se stoga može

prikazati formulom lherzolite = harzburgite + oceanski basalt15

.

10

Neki geolozi pretpostavljaju da se na paraklazama udaljenijima od aksijalnih osi mogu dešavati

reversna kretanja rasjednih blokova, tj. da dalazi do njihovih izdizanja. Objašnjenje za ovakva kretanja

za sada ne postoji.

11 Lercolit („lherzolite“) je varijanta peridotita koji je dobio ime po jezeru Lherz u Francuskim Pirinejima. Uglavnom je izgrađen od olivina i otprilike jednake količine enstatita i diopsida. Enstatit je

ortopiroksen a diopsid klinopiroksen. Enstat je vrlo sličan olivinu ali ima više Si. 12

Bazaltna magma je uglavnom izgrađena diopsida i plagioklasa. Magma nije potpuno tekuća nego je

smjesa taljevine i kristala, odnosno kristalna kaša („crystal mush“).

13

Magmatske komore imaju oblik stošca sa širinom baze do 20 km.

14

Harcburgit je varijanta peridotita uglavnom izgrađena od olivina i enstatita. Ime je dobio po selu

Bad Harzburg u Njemačkoj. 15

Oceanski bazalti koji se formiraju na srednjo-oceanskim rubovima se još zovu toleiti („tholeiites“)

(po selu Tholey u Njemačkoj) i razlikuju se od bazalta formiranih iznad vrućih točaka i subdukcijskih

8

S vremenom se magma hladi te se stvaraju kristali olivina i piroksena unutar magme.

Kristali su gušći od magme i tonu na dno komore te postupno formiraju oko 100 m debeo

kumulacijski sloj („cumulate layer“)16

(Sl.6 i 8). U međuvremenu kristalizacijom magme na

bokovima komore stvara se gabro, krupnozrnata bazična stijena sa kristalima veličine od

nekoliko milimetara do nekoliko centimetara uglavnom izgrađena od diopsida i plagioklasa17

.

Lokalno vršni dijelovi gabra mogo sadržavati plagiogranite18

(Sl.8).

zona. Nastaju parcijalnim taljenjem (15-20%) peridotita (lercolita) koji izgrađuju gornji plašt.

Siromašni su kalijem ali nešto bogatiji sa Si02 od alkalijskih bazalta ili kalcijsko-alkalijskih bazalta.

Ne mogu se diagnosticirati na bazi mineraloškog sastava nego na osnovu kemijskih analiza pri čemu

važnu ulogu imaju brojni rijetki elementi i elementi u tragovima. Da bi se utvrdilo podrijetlo bazaltnih

stijena koriste se takozvani nepokretni (imobilni) elementi (npr. titan, zirkon, fosfor, itrij i itd.) i

nekompatibilni elmenti (kalij, rubidij, strincij). 16 Kumulati su stijene izgrađene akumulacijom rano kristaliziranih minerala iz magme. Kod srednjo-oceanskih hrptova su to peridotiti i gabri koji se nalaze u bazi magmatske komore. Karakterizira ih

„slojevitost“ koja može biti posljedica smicanja. Strukture smicanja nastaju jer se sluzava kristalna

kaša transportira magmatskim strujama u komori. Izduženi, stapićasti minerali su svojom dužom osi

paralerno orijentirani sa smjerom struje. Horizontalni tok plašta dodatno stvara smicanje između plašta

i gabra u komori zbog čega kumulacijski peridotiti i gabri imaju šistoznu strukturu. 17

Gabro je plutonski ekvivalent bazalta i dolerita. Gabro sloj ima debljinu od manje od 2 km do oko 5

km. Debljina ovisi o brzini širenje tako da je tanak u slučaju sporog širenja zbog niske produkcije

magme, a debeo u slučaju brzog širenja (Sl.8).

18

Plagiograniti se sastoje od plagioklasa, hornblende i kvarca. Mogu nastati kao zadnji kristalizacijski

produkt bazične taljevine iz koje su nastali gabri ili prodorom morske vode u formi vruće pare koja

prolazi dolje kroz pukotine do vršnog dijela magmatske komore. Voda smanjuje tempeaturu taljenja

Sl.6 Šematski profil kroz oceansku koru i litosferski plašta u području brzih hrptova.

Preuzeto iz Van der Pluijm & Marshak, 2004.

9

Kako širenje oceanskog dna napreduje gabro se sve više udaljava od osi komore i tako

stvara prostor za novu magmu u komori. Također, zbog širenja oceanskog dna pucaju stijene

iznad magmatske komore te se stvaraju prolazi koji omogućuju daljne izdizanje magme. Dio

magme se stvrdnjuje u pukotinama stvarajući pločasti sloj dajkova, a dio magme izlazi na

površinu morskog dna stvarajući jastučasti sloj bazalta.

Dajkovi su pločasti intruzivi izgrađeni od dolerita, sitnozrnatih bazaltnih stijena koje

su slične unutrašnjim dijelovima jastučastih lava (Sl.6 i 8). Vertikalni do subvertikalni dajkovi

mogu imati funkciju kanala kojim dio magma može izbiti na morsko dno. Pločasti slojevi

gabra koji je u normalnim uvjetima potpuno skrutnut kod oko 1000

0C. U prisutnosti vode parcijalno

taljenje gabra je moguće već kod 750 0C. Iz takvih taljevina formiraju se plagiograniti. Voda može u

formi hidroksila biti djelomično inkorporiranu u hornblendama, mineralima sličnim klinopiroksenima.

Sl.7 Pojednostavljeni profil kroz granicu ploča na srednjo-

oceanskom hrptu. Bazaltna taljevina je izlučena iz lercolita.

Preostali peridotit je lercolit i harcburgit i oni izgrađuju donji i

gornji dio litosferskog plašta. Preuzeto iz Frisch et al., 2011.

10

dajkova, odnosno pločasti kompleks dajkova ima debljinju od 1 do 2 km i nastaje čestim

prodorima bazalta u pukotine. Pojedinačni prodori stvaraju dajkove širine oko 1 m. Nakon

erupcije ostaci taljevine se stvrdnu. Rubovi dajkova su sitnozrnatiji nego središnji dio budući

da se rubovi brže hlade i imaju manje vremena za svoj rast. Novi dajkovi prodiru u nešto

starije dajkovi koji se još nisu potpuno očvrsnuli stvarajući tako dajk u dajku strukture

(„dike-in-dike structures“) (Sl.8).

Najviši bazaltni sloj je izgrađen od jastučastih lava. Prodorom na 1200 0C zagrijane

bazaltne taljevine na površinu morskog dna lava se u dodiru sa hladnom morskom vodom

hladi i stvrdnjuje u obliku sferičnih ili izduženih jastučastih tijela. Sferični oblik se formira jer

kugla ima najmanju površinu po određenom volumenu te stoga najmanju emisiju topline.

Zbog svoje težine jastuci obično poprime elipsasti oblik. Rubni dijelovi lave se vrlo brzo

Sl.8 Profil kroz ocensku kora u području oceasnkog hrpta. Magmatska

komora osigurava taljevinu za doleritne dajkove i jastučastu lavu iznad

komore dok se laterlno taljevina stvrdnjava u gabro. Sve navedene stijena

imaju isti kemijski sastav. Plagiograniti na vrhu i peridotiti u bazi magmatske

komore nastali su promjenom sastava magme (diferencijacija). Manja slika

prikazuje razvoj “dike-in-dike” strukture unutar pločastog dajk kompleksa.

Preuzeto iz Frisch et al., 2011.

11

hlade te su staklaste strukture dok se unutrašnji dijelovi sporije hlade i poprimaju sitnozrnatu

kristalnu strukturu. Jastučaste lave stvaraju slojeve debljine veće od 1 km koji su ispresjecani

vertikalnim dajkovima ili horizontalnim silovima koji su, budući da ne dolaze u kontakt sa

morskom, vodom izgrađeni od dolerita. Dajkovi predstavljaju kanale kojim bazaltna magme

iz magmatske komore prodire do površine morskog dna. Ako je sloj jastučastih bazalta tanak,

pritisak magme u komori može dovesti do izdizanja jastučastog sloja i time do savijanja

dajkova koji time poprimaju oblik horizontalnih silova. Sa većom dubinom povećava se broj

dajkova tako da je prijelaz u pločasti sloj dajkova postepen (Sl.8).

Kontinuiranim širenjem oceanskog dna novo formirana kora se sve više udaljava od

osi hrpta a samim time i debljina pelagičkih sedimenata koji pokrivaju jastučaste bazalte.

4. GRAĐA LITOSFERSKOG PLAŠTA

Litosferski plašt ispod oceanskih hrptova ima slojevitu iako ponešto gradacijsku

strukturu (Sl.7). U najgornjem dijelu prisutne su duniti19

i leće kromita. Duniti su gotovo

isključivo izgrađeni od olivina. Kromiti su krom-spineli, željezno-kromski oksidi koji se

pojavljuju u formi ruda. Duniti su relativno mala tijela, dužine nekoliko metara do nekoliko

kilometara. Okruženi su harcburgitima koji prelaze u lercolite. Bazaltna komponenta u

litosferi je izlučena parcijalnim taljenjem tako da se prvo stvara modificirani („depleted“)

lercoliti20

a kasnije harcburgiti koji ostaju u plaštu. Slojevitost litosferskog plašta je posljedica

povečavajuće modifikacije peridotita parcijalnim taljenjem od nekoliko postotaka do 20% pri

čemu lercolit gubi piroksene i prelazi u harcburgit. U najgornjem dijelu plašta vruća bazaltna

magma može djelomično preuzeti ortopiroksene (enstatite) tako da preostali dio formira

dunite.

Oceanska litosfera na slici 7 pripada srednje brzim (intermedijarnim) i brzim

oceanskim hrptovima. Spore hrptove karakteriziraju manje magmatske komore i tanji slojevi

gabra (1-2 km debljine). Parcijalno taljenje peridotita ispod takvih hrptova iznosi 10 do 15 %

dok je kod brzih hrptova oko 20 %. Zbog toga se formira lercolit u gornjem dijelu litosferskog

19

Duniti su nazvani po planini Dun na Novom Zelandu koja je pak dobila ime po tamnosivoj boji

planine. 20

Lercoliti sadrže različite postotke aluminijem bogate minerale čiji sastav varira o pritisku, odnosno

dubini. Na dubini većoj od 75 km je ganit, između 30 i 75 km spinel a na dubini manjoj od 30 km

plagioklasi. To znači da su peridotiti dublje litosfere spinel-lercoliti a oni koji pripadaju astenosferi,

dakle ispod 70-80 km debelog litosferskog plašta, garnet lercoliti (Sl.7).

12

plašta. Lercolit se razlikuje od originalnog, astenosferskog lercolita prisustvom plalgioklasa i

nižom prisutnošću diopsida. Oceanska litosfera stoga može biti izgrađena od sporo širećih

lercolita (Trinity tip21

litosfere) i srednje do brzo širećih harcburgita (Oman tip22

litosfere)

(Sl.9).

Kod brzih hrptova magmatizam kompezira kretanje ploča tako da tektonska ekstenzija

nema veliku ulogu te stoga takvi hrptovi nemaju graben. Kod sporih hrptova tektonska

ekstenzija je dominantna i samo djelomično kompenzirana magmatizmom tako takvi hrptovi

imaju razvijeni graben sa strmim rubovima, malu magmatsku komoru i u skladu s time tanki

sloj gabra (Sl.9).

5. SEGMENTACIJA OCEANSKIH HRPTOVA

Oceanski hrptovi su segmentirani transformnim rasjedima koji su okomiti na njihova

pružanja. Na transformnim rasjedima segmenti čija dužina varira između 30 i 100 km nisu

21

Trinity tip litosfere je dobio ime po ofiolitnom kompleksu u Kaliforniji. 22

Oman tip litosfere je dobio ime po ofiolitnom kompleksu u Omanu.

Sl.9 Brzi oceanski hrptovi (Oman tip litosfere) (A). Spori oceanski hrptovi

(Trinity tip litosfere) (B). Spore hrptove karakterizira centralni graben, tanki

sloj gabra, mala magmatska komora i lercolitski plašt. Preuzeto iz Frisch et al.,

2011.

13

samo odvojeni jedan od drugog nego i odmaknuti jedan od drugog s time da se udaljenost

njihovih osi ne mijenja (Sl.10). Transformni rasjede morfološki karakterizira nekoliko stotina

metara duboka brazda koja u nekim slučajevima može doseći dubinu od 3 km. Dubina brazda

je obično veća kod većih rasjeda. Magmatske komore su uzrok ispupćenja segmenta paralerno

sa svojom osi kao i negativne gravitacijske anomalije budući da je magma lakša od okolne

kore (Sl.10). Prekid između komora koincidira sa završecima segmenata.

Sl.10 Segmentacija

srednje-oceanskog hrpta

u južnom Atlantiku.

Segmenti su duž osi

širenja izbočeni zbog

magmatskih komora a

njihovi krajevi su

označeni transformnim

rasjedima koji se na

oceanskom dnu

manifestiraju kao duboke

doline. Magmatske

komore koje uzrokuju

negativnu gravitacijsku

anomaliju (zelene linije)

su prekinute na mjestu

transformnih rasjeda.

Preuzeto iz Frisch et al.,

2011.

Sl.11 Karta parikazuje

segmentaciju Istočno Pacifičkog

izdignuća i profil paralel s osi

izdignuća. Sgmenti su izbočeni

zbog prisutnosti magmatskih

komora. Preklapanja komora

pojavljuje na krajevima segmenta.

tr = transformni rasjed. Preuzeto

iz Frisch et al., 2011.

14

Ispod Istočno Pacifičkog izdignuća stvaranje magme je osobito veliko tako da su

magmatske komore izdužene paralerno sa pružanjem segmenata preko transformnih rasjeda

čime se segmenti preklapaju i do 25 km (Sl.11). Magmatske komore kod Srednje Atlantskih

hrptova su manje te se se njihovi segmenti ne preklapaju a transformne doline su obično

dublje usječene u hrptove.

6. CRNI I BIJELI PUŠAĆI

Veličina toplinskog toka ispod oceanskih hrptova nekoliko puta nadmašuje prosječni

toplinski tok tako da se ovdje otpušta čak oko ¼ od ukupne topline koje se emitira iz

unutrašnjosti Zemlje. Pri tome treba naglasiti da emisija topline duž oceanskih hrptova varira i

lokalno može biti relativno niska.

Reakcija između morske vode koja silazi niz pukotine i vrućih stijena ispod oceanskih

hrptova, rezultirala je stvaranjem pušača („smokers“)23

. Nastala termalna voda obogaćena

metalima i solima kreće se gore kroz pukotine i na kraju miješa se sa hladnom morskom

vodom čija je temperatura tek neznatno veća od njene temperaure smrzavanja što za

posljedicu ima da se iz mineralne otopine stvaraju tamne i svijetle mineralne čestice koje

stvaraju turbulentnu suspenziju (Sl.12). To sliči dimu cigarete pa su tornjaste strukture iz

23

Pušači („smokers“) su cjevasti, nekoliko metara visoki tornjevi slični dimnjacima sa temperaturom

većom od 3500

C nađeni na površini oceanskih hrptova. Prvi su nađeni 1977 god. duž Istočnog

Pacifičkog izdignuća u području Kalifornijskog zaljeva i otočja Galopagos.

Sl.12 Posljedica

cirkulacije morske vode

u oceanskoj kori.

Hidrotermane izmjene

uzrukuju metamorfizam

oceanskog dna. Vruće

otopine izlaze na

površinu morskog dna

kao crni i bijeli pušači.

Preuzeto iz Frisch et al.,

2011.

15

kojih izlazi turbuletna suspenzija nazvani crni i bijeli pušaći („black and white smokers“)

(Sl.13). Takvim hidrotermalnim kružnim tokovima prođe u milion godina količina morske

vode koja odgovara količini vode u svim oceanima (oko 1 350 000 000 km3). Uz to se

kružnim tokovima značajna količina toplina transportira prema površini.

CRNI PUŠAČI („BLACK SMOKERS“)

Crni pušači se stvaraju na temperaturi od oko 3500C pri ćemu se njihov sadržaj

istiskuje brzinom do 5 m/s (Sl.13). Ako je pritisak veći od 22 megapaskala morska voda

ostaje u tekućem stanju do 3740C, a takvi uvjeti postoje na dubinama većim od 2000 m. Crna

boja turbuletne suspenzije koju istiskuju crni pušači dolazi od čestica željeznog, bakrenog i

cinkovog sulfida (pirit, pirhotit, kalkopirit, sfalerit) koji su precipitirani iz vrućih otopina.

Sulfidi su otopljeni iz bazalta, gabra i diorita gdje su bili prisutni u tragovima. Termalne vode

također otapaju i ostale dijelove stijena i precipitiraju otopljene čestice na različitim mjestima

sa nižim pritiskom i temperaturom. U blizini površine postoji zona sa brojnim pukotinama24

koje termalne vode ispunjavaju mineralima. Dakle, precipitacija minerala se ne odvija samo

na površini oceanskog dna nego i ispod njega. Osim sulfida, u mreži pukotna se akumuliraju

anhidriti, kvarc kao i zlato. Bazične stijene stoga mogu biti silificirane i kloritizirane. Voda

koja sadrži klorit je formirana degradacijom bazaltnog stakla i piroksena.

24

Zona pukotina su zapravo breče koje su stvorile termalne vode prilikom svoga kretanja prema gore.

Takvo stvaranje pukotina koje nastaju strujanjme voda pod pritiskom se naziva hidrorazanje

(„hydrofracturing“).

Sl.13 Podmorska

fotografija crnog

pušaća. Preuzeto iz

Frisch et al., 2011.

16

Crni pušači mogu nastati u vrlo kratkom vremenu. Nekoliko metara visoke i nekoliko

decimetara široke tornjaste forme nastaju u roku od nekoliko mjeseca do par godina. Ponekad

tornjaste forme evoluiraju u blokove velike kao kuće koje se na kraju uruše stvarajući hrpu

fragmenata kroz koje se probijaju termalne otopine.

Crni pušači akumuliraju značajne količine bakra i zlata čije koncentracije mogu imati

ekonomski značaj25

.

BIJELI PUŠAČI („WHITE SMOKERS“)

Bijeli pušači se formiraju kod nižih temperatura, između 300 i 100 0C. Brzina

istiskivanja njihovog sadražaja iznosi nekoliko decimetara u sekundi. Bijeli pušači se mogu

razviti iz crnih pušača i precipitirati barite i anhidrita kao i sfalerite i silicijev dioksid. Sadrže

sadrže više svijetlih čestica. Pušači igraju važnu ulogu u vezi temperature, kemijskog sastava i

rasporeda morskih struja.

Sa povećanjem udaljenosti od ocenskih hrptova, hidrotermalne aktivnosti u kori se

smanjuju jer kora postaje hladnija a time i termalni gradijent koji pokreće konvekcijska

strujanja manji. Osim toga, pukotine su sve više zatvorene precipitiranim hidrotermalnim

mineralima a tektonska ekstenzija je sve slabija tako da se sve manje stvaraju nove pukotine.

Zbog toga su hidrotermalni procesi ograničeni na usku zonu duž granica ploča.

EGZOTIČNE BIOCENOZE

Područje pušača je ujedno i područje vrlo egzotične bioceneoze. Ovdje endemska

fauna ima nevjerojatno veliki rast i posebnu adaptaciju na uvjete. Tako npr. crvi, kozice i

gigantske dagnje žive u simbiozi sa sumpornim bakterijama. Slijepe kozice su nađene kod

Srednje-atlantskog hrpta, a cjevasti crvi pokriveni plaštom bakterija koji im omogućuje život

na temperaturama do 80 0C, na Istočno-pacifičkom izdignuću. Utvrđeno je da cjevasti crvi

mogu tolerirati temperaturne razlike do 60 0C. Bakterije su pak nađene u vrućim vodama koje

su imale temperaturu od 110 0C.

7. METAMORFIZAM OCEANSKE KORE

Krečući se kroz pukotine oceanske kore nekoliko kilometara duboko morska voda se

zagrijava do temperature koja iznad kritične temperature te značajno modificira magmatske

25

Na Cipru se već tisućama godina eksplatiraju rude bakra i zlata nađene u ofiolitima.

17

stijene. Zagrijana voda dolazi u kontakt sa vršnim dijelom magme u magmatskim komorama

ili sa gornjim dijelom već stvrdnutog gabra. Ovi procesi mijenjaju stijene mijenjajući njihov

mineralni sastav te su slični procesima za vrijeme regionalnog metamorfizma u planinskim

lancima s tom razlikom da se dešavaju u statičkim uvjetima i nisu povezani sa deformacijom

stijana. Metamorfizam se sastoji od vezivanja OH- iona (hidroksilni ioni) za minerale te tako

„suhe“ magmatske minerale transformira u „vlažne“ metamorfne minerale.

U plitkim dijelovima sa temperaturama do 200 0C hidrotermalnim djelovanjima

nastoju zeoliti, grupa minerala slična feldspatima. Zeoliti sadrže molekule vode koje postupno

nestaju sa porastom temperature. Ti plitki dijelovi se nazivaju zonama zeolitnog facijesa (vidi

sl.12).

Dublji dijelovi bazalta i dioriti se transformiraju u zelene stijene („greenstone“) i

predstavljaju zone facijesa zelenog škriljavca („greenschist facies“). Staklo i pirokseni su

uglavnom promjenjeni u klorite i aktinolite (nisko temperaturne amfibole), a plagioklasi

djelomično u epidotite. Sva tri minerala vežu OH- ione u svoje rešetke a njihova zelene boja

dala je ime stijeni. Plagioklasi, kalcijsko-natrijski feldspati se mijenjaju zamjenom Ca++

za

Na+

te postaju gotovo čisti natrijski feldspati (albiti). Naravno, Na+

dolazi iz morske vode.

Ovaj tip promjena se naziva spilitizacija a stijene zahvačene tom promjenom se zovu spiliti.

U gabrima gdje temperatura može prijeći preko 500 0C, pirokseni prelaze u hornblende

(vrsta amfibola) a stijene se mijenjaju u amfibolite koji predstavljaju zonu amfibolitnog

facijesa. Svaka od spomenutih metamorfnih zona i njihovi mineralni sastavi korespondiraju

regionalnim metamorfnim stijenama u planinskim pojasevima.

Dijelovi oceanske kore koji su kasnije inkorporirani u planinske pojaseve zbog

tektonskih pritisaka postižu naknadnu škriljavost. Takvi zeleni škriljavci i amfiboliti se osim

po škriljavosti ili klivažu ne razlikuju od metamorfnih stijena oceanske kore. U većini

slučajeva poslije regionalnog metamorfizma više nije moguće sa sigurnušću utvrditi

postojanje ranijeg metamorfizma u oceanskoj kori.

Duž transformnih rasjeda česta je pojava ulaska peridotita u zonu kružnog toka

termalnih voda gdje se mijenjanju u serpentinite26

. Minerali peridotita, olivin i ortopirokseni

vežu na sebe vodu i transformiraju se serpentine, grupu minerala koja sadrži vodu u svojoj

strukturi. Serpentiniti imaju tendenciju dijapirskog rasta prema površini gdje za vrijeme

26

Serpentiniti se lako deformiraju i njihova gustoća (2,7 g/cm3) je znatno manja od gustoće periodotita

(3,3 g/cm3) ili gabra i bazalta (oko 3,0 g/cm

3).

18

rasjedanja mogu biti pomiješani sa sedimentima. Takva tektonska mješavina serpentinita i

vapnenačko-škriljavih sedimenata se naziva ofikalcit („ophicalcite“).

8. OFIOLITI

Ofioliti27

su ostaci oceanske kore i litosferskog plašta na kontinentalnoj kori na koju su

došli za vrijeme subdukcije na dva načina: (1) obdukcijom28

(kompresijskom tektonikom) pri

čemu nastaju velike navlačne jedinice koje se nazivaju „nappes“. Obdukcija je prisutna tamo

gdje mlada, relativno vruća a stoga i rijeđa oceanska litosfera nije u stanju subducirati. Dobar

primjer je Semail Nappe u Omanu (vidi Appendix); (2) ostaci ofiolita koji su „zarobljeni“ u

orogenu koji je nastao kolizijom kontinenata ili otočnih lukova i kontinenata. Nakon početne

subdukcije ostaci ofiolita su obično dispergirani i deformirani te obično podvrgnuti

visokotlačnom metamorfizmu. Poredani fragmenti ofiolita predstavljaju zonu suture koje se

još zove i „ofiolitska sutura“ a označuje koliziju dvaju blokova kore. Ofioliti ukazuju na to

da je osim rijetkih i dostupnih ostataka oceanska kora gotovo potpuno subducirala u plašt.

27

Naziv ofioliti dolazi od grč. riječi ophis grč. označuje zmiju otrovnicu. Takvo ime su dobili jer često

puta dolaze u asocijaciji sa metamorfnim serpentinitima koji imaju ljuskavu površinu koja podsjeća na

kožu zmije (serpens lat. riječ koja označuje zmiju otrovnicu).

28

Naziv obdukcija dolazi od obducere lat. riječi koja znači pokrivati i suprotno je od subdukcije koja

dolazi od subducere lat. riječi koja znači odvoditi prema dolje.

19

APPENDIX (from Frisch et al., 2011)

Pillow lavas

The shapes of pillow lavas are rather variable. Many details were uncovered during

diving cruises of submersibles like “Alvin” that investigated and photographed the mid-ocean

ridge of the northern Atlantic in the FAMOUS project ("French-Amerian Mid-Ocean

Undersea Study").

Normally, basaltic pillows are spherical objects that range from several decimeters to

more than one meter in diameter. In vertical cross section, pillows have an upward-vaulted

convex shape and a horizontally elongated body that is caused by flowage outward and

downward due to the weight of the pillows. The bottom is typically characterized by concave-

up indentations that result from the deformation of the warm, plastically deformable lava that

drapes over the cold and solidified pillows below (Figs.14a, 15). The skin of the pillows

consists of basaltic glass. Glass is a product of sudden cooling by cold sea water. This process

Fig.14 Photographs of pillow lavas. A Pillows with convex curvature at the

top and concave borders against older underlying pillows (Costa Rica). The

indentations along the bottom side develop when the new, internally still

liquid and thus easily deformable pillows are deposited on top of the already

solidified pillows below. B Pillow lavas viewed towards the curved upper

surfaces of the pillows (Elba, Italy). C Internal shelves that indicate a

multiphase leakage of the pillows when the lava was still liquid in their

interior (see Fig. 5.6). Because the shelves are formed horizontally, the

outcrop indicates tectonic tilting by nearly 90° (Elba). D Variolas (spherules of

up to 1 cm diameter with radially arranged actinomorphic minerals) as

products of devitrifi cation in the pillow rinds (Elba).

20

occurs so fast that crystallization of single crystals is not possible. Glass, therefore, is

amorphous (Greek without shape) and the atoms are not arranged in a crystal lattice but

disorderly distributed as in a pane of window glass. Towards the centre of the pillow the melt

crystallizes and crystals increase in size. Until final solidification, the pillow is deformable

and the glassy skin tears open to produce furrows and cracks; further protrusions of lava may

occur if the feeder channels of the pillow are partially fluid during subsequent events.

If lava supply is continuous, instead of pillows, lava tubes several meters in length can

develop, especially on slopes (Fig.15). The tubes are blocked by obstacles such as large

protruding pillows. The down-flow end of tubes commonly burst, lava squeezes out, and new

pillows or tubes develop. This process can produce complicated shapes of lava tubes and

interconnected pillows.

To study some pillow lavas, it is not necessary to use a submersible. If the ocean floor

is obducted onto continental crust, they can be studied on outcrop. For example, at an

Fig.15 Evolution of pillow basalts (upper right) and complex formations of lava

tubes and pillows at mid-ocean ridges.

21

extraordinary outcrop along the coast of the island of Elba (Italy) it is possible to walk on

Jurassic ocean floor and study the diff erent pillow structures (Fig.14b). Pillows that are split

by fractures, develop shelves in their interior (Fig.14c); these shelves are also found in recent

pillows at the Mid- Atlantic Ridge. Shelves within pillows develop when a pillow tears open

and part of the melt leaks out but is not fed by a supply of fresh lava (Fig.16). The lava level

recedes slightly and solidifies to form a glassy surface or “shelf” within the interior of the

pillow. This process may be repeated to form up to 6 or 7 shelves in a single pillow. Cavities

that form between shelves may be subsequently fi lled by sedimentary material if the cavities

are opened shortly after their formation or they may be filled with minerals that precipitate

from aqueous liquids; some may remain hollow. Because the shelves are always formed in a

horizontal position, they indicate in outcrops whether the pillow have been tilted tectonically.

The shelf outcrops at Elba indicate that the pillows have been later tilted nearly 90° (Fig.14c).

Fig.16 Development

of horizontal shelves

within a pillow by.

22

Pillow lava outcrops occur worldwide and in rocks of most ages. In North America,

pillow lavas occur in the 1.7 Ga Vishnu Schist in Grand Canyon. Younger examples include

abundant outcrops of Jurassic and Cretaceous pillow lavas in California, Nevada, and Oregon.

Glass splinters, hyaloclastites (hyalos, Greek glass; klastein, Greek to break),

commonly form in the spandrels between the pillows (Fig.15). Glass splinters burst off from

the rind of the pillow because of the rapid temperature reduction and resulting stress. Basaltic

lava becomes solid at 1000 °C, and a very short increment of time elapses as the outer glassy

rim cools to the surrounding sea water temperature.

Because igneous glass is unstable over long periods of geological time (millions of

years), it devitrifi es (vitrum, Latin glass). Initially, small needle crystals are formed in a

rosette around a nucleus. These form spherical objects that range from millimeters to ca. 1 cm

in diameter that are called variolas ( variola, medieval Latin smallpox). These are common in

the rinds of the pillow lavas of Elba. Over time the entire glass can crystallize to form a fine-

grained mixture of basaltic minerals rich in the green mineral chlorite.

Seismic layers

Seismic investigations have been a crucial factor in deciphering the structure of the

oceanic crust. During the 1960s, three crustal layers were established based on diff erent

seismic wave velocities. These layers, in descending order were, 1. sediments, 2. basalts and

dolerite dikes, and 3. gabbros. Advanced methods in seismic analysis now provide a more

detailed picture that demonstrates that seismic velocities, although irregular, increase

continuously with depth (Fig.17). Low velocities in primary seismic waves (P-waves) of

approximately 2 kilometers per second (km/s) characterize young and unconsolidated

sediments; these form continuous and thicker layers only at some distance from the ridge.

Layer 2 ranges to 2.5 km in thickness and comprises pillow lavas and the sheeted dike

complex. The top of the layer 2 is a topographically rough surface that is covered and leveled

by overlying sediments. Seismic wave velocities increase substantially downward in this

layer. The uppermost basalts, which near the ridge axis are characterized by pores and

fractures and consequently by abundant circulation of seawater, have P-wave velocities of

3.5–4 km/s. As the age of layer 2 increases, pores and fissures are closed at depth by mineral

precipitation. This leads to higher seismic wave velocities with increasing distance from the

23

ridge. The P-wave velocities increase to more than 6 km/s in the sheeted dike complex

because the dike intrusions become more massive and lack fractures.

Velocities of P-waves increase to 7–7.7 km/s in the gabbro layer (layer 3) and

accelerate with increasing depth, a factor attributed to differences in the rock composition. In

the uppermost part of the gabbroic layer, plagiogranites rich in plagioclase and quartz

generate lower velocities. The banded rocks in the lower parts are rich in pyroxene and

generate higher velocities. Varying amounts of diapiric material from serpentinite rising from

the mantle may complicate the seismic behavior of the layer.

More recent research has identifi ed a layer 4 that corresponds to the rocks of the

uppermost mantle. They are clearly defined by P-wave velocities of 8.10–8.15 km/s. Near the

ridge axis the velocities of the mantle peridotites are slightly lower because of the higher

temperature and increased portions of melted material. Serpentinized peridotites cause

distinctly lower velocities of seismic waves.

Fig.17 Velocities

of seismic primary

waves and the

deduced layered

structure of the

oceanic crust.

24

Normally the layered structure of the ocean floor is not exposed. However, along the

Vema Fracture Zone an exposed profile was investigated that confi rmed the layered. On land

a number of sections through ocean crust are exposed. These exposures occur at locations

where ocean fl oor was obducted and thrust onto continental crust during compressional

processes and orogeneses. Such accessible remnants of oceanic crust, which may be

associated with rocks of the uppermost mantle, are called ophiolites and are important clues in

the reconstruction of former oceans that are now completely subducted.

Graben formation in the Atlantic

Although all mid-ocean ridges have a zone around the ridge axis 20–40 km wide that

is penetrated by ridge-parallel faults, a central rift valley is only developed where spreading

rates are slow such as on the Mid- Atlantic Ridge. The central rift valley, locally 1 km deep,

has a variable width between 2 and 10 km. The low spreading rate of 2 cm/yr at the ridge in

the North Atlantic south of Iceland means that rocks at the graben shoulder are younger than 1

Ma. The volcanically active zone in the middle of the graben has a width of only 1 km.

Sediments in the graben attain thicknesses of a few meters where they are transported by

currents to protected positions. The normal sedimentation rate of deep sea sediments is too

low (millimeters to few centimeters per thousand years) to explain thick accumulations of

sediments on top of the very young oceanic crust without transportation by currents.

The central graben of the Mid- Atlantic Ridge at 36° 50' northern latitude has been

studied in detail by the submersible “Alvin”; numerous photographs were used to document

the variety of pillow lavas. Spreading of the ocean floor is slightly asymmetric, 0.7 cm/yr

towards the west and 1.3 cm/yr towards the east. The total graben structure has a width

greater than 20 km and a central rift valley between 2 and 3 km. The western l ank of the

central rift is steep and its straight shape clearly indicates a fault; relief is 500 m. In the graben

center, 200–300 m-high volcanic edifi ces align and mark the boundary between the North

American and African plates. Production of lavas is episodic, and after 10,000 years of

activity, the volcanoes become extinct and new fissures open to feed new volcanic edifices.

Numerous fractures separate the basaltic crust into blocks that are abuted to each

other. Open vertical fissures, a few centimeters to 4 m wide, are particularly abundant along

the floor of the graben; parallel orientation to the graben indicates extension orthogonal to the

25

graben axis. Normal faults that dip approximately 60° are most common along the walls of

the graben. They are associated with tectonic breccias, rocks composed of angular rock

fragments that develop along the faults. Measurements of magnetic directions f xed in the

basaltic rocks vary and no section longer than 250 m is uniformly magnetized. This pattern

reflects the intense faulting and rotation of blocks in the area of the graben.

The magnetic stripe patterns, the discovery of which played an important role in the

history of plate, result from the recording of magnetic polarity in rocks of the oceanic crust.

However, coincidences between magnetic polarities (normal or reverse magnetization of the

respective stripes) measured remotely with shipboard magnetometers and polarities directly

measured in basalts obtained from the seafloor are very weak; therefore, the pillow lavas

cannot be responsible for the magnetic stripe pattern. In fact the pillow lavas form in irregular

f ows and are frequently disturbed. Therefore, it is generally assumed that the sheeted dike

complexes, which are strongly aligned parallel to the plate boundary, create the linear pattern.

An oceanic crustal profile in the Atlantic Ocean

The profile through the oceanic crust and the uppermost mantle is not easily accessed.

The remains of oceanic litho sphere are found within ophiolite complexes in large outcrops on

land where they have been thrust onto continental crust or trapped between crustal blocks

during collision; most have been widely dispersed or intensely deformed. Several ophiolite

complexes have been only slightly deformed and provide excellent profiles through parts of

the lithosphere; examples are the Semail complex of the Arabian Peninsula and the Troodos

complex in Cyprus.

A section through the oceanic crust has also been discovered on the ocean floor where

a large transform fault zones cuts across the mid-ocean ridge. This occurs along the W-E

striking Vema Transform Fault in the equatorial Atlantic between 10° and 11° northern

latitude. The exposure occurs in a deeply incised valley with relief of 3000 m that was formed

by fault zone activity. The French submersible “Nautile” discovered an entire profi le through

ocean crust including rocks of the upper mantle. The profile is gently dipping but internally

only slightly deformed (Fig.18).

26

The section at the Vema Transform Fault begins at the basal peridotites that are mostly

altered into serpentinite by oceanic water, and is succeeded by a layer of gabbro

approximately 1 to 1.5 km thick. Next in the succession is a sheeted dike complex 1 km thick

that consists of the solidifi ed feeder channels to the overlying pillow basalts. The entire

abnormal crustal thickness of only 3 km was either tectonically thinned or the production of

basaltic melts was low. Because a relatively cool uppermost mantle can be assumed in the

equatorial Atlantic and the spreading rate is rather low, the conclusion of low melt production

is certainly correct.

The ophiolite of the Semail Nappe in Oman

The ophiolite complex of the Semail Nappe in Oman has been investigated by many

researchers because of its importance in the development of plate tectonic theory. It is one of

the largest ophiolite complexes on Earth at 500 km long, 50 to 100 km wide, and 15 km thick

(Fig.5.19a). The history of the Semail Nappe began as part of the great Neotethys Ocean that

during the Early Cretaceous, separated Arabia from south-central Asia by some 1200 km. As

the Neotethys narrowed and compressed ca. 100 Ma, the NNE portion of the oceanic plate

was thrust over the SSW part. The thrust developed in a zone of crustal weakness along the

mid-ocean ridge, a plate boundary and zone of thin, weak lithosphere (Fig.19b). The ophiolite

nappe was initially thrust several hundred kilometers onto oceanic crust that belonged to the

other side of the spreading axis. It rapidly migrated southward and the entire complex was

obducted onto northeastern Arabia at 80 Ma. The calculated thrusting velocity was

approximately 3 cm/yr.

When the Semail Nappe was thrust over the continental margin, the forces of friction

increased, the depressed continent was compressed, and because of its lower density, it raised

Fig.18 Cross section through the oceanic

crust at the Vema Fault in the equatorial

Atlantic. The exploration of this profile

was performed with the French deep sea

submersible “Nautile”. At one of the

faults the rocks have been fractured and

breccias have formed.

27

upwards. These frictional forces slowed the obduction of the ophiolite onto the continental

margin and obduction ceased aft er the nappe was transported 100–200 km.

Driven by the global plate drift pattern, the convergence between Arabia and Eurasia

(Iran) continued aft er the ophiolite obduction and the Neotethys Ocean was subducted by a

new subduction zone, the Makran subduction zone. Here, the remaining oceanic crust is being

subducted beneath the continental crust of Iran. This process will lead to the final collision

and mountain building event between the Arabian and Eurasian plates in approximately 2

million years (Fig.19). The Oman ophiolites will likely be overthrust by the Eurasian Plate

and subsequently deformed, dispersed and metamorphosed. Only an ophiolitic suture will

remain of the once great Neotethys.

Fig.19 Evolution of the ophiolitic Semail Nappe in Oman. A Map view of the Semail Nappe, the

recent subduction zone (Makran) and the related volcanic arc. B In the initial stage the north-

northeastern limb of the ocean was thrust over the south-southeastern limb along the mid-ocenic ridge

(100 and 95 Ma). Obduction of the ophiolites onto the Arabian continental margin began at 80 Ma.

Presently, a volcanic arc exists in Iran that is generated by the newly formed Makran subduction zone.

In the near geological future, an ophiolitic suture will form at the collision zone of the continental

margins. C In the initial stage of thrusting, the hot base of the overthrusting plate induced an inverted

metamorphic prof ile (“ metamorphic sole”) in the lower plate, as well as partial melting of lower-plate

basalts and sediments to feed andesitic volcanism on the upper plate.

28

Alpine-Mediterranean ophiolites

Ophiolites of the Alpine-Mediterranean region originated primarily from the borders

of the Penninic-Ligurian Ocean, which during the Middle and Late Jurassic represented the

northeastern continuation of the central Atlantic Ocean. These ophiolite assemblages,

associated with coeval oceanic sedimentary rocks, were incorporated into the Alpine orogen

much later, after they had drift ed far from the mid-ocean ridge. During this time, the oceanic

litho sphere had cooled down and become denser. Due to its high density, the litho sphere

uncoupled from the continental margin and became subducted. Subduction is documented by

high-pressure metamorphism. Subsequently, the ophiolites were scraped off and sandwiched

between the colliding continental margins, where they mark the suture zone between blocks

derived from Africa and from Europe. However, some ophiolites are not metamorphosed and

were presumably obducted such as those on the island of Elba.

The Alpine-Mediterranean ophiolites evolved in a completely different manner from

those in Oman. The Oman ophiolites were derived from a midocean location within their

ocean of origin and were obducted across long distances. The Alpine-Mediterranean

ophiolites formed at the margin of the ocean and most were subducted before being

underplated and uplift ed by the continental margin during subsequent continental collision.

Many ophiolites of the Alpine-Mediterranean region lack gabbros and sheeted dike

complexes. Basalts and deep-water, ocean-floor sediments are associated with serpentinite

bodies that represent altered mantle peridotites. This configuration juxtaposes the uppermost

units of the ophiolite profile with rocks that originated in the mantle. This peculiar

phenomenon originated along faults and large fracture zones on the ocean floor where

peridotites were metamorphosed to serpentinites that flowed upwards in diapiric structures

and came into contact with the basalt layer. When later ophiolite bodies are scraped off from

subducting lithosphere, they mainly contain basalts and serpentinites from the upper oceanic

crust, whereas the deeper layers such as the dolerite dikes and gabbros continue to sink into

the mantle.

Some Alpine ophiolites contain andesites or basalts either enriched or depleted in

some elements as compared to normal ocean floor basalt. These ophiolites probably formed in

marginal ocean basins above subduction zones; a modern example is the Sea of Japan.

Commonly obducted ophiolites were interpreted as having formed in marginal oceanic basins.

Such settings are diffi cult to subduct because they are relatively hot as they are warmed by

continuous subduction magmatism and therefore buoyant. As shown in Oman, this

29

generalization does not always prove correct because there the obduction was triggered by the

initial overthrust at the hot mid-ocean ridge. The andesitic volcanic rocks in the Semail Nappe

were formed during the overthrust (Fig.19c) and are not related to a marginal basin. The

points illustrated above demonstrate that careful field and laboratory studies must be

performed before the geologic origins of individual ophiolites can be understood.

Metamorphic sole

During obduction, heat from the base of the overthrusting ophiolite is transferred downwards

into the units below the thrust surface. The heat induces metamorphism and is accompanied

by deformation caused by the thrusting process. This style of metamorphic zone below

ophiolite nappes is called a “metamorphic sole”. Metamorphic soles are characterized by

metamorphism that is most intense at the tectonic boundary and rapidly decreases with depth

because the generation of heat persisted for only a short time span.

In Oman, the heat in the sole of the Semail Nappe induced volcanism because the base

of the nappe, immediately after its formation, was approximately 1000 °C. Basalts of the

subducted ocean floor were heated to 900 °C, metamorphosed into amphibolites, and partly

melted along with overlying sedimentary rocks (Fig.19c). On the upper plate, the melts

created andesitic volcanism that has the characteristics of island-arc volcanism. During

continued thrusting of the ophiolite nappe over the ocean floor, the base rapidly cooled so

progressively lower temperature metamorphism developed in the underlying basalts (e. g.,

greenschists at the temperature range between 500 and 300 °C).

Chromite deposits

Chromite deposits are formed at mid-ocean ridges. Present deposits outcrop in

ophiolites, remnants of ocean floor thrust onto continental crust. Chromite deposits are

common in southern Europe, Turkey and Oman and some are of economic interest. The

chromite origin is from harzburgite in the uppermost mantle where typically a few tenths of

percent chrome oxide occurs. Enrichment may form deposits that contain several millions of

tons of chromite, a mineral in the spinel group: FeCr2O4; some of the iron may be replaced

by magnesium. The ore occurs in irregular, finely distributed lenses of nearly pure chromite

30

or in a mixture of chromite and olivine surrounded by dunite, which also contains chromite.

The dunite body is embedded in schistose harzburgite; the schistose fabric formed

immediately after crystallization during a hot stage associated with current motion (“schistose

peridotite”; Fig.20). Dunite bodies and chromite lenses originally are found slightly below the

Moho within the harzburgites (see Fig.7).

According to one hypothesis, the formation of chromite lenses results from the

continued melting of harzburgite as basaltic magmas stream through and leave behind dunite

and enriched chromite as residuum; olivine and chromite are those components from the

original peridotite that have the highest melting points. A more favored hypothesis assumes

that olivine and chromite enrichments form in basaltic dikes in the uppermost mantle (Fig.20).

These dikes are feeder dikes for the magma chamber below the mid-ocean ridge. Olivine and

Fig.20 Evolution of chromite deposits within dunite bodies in the mantle below the

magma chamber at a mid-ocean ridge. Olivine and chromite are the first mineral

precipitates from the rising basaltic melts. They can accumulate in widened chambers

where they filter out the ensuing streaming minerals and cause the concentration of

olivine and chromite.

31

chromite are the first to crystallize from the melt when it cools under 1200 °C. Normally,

when gabbro continues to crystallize, these minerals are resorbed. However, small chambers

form in the feeder dikes that are caused by irregularities in the dikes (Fig.20, circular insert);

olivine and chromite crystals that form along the cooler walls of the chambers, may adhere to

the walls and clump together, or sink to the bottom of the chamber because of their high

density. The resulting crystal mush filters molton streams that flow through them and strain

out additional crystals, thereby causing further accumulation of olivine and chromite crystals.

Chromite lenses are irregularly distributed and highly variable in size which makes

prospecting and mining of deposits difficult.