Margen pasivo - Passive margin

Transición de ruptura a propagación
Margen continental pasivo

Un margen pasivo es la transición entre la litosfera oceánica y continental que no es un margen de placa activo . Se forma un margen pasivo por sedimentación sobre una antigua grieta , ahora marcada por una litosfera de transición. El rifting continental crea nuevas cuencas oceánicas. Finalmente, la grieta continental forma una cordillera en medio del océano y el lugar de extensión se aleja del límite continente-océano . La transición entre la litosfera continental y oceánica que se creó originalmente por rifting se conoce como margen pasivo.

Distribución global

Mapa que muestra la distribución de los márgenes pasivos de la Tierra.

Los márgenes pasivos se encuentran en todos los límites oceánicos y continentales que no están marcados por una falla de deslizamiento o una zona de subducción . Los márgenes pasivos definen la región alrededor del Océano Atlántico , el Océano Ártico y el Océano Índico occidental , y definen todas las costas de África , Groenlandia , India y Australia . También se encuentran en la costa este de América del Norte y América del Sur , en Europa occidental y la mayor parte de la Antártida . Asia oriental también contiene algunos márgenes pasivos.

Componentes clave

Márgenes activos frente a pasivos

La distinción entre márgenes activos y pasivos se refiere a si un límite de la corteza entre la litosfera oceánica y la litosfera continental es un límite de placa . Los márgenes activos se encuentran en el borde de un continente donde ocurre la subducción . Estos a menudo están marcados por levantamientos y cinturones montañosos volcánicos en la placa continental. Con menos frecuencia hay una falla de deslizamiento , como define la costa sur de África occidental . La mayor parte del este del Océano Índico y casi todo el margen del Océano Pacífico son ejemplos de márgenes activos. Si bien una soldadura entre la litosfera oceánica y continental se denomina margen pasivo, no es un margen inactivo. El hundimiento activo, la sedimentación, las fallas en el crecimiento, la formación de fluidos porosos y la migración son todos procesos activos en los márgenes pasivos. Los márgenes pasivos son solo pasivos en el sentido de que no son límites de placa activos.

Morfología

Perfil batimétrico a través de un margen pasivo típico. Tenga en cuenta que la escala vertical está muy exagerada en relación con la escala horizontal.

Los márgenes pasivos consisten en tríadas de llanuras costeras en tierra y plataformas continentales en alta mar . Las llanuras costeras suelen estar dominadas por procesos fluviales, mientras que la plataforma continental está dominada por procesos de corrientes deltaicas y costeras. Los grandes ríos ( Amazonas . Orinoco , Congo , Nilo , Ganges , Amarillo , Yangtze , y Mackenzie ríos) drenan a través de márgenes pasivos. Los estuarios extensos son comunes en los márgenes pasivos maduros. Aunque existen muchos tipos de márgenes pasivos, las morfologías de la mayoría de los márgenes pasivos son notablemente similares. Por lo general, consisten en una plataforma continental, un talud continental, una elevación continental y una llanura abisal. La expresión morfológica de estas características está definida en gran medida por la corteza de transición subyacente y la sedimentación por encima de ella. Los márgenes pasivos definidos por una gran cantidad de sedimentos fluviales y aquellos dominados por corales y otros procesos biológicos generalmente tienen una morfología similar. Además, la rotura de la plataforma parece marcar el máximo nivel bajo del Neógeno , definido por los máximos glaciares. La plataforma continental exterior y el talud pueden estar cortados por grandes cañones submarinos , que marcan la continuación de los ríos en alta mar.

En latitudes altas y durante las glaciaciones, la morfología cercana a la costa de los márgenes pasivos puede reflejar procesos glaciares, como los fiordos de Noruega y Groenlandia .

Sección transversal

Corteza de transición compuesta por corteza continental estirada y fallada. Nota: la escala vertical está muy exagerada en relación con la escala horizontal.
Corte transversal a través de la corteza transicional de un margen pasivo. La corteza de transición como una construcción en gran parte volcánica. Nota: la escala vertical está muy exagerada en relación con la escala horizontal.

Las principales características de los márgenes pasivos se encuentran debajo de los caracteres externos. Debajo de los márgenes pasivos, la transición entre la corteza continental y oceánica es una transición amplia conocida como corteza de transición. La corteza continental hundida está marcada por fallas normales que se sumergen hacia el mar. La corteza con fallas se transforma en corteza oceánica y puede estar profundamente enterrada debido al hundimiento térmico y la masa de sedimento que se acumula sobre ella. La litosfera debajo de los márgenes pasivos se conoce como litosfera de transición. La litosfera se adelgaza hacia el mar a medida que avanza hacia la corteza oceánica. Se forman diferentes tipos de corteza de transición, dependiendo de la rapidez con que se produzca la fisura y de la temperatura del manto subyacente en el momento de la fisura. Los márgenes pasivos volcánicos representan un tipo de corteza transicional del miembro del extremo, el otro tipo de miembro del extremo (amagmático) es el margen pasivo fisurado. Los márgenes pasivos volcánicos también están marcados por numerosos diques e intrusiones ígneas dentro de la corteza continental hundida. Por lo general, hay muchos diques formados perpendiculares a los flujos de lava y alféizares que se sumergen hacia el mar. Las intrusiones ígneas dentro de la corteza provocan flujos de lava a lo largo de la parte superior de la corteza continental hundida y forman reflectores que se sumergen hacia el mar.

Mecanismos de subsidencia

Los márgenes pasivos se caracterizan por densas acumulaciones de sedimentos. El espacio para estos sedimentos se denomina acomodación y se debe al hundimiento, especialmente de la corteza de transición. El hundimiento es causado en última instancia por el equilibrio gravitacional que se establece entre los tractos corticales, conocido como isostasia . La isostasia controla la elevación del flanco de la grieta y el subsiguiente hundimiento del margen pasivo en evolución y se refleja principalmente en cambios en el flujo de calor . El flujo de calor en los márgenes pasivos cambia significativamente a lo largo de su vida útil, alto al principio y disminuyendo con la edad. En la etapa inicial, la corteza continental y la litosfera se estiran y adelgazan debido al movimiento de las placas ( tectónica de placas ) y la actividad ígnea asociada. La litosfera muy delgada debajo de la grieta permite que el manto afloramiento se derrita por descompresión. El adelgazamiento de la litosfera también permite que la astenosfera se eleve más cerca de la superficie, calentando la litosfera suprayacente por conducción y advección de calor por diques intrusivos. El calentamiento reduce la densidad de la litosfera y eleva la corteza inferior y la litosfera. Además, las plumas del manto pueden calentar la litosfera y provocar una actividad ígnea prodigiosa. Una vez que se forma una dorsal oceánica y comienza la expansión del lecho marino, el sitio original de la ruptura se separa en márgenes pasivos conjugados (por ejemplo, los márgenes del este de EE. UU. Y el noroeste de África eran partes de la misma ruptura en el Mesozoico temprano y ahora son márgenes conjugados) y migra lejos de la zona de surgencia del manto y comienza el calentamiento y enfriamiento. La litosfera del manto debajo de la transición oceánica continental adelgazada y con fallas se enfría, se espesa, aumenta de densidad y, por lo tanto, comienza a disminuir. La acumulación de sedimentos por encima de la corteza de transición que se hunde y la litosfera deprime aún más la corteza de transición.

Clasificación

Se necesitan cuatro perspectivas diferentes para clasificar los márgenes pasivos:

  1. geometría de formación de vista de mapa (fisurada, cortada y transtensional),
  2. naturaleza de la corteza de transición (volcánica y no volcánica),
  3. si la corteza de transición representa un cambio continuo de la corteza continental normal a la corteza oceánica normal o esto incluye grietas aisladas y bloques continentales varados (simples y complejos), y
  4. sedimentación (dominada por carbonatos, dominada por clásticos o sedimentada por falta de sedimentos).

El primero describe la relación entre la orientación del rift y el movimiento de la placa, el segundo describe la naturaleza de la corteza transicional y el tercero describe la sedimentación posterior al rift. Las tres perspectivas deben tenerse en cuenta al describir un margen pasivo. De hecho, los márgenes pasivos son extremadamente largos y varían a lo largo de su longitud en la geometría de la grieta, la naturaleza de la corteza de transición y el suministro de sedimentos; es más apropiado subdividir los márgenes pasivos individuales en segmentos sobre esta base y aplicar la clasificación triple a cada segmento.

Geometría de márgenes pasivos

Margen roto

Esta es la forma típica en que se forman los márgenes pasivos, ya que los tramos continentales separados se mueven perpendicularmente a la costa. Así se abrió el Atlántico Central , a partir de la época jurásica . La falla tiende a ser lístrica : fallas normales que se aplanan con la profundidad.

Margen cortado

Los márgenes cortados se forman donde la ruptura continental se asoció con fallas de deslizamiento . Un buen ejemplo de este tipo de margen se encuentra en la costa sur de África occidental. Los márgenes cortados son muy complejos y tienden a ser bastante estrechos. También se diferencian de los márgenes pasivos fisurados en el estilo estructural y la evolución térmica durante la ruptura continental. A medida que el eje de expansión del lecho marino se mueve a lo largo del margen, la elevación térmica produce una cresta. Esta cresta atrapa los sedimentos, lo que permite que se acumulen secuencias gruesas. Estos tipos de márgenes pasivos son menos volcánicos.

Margen transtensional

Este tipo de margen pasivo se desarrolla donde el rifting es oblicuo a la costa, como ocurre ahora en el Golfo de California .

Naturaleza de la corteza transicional

La corteza de transición, que separa las verdaderas cortezas oceánica y continental, es la base de cualquier margen pasivo. Esto se forma durante la etapa de ruptura y consta de dos miembros finales: volcánico y no volcánico. Este esquema de clasificación solo se aplica al margen de separación y transtensional; La corteza transicional de márgenes cortados es muy poco conocida.

Margen fisurado no volcánico

Los márgenes no volcánicos se forman cuando la extensión va acompañada de poca fusión del manto y vulcanismo. La corteza de transición no volcánica consiste en una corteza continental estirada y adelgazada. Los márgenes no volcánicos se caracterizan típicamente por reflectores sísmicos que se inclinan hacia el continente (bloques corticales rotados y sedimentos asociados) y velocidades de onda P bajas (<7,0 km / s) en la parte inferior de la corteza de transición.

Margen fisurado volcánico

Los márgenes volcánicos forman parte de grandes provincias ígneas, que se caracterizan por emplazamientos masivos de rocas extrusivas máficas e intrusivas durante períodos de tiempo muy cortos. Los márgenes volcánicos se forman cuando la ruptura va acompañada de un derretimiento significativo del manto, y el vulcanismo ocurre antes y / o durante la ruptura continental. La corteza de transición de los márgenes volcánicos está compuesta por rocas ígneas basálticas , que incluyen coladas de lava , umbrales , diques y gabro .

Los márgenes volcánicos generalmente se distinguen de los márgenes no volcánicos (o pobres en magma) (por ejemplo, el margen ibérico, el margen de Terranova) que no contienen grandes cantidades de rocas extrusivas y / o intrusivas y pueden exhibir características de la corteza como un manto serpentinizado sin techo. Se sabe que los márgenes volcánicos difieren de los márgenes pobres en magma de varias formas:

  • Una corteza de transición compuesta de rocas ígneas basálticas , que incluyen flujos de lava , alféizares , diques y gabros.
  • Un gran volumen de flujos de basalto, típicamente expresados ​​como secuencias de reflectores de inmersión hacia el mar (SDRS) rotados durante las primeras etapas de acreción cortical (etapa de ruptura)
  • La presencia de numerosos alféizares / diques y complejos de ventilación que se entrometen en la cuenca adyacente.
  • La falta de un hundimiento significativo del margen pasivo durante y después de la ruptura
  • La presencia de una corteza inferior con velocidades de onda P sísmicas anormalmente altas (V p = 7,1-7,8 km / s), denominados cuerpos de la corteza inferior (LCB) en la literatura geológica.

Las altas velocidades (V p > 7 km) y los grandes espesores de los LCB son evidencia que respalda el caso de la acreción alimentada por penacho (engrosamiento máfico) debajo de la corteza durante la ruptura continental. Los LCB se encuentran a lo largo de la transición continente-océano, pero a veces pueden extenderse por debajo de la parte continental del margen dividido (como se observa en el margen medio noruego, por ejemplo). En el ámbito continental, todavía hay una discusión abierta sobre su naturaleza real, cronología, implicaciones geodinámicas y petroleras.

Ejemplos de márgenes volcánicos:

  • El margen de Yemen
  • El margen de Australia Oriental
  • El margen de las Indias Occidentales
  • El margen de Hatton-Rockal
  • La costa este de EE. UU.
  • El margen medio noruego
  • Los márgenes brasileños
  • El margen de Namibia
  • El margen de Groenlandia Oriental
  • El margen de Groenlandia occidental

Ejemplos de márgenes no volcánicos:

  • El margen de Terranova
  • El margen ibérico
  • Los márgenes del mar de Labrador (Labrador y suroeste de Groenlandia)

Heterogeneidad de la corteza transicional

Corteza de transición simple

Los márgenes pasivos de este tipo muestran una progresión simple a través de la corteza de transición, desde la corteza continental normal a la corteza oceánica normal. El margen pasivo en alta mar de Texas es un buen ejemplo.

Corteza de transición compleja

Este tipo de corteza de transición se caracteriza por grietas abandonadas y bloques continentales, como Blake Plateau , Grand Banks o las islas Bahama en la costa este de Florida.

Sedimentación

Una cuarta forma de clasificar los márgenes pasivos es según la naturaleza de la sedimentación del margen pasivo maduro. La sedimentación continúa durante la vida de un margen pasivo. La sedimentación cambia rápida y progresivamente durante las etapas iniciales de la formación del margen pasivo porque la fisura comienza en tierra, volviéndose marina a medida que se abre la fisura y se establece un verdadero margen pasivo. En consecuencia, la historia de sedimentación de un margen pasivo comienza con depósitos fluviales, lacustres u otros depósitos subaéreos, evolucionando con el tiempo dependiendo de cómo ocurrió el rifting y cómo, cuándo y por qué tipo de sedimento varía.

De la construcción

Los márgenes de construcción son el modo "clásico" de sedimentación de márgenes pasivos. La sedimentación normal es el resultado del transporte y la deposición de arena, limo y arcilla por los ríos a través del deltas y la redistribución de estos sedimentos por las corrientes litorales . La naturaleza de los sedimentos puede cambiar notablemente a lo largo de un margen pasivo, debido a las interacciones entre la producción de sedimentos carbonatados, la entrada de clásticos de los ríos y el transporte costero. Donde las entradas de sedimentos clásticos son pequeñas, la sedimentación biogénica puede dominar especialmente la sedimentación cerca de la costa. El margen pasivo del Golfo de México a lo largo del sur de los Estados Unidos es un excelente ejemplo de esto, con ambientes costeros fangosos y arenosos por la corriente (oeste) del delta del río Mississippi y playas de arena carbonatada al este. Las gruesas capas de sedimento se adelgazan gradualmente a medida que aumenta la distancia mar adentro, dependiendo del hundimiento del margen pasivo y la eficacia de los mecanismos de transporte mar adentro, como las corrientes de turbidez y los canales submarinos .

El desarrollo del borde del estante y su migración a lo largo del tiempo es fundamental para el desarrollo de un margen pasivo. La ubicación de la rotura del borde de la plataforma refleja una interacción compleja entre la sedimentación, el nivel del mar y la presencia de presas de sedimentos. Los arrecifes de coral sirven como baluartes que permiten que los sedimentos se acumulen entre ellos y la costa, cortando el suministro de sedimentos a aguas más profundas. Otro tipo de presa de sedimentos resulta de la presencia de domos de sal , como son comunes a lo largo del margen pasivo de Texas y Louisiana .

Famélico

Los márgenes privados de sedimentos producen plataformas continentales estrechas y márgenes pasivos. Esto es especialmente común en las regiones áridas, donde hay poco transporte de sedimentos por los ríos o redistribución por las corrientes costeras. El Mar Rojo es un buen ejemplo de un margen pasivo sin sedimentos.

Formación

Formación de márgenes pasivos.png

Hay tres etapas principales en la formación de márgenes pasivos:

  1. En la primera etapa se establece una grieta continental debido al estiramiento y adelgazamiento de la corteza y la litosfera por el movimiento de las placas. Este es el comienzo del hundimiento de la corteza continental. El drenaje generalmente está lejos de la grieta en esta etapa.
  2. La segunda etapa conduce a la formación de una cuenca oceánica, similar al moderno Mar Rojo . La corteza continental que se hunde sufre fallas normales a medida que se establecen las condiciones marinas de transición. Las áreas con circulación restringida de agua de mar junto con un clima árido crean depósitos de evaporita. El estiramiento y el adelgazamiento de la corteza y la litosfera todavía se están produciendo en esta etapa. Los márgenes pasivos volcánicos también tienen intrusiones ígneas y diques durante esta etapa.
  3. La última etapa de formación ocurre solo cuando cesa el estiramiento de la corteza y la corteza de transición y la litosfera ceden como resultado del enfriamiento y espesamiento (hundimiento térmico). El drenaje comienza a fluir hacia el margen pasivo provocando la acumulación de sedimentos sobre él.

Importancia económica

Los márgenes pasivos son importantes objetivos de exploración para el petróleo . Mann y col. (2001) clasificaron 592 campos petroleros gigantes en seis categorías de cuencas y escenarios tectónicos, y señalaron que los márgenes pasivos continentales representan el 31% de los gigantes. Las fisuras continentales (que probablemente evolucionarán hacia márgenes pasivos con el tiempo) contienen otro 30% de los campos petroleros gigantes del mundo. Las cuencas asociadas con zonas de colisión y zonas de subducción son donde se encuentran la mayoría de los campos petroleros gigantes restantes.

Los márgenes pasivos son depósitos de petróleo porque están asociados a condiciones favorables para la acumulación y maduración de materia orgánica. Las primeras condiciones de rifting continental llevaron al desarrollo de cuencas anóxicas , gran cantidad de sedimentos y flujo orgánico, y la preservación de materia orgánica que condujo a depósitos de petróleo y gas. El petróleo crudo se formará a partir de estos depósitos. Estas son las localidades en las que los recursos petroleros son más rentables y productivos. Los campos productivos se encuentran en los márgenes pasivos de todo el mundo, incluido el Golfo de México , el oeste de Escandinavia y el oeste de Australia .

Ley del mar

Las discusiones internacionales sobre quién controla los recursos de los márgenes pasivos son el foco de las negociaciones del Derecho del Mar. Las plataformas continentales son partes importantes de las zonas económicas exclusivas nacionales , importantes para los depósitos minerales del fondo marino (incluidos el petróleo y el gas) y la pesca.

Ver también

Referencias