Los márgenes pasivos volcánicos ( VPM ) y los márgenes pasivos no volcánicos son las dos formas de corteza de transición que se encuentran debajo de los márgenes continentales pasivos que se producen en la Tierra como resultado de la formación de cuencas oceánicas a través del rifting continental . La iniciación de los procesos ígneos asociados con los márgenes pasivos volcánicos ocurre antes y/o durante el proceso de rifting dependiendo de la causa del rifting. Hay dos modelos aceptados para la formación de VPM: puntos calientes / penachos del manto y tracción de la losa . Ambos dan lugar a flujos de lava grandes y rápidos durante un período relativamente corto de tiempo geológico (es decir, un par de millones de años). Los VPM avanzan aún más a medida que comienza el enfriamiento y el hundimiento a medida que los márgenes dan paso a la formación de corteza oceánica normal a partir de las grietas ensanchadas. [1]
A pesar de las diferencias en origen y formación, la mayoría de los VPM comparten las mismas características:
El modelo de rift activo ve la ruptura impulsada por la actividad de puntos calientes o penachos del manto. Las surgencias del manto caliente, conocidas como penachos del manto, se originan en las profundidades de la Tierra y ascienden para calentar y adelgazar la litosfera. La litosfera calentada se adelgaza, se debilita, asciende y finalmente se fractura. El derretimiento mejorado después de la ruptura continental es muy importante en los VPM, creando una corteza oceánica más gruesa de lo normal de 20 a 40 km de espesor. [1] Otros derretimientos causados por afloramientos relacionados con la convección forman reservorios de magma desde los cuales los enjambres de diques y los umbrales finalmente irradian a la superficie, creando los característicos flujos de lava que se inclinan hacia el mar. Este modelo es controvertido. [1] [2] [4] [5]
El modelo de rift pasivo infiere que la tracción de la placa estira la litosfera y la adelgaza. Para compensar el adelgazamiento de la litosfera, la astenosfera se eleva, se derrite debido a la descompresión adiabática y los fundidos derivados suben a la superficie para hacer erupción. Los fundidos empujan hacia arriba a través de fallas hacia la superficie, formando diques y umbrales. [1] [2] [3] [4] [5] [6]
La extensión continua conduce a una actividad ígnea acelerada, incluidas erupciones repetidas. Las erupciones repetidas forman una secuencia espesa de lechos de lava que pueden alcanzar un espesor combinado de hasta 20 km. Estos lechos se identifican en secciones de refracción sísmica como reflectores inclinados hacia el mar. Es importante señalar que la fase temprana de la actividad volcánica no se limita a la producción de basaltos . También se pueden encontrar riolita y otras rocas félsicas en estas zonas. [2] [3] [5]
La extensión continua con la actividad volcánica forma la corteza de transición, soldando el continente roto al fondo oceánico naciente. Los lechos volcánicos cubren la transición de la corteza continental adelgazada a la corteza oceánica. También ocurre durante esta fase la formación de zonas sísmicas de alta velocidad debajo de la corteza continental adelgazada y la corteza de transición. Estas zonas se identifican por velocidades sísmicas típicas entre 7,2 y 7,7 km/s y generalmente se interpretan como capas de rocas máficas a ultramáficas que han cubierto la corteza de transición. [2] [3] [5] El afloramiento astenosférica conduce a la formación de una dorsal oceánica y la nueva corteza oceánica separa progresivamente las mitades de la grieta que alguna vez estuvieron unidas. Las erupciones volcánicas continuas extienden flujos de lava a través de la corteza de transición y sobre la corteza oceánica. Debido a la alta tasa de actividad magmática, la nueva corteza oceánica se forma mucho más gruesa que la corteza oceánica típica. Algunos han teorizado que las copiosas cantidades de material volcánico también conducen a la formación de mesetas oceánicas en este momento.
La fase final y más larga es la subsidencia térmica continua de la corteza de transición y la acumulación de sedimentos. La expansión continua del fondo marino conduce a la formación de una corteza oceánica de espesor normal. Con el tiempo, esta producción de corteza oceánica normal y la expansión del fondo marino conducen a la formación de un océano. [2] Esta fase es la de mayor interés para la industria petrolera y los geólogos sedimentarios.
La distribución de los márgenes volcánicos conocidos se muestra en el gráfico de la derecha. Muchos de los márgenes no se han investigado a fondo y, de vez en cuando, se identifican márgenes más pasivos como volcánicos.
Márgenes pasivos volcánicos:
El margen pasivo del Atlántico de los EE. UU. se extiende desde Florida hasta el sur de Nueva Escocia. Este VPM fue el resultado de la ruptura del supercontinente Pangea , en el que América del Norte se separó del noroeste de África e Iberia para formar el océano Atlántico Norte. Este margen tiene una historia típica de eventos tectónicos que son representativos de los márgenes pasivos volcánicos con rifting y formación de márgenes pasivos que ocurrieron hace 225-165 millones de años. Al igual que otros VPM, el margen de la costa este de los EE. UU. se desarrolló en dos etapas: primero, rifting, iniciado durante el Triásico medio a superior y continuó hasta el Jurásico y, segundo, expansión del fondo marino, que comenzó en el Jurásico y continúa en la actualidad. La costa este de los EE. UU. incluye varios componentes que son característicos de los VPM, incluidos reflectores que se inclinan hacia el mar, basaltos de inundación, diques y umbrales.
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