En geología , una grieta es una zona lineal donde la litosfera se está separando [1] [2] y es un ejemplo de tectónica extensional . [3] Las características típicas de la grieta son una depresión lineal central con falla descendente , llamada graben , o más comúnmente un medio graben con fallas normales y elevaciones del flanco de la grieta principalmente en un lado. [4] Donde las grietas permanecen por encima del nivel del mar, forman un valle de grieta , que puede llenarse con agua formando un lago de grieta . El eje del área de grieta puede contener rocas volcánicas , y el vulcanismo activo es parte de muchos, pero no todos, los sistemas de grietas activos.
Las principales grietas se producen a lo largo del eje central de la mayoría de las dorsales oceánicas , donde se crea nueva corteza oceánica y litosfera a lo largo de un límite divergente entre dos placas tectónicas .
Las fallas de rift son el resultado de una ruptura continental que no logró continuar hasta el punto de ruptura. Normalmente, la transición de la ruptura a la expansión se desarrolla en una unión triple donde tres rifts convergentes se encuentran sobre un punto caliente . Dos de estos evolucionan hasta el punto de expansión del fondo marino, mientras que el tercero finalmente falla y se convierte en un aulacógeno .
La mayoría de los rifts están formados por una serie de segmentos separados que juntos forman la zona lineal característica de los rifts. Los segmentos individuales del rift tienen una geometría predominantemente de semidráben, controlada por una única falla que delimita la cuenca. Las longitudes de los segmentos varían entre los rifts, dependiendo del espesor elástico de la litosfera.
Las áreas de litosfera más fría y espesa, como el Rift del Baikal, tienen longitudes de segmento superiores a los 80 km, mientras que en áreas de litosfera más cálida y delgada, las longitudes de segmento pueden ser inferiores a los 30 km. [5] A lo largo del eje del rift, la posición y, en algunos casos, la polaridad (la dirección de inclinación) de la falla principal que limita el rift cambia de un segmento a otro. Los límites de los segmentos suelen tener una estructura más compleja y, por lo general, cruzan el eje del rift en un ángulo alto. Estas zonas de límite de segmento acomodan las diferencias en el desplazamiento de la falla entre los segmentos y, por lo tanto, se conocen como zonas de acomodación.
Las zonas de acomodación adoptan diversas formas, desde una simple rampa de relevo en la superposición entre dos fallas importantes de la misma polaridad, hasta zonas de alta complejidad estructural, en particular donde los segmentos tienen polaridad opuesta. Las zonas de acomodación pueden estar ubicadas donde estructuras corticales más antiguas intersecan el eje del rift. En el rift del Golfo de Suez, la zona de acomodación de Zaafarana está ubicada donde una zona de cizallamiento en el Escudo Arábigo-Nubio se encuentra con el rift. [6]
Los flancos o los hombros de las grietas son áreas elevadas alrededor de las grietas. Los hombros de las grietas suelen tener unos 70 km de ancho. [7] Al contrario de lo que se pensaba anteriormente, los márgenes continentales pasivos elevados (EPCM), como las Tierras Altas brasileñas , las montañas escandinavas y los Ghats occidentales de la India , no son hombros de grietas. [7]
La formación de cuencas de rift y la localización de las tensiones reflejan la madurez del rift. Al comienzo del rifting, la parte superior de la litosfera comienza a extenderse sobre una serie de fallas normales inicialmente desconectadas , lo que lleva al desarrollo de cuencas aisladas. [8] En los rifts subaéreos, por ejemplo, el drenaje al comienzo del rifting es generalmente interno, sin ningún elemento de drenaje pasante.
A medida que la falla evoluciona, algunos de los segmentos de falla individuales crecen y terminan uniéndose entre sí para formar las fallas limitantes más grandes. La extensión posterior se concentra en estas fallas. Las fallas más largas y el espaciamiento más amplio entre ellas dan lugar a áreas más continuas de hundimiento relacionado con las fallas a lo largo del eje de la falla. En esta etapa se desarrolla un levantamiento significativo de los hombros de la falla, lo que influye fuertemente en el drenaje y la sedimentación en las cuencas de la falla. [8]
Durante el clímax del rifting litosférico, a medida que la corteza se adelgaza, la superficie de la Tierra se hunde y el Moho se eleva correspondientemente. Al mismo tiempo, la litosfera del manto se adelgaza, lo que provoca un ascenso de la parte superior de la astenosfera. Esto trae un alto flujo de calor desde la astenosfera ascendente hacia la litosfera que se adelgaza, calentando la litosfera orogénica para su fusión por deshidratación, lo que generalmente causa un metamorfismo extremo en gradientes térmicos altos de más de 30 °C. Los productos metamórficos son granulitas de temperatura alta a ultraalta y sus migmatitas y granitos asociados en orógenos de colisión, con posible emplazamiento de complejos de núcleo metamórficos en zonas de rift continentales pero complejos de núcleo oceánico en dorsales en expansión. Esto conduce a un tipo de orogenia en entornos extensionales, que se conoce como orogenia de rifting. [9]
Una vez que cesa el rifting, el manto debajo del rift se enfría y esto va acompañado de una amplia zona de hundimiento post-rift. La cantidad de hundimiento está directamente relacionada con la cantidad de adelgazamiento durante la fase de rifting calculada como el factor beta (espesor inicial de la corteza dividido por el espesor final de la corteza), pero también se ve afectada por el grado en que se llena la cuenca del rift en cada etapa, debido a la mayor densidad de sedimentos en contraste con el agua. El simple "modelo McKenzie" de rifting, que considera que la etapa de rifting es instantánea, proporciona una buena estimación de primer orden de la cantidad de adelgazamiento de la corteza a partir de observaciones de la cantidad de hundimiento post-rift. [10] [11] Este generalmente ha sido reemplazado por el "modelo de voladizo de flexión", que tiene en cuenta la geometría de las fallas del rift y la isostasia de flexión de la parte superior de la corteza. [12]
Algunas grietas muestran una historia compleja y prolongada de ruptura, con varias fases distintas. La grieta del Mar del Norte muestra evidencia de varias fases de ruptura separadas desde el Pérmico hasta el Cretácico Inferior , [13] un período de más de 100 millones de años.
El rifting puede conducir a la ruptura continental y la formación de cuencas oceánicas. El rifting exitoso conduce a la expansión del fondo marino a lo largo de una dorsal mesoceánica y un conjunto de márgenes conjugados separados por una cuenca oceánica. [14] El rifting puede ser activo y controlado por la convección del manto . También puede ser pasivo e impulsado por fuerzas tectónicas de campo lejano que estiran la litosfera. La arquitectura del margen se desarrolla debido a las relaciones espaciales y temporales entre las fases de deformación extensional. La segmentación del margen eventualmente conduce a la formación de dominios de rift con variaciones de la topografía de Moho , incluyendo el dominio proximal con bloques corticales rotados por fallas, zona de estrechamiento con adelgazamiento del basamento cortical , dominio distal con cuencas de hundimiento profundo, transición océano-continente y dominio oceánico. [15]
La deformación y el magmatismo interactúan durante la evolución del rift. Pueden formarse márgenes riftados ricos y pobres en magma. [15] Los márgenes ricos en magma incluyen características volcánicas importantes. A nivel mundial, los márgenes volcánicos representan la mayoría de los márgenes continentales pasivos. [16] Los márgenes riftados carentes de magma se ven afectados por fallas a gran escala e hiperextensión cortical. [17] Como consecuencia, las peridotitas y los gabros del manto superior suelen quedar expuestos y serpentinizados a lo largo de desprendimientos extensionales en el fondo marino.
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Muchas grietas son sitios de al menos una actividad magmática menor , particularmente en las primeras etapas de la grieta. [18] Los basaltos alcalinos y el vulcanismo bimodal son productos comunes del magmatismo relacionado con las grietas. [19] [20]
Estudios recientes indican que los granitos poscolisionales en orógenos colisionales son producto del magmatismo de rifting en los márgenes de las placas convergentes. [ cita requerida ]
Las rocas sedimentarias asociadas a las grietas continentales albergan importantes depósitos tanto de minerales como de hidrocarburos . [21]
Los depósitos minerales SedEx se encuentran principalmente en entornos de rift continental. Se forman dentro de secuencias post-rift cuando los fluidos hidrotermales asociados con la actividad magmática son expulsados al fondo marino. [22]
Las grietas continentales son sitios de importantes acumulaciones de petróleo y gas, como el Graben Viking y la grieta del Golfo de Suez . El treinta por ciento de los yacimientos gigantes de petróleo y gas se encuentran dentro de un entorno de este tipo. [23] En 1999 se estimó que había 200 mil millones de barriles de reservas recuperables de petróleo alojadas en grietas. Las rocas generadoras a menudo se desarrollan dentro de los sedimentos que llenan la grieta activa ( sin-rift ), formándose ya sea en un entorno lacustre o en un entorno marino restringido, aunque no todas las grietas contienen tales secuencias. Las rocas reservorio pueden desarrollarse en secuencias pre-rift, sin-rift y post-rift.
Es posible que existan sellos regionales efectivos dentro de la secuencia post-rift si se depositan lutitas o evaporitas . Un poco más de la mitad de las reservas de petróleo estimadas se encuentran asociadas con rifts que contienen secuencias post-rift y sin-rift marinos, un poco menos de una cuarta parte en rifts con un sin-rift y un post-rift no marinos, y una octava parte en un sin-rift no marino con un post-rift marino. [24]
