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 una grieta son una depresión lineal central con falla descendente , llamada graben , o más comúnmente medio graben con fallas normales y levantamientos en los flancos de la grieta principalmente en un lado. [4] Cuando las fisuras permanecen sobre el nivel del mar, forman un valle de rift , que puede llenarse con agua formando un lago de rift . El eje del área del rift puede contener rocas volcánicas , y el vulcanismo activo es parte de muchos, pero no de todos, los sistemas de rift activos.
Las principales fisuras 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 divisiones fallidas son el resultado de divisiones continentales que no lograron continuar hasta el punto de la ruptura. Normalmente, la transición de rifting a spreading se desarrolla en una triple unión donde tres rifts convergentes se encuentran sobre un punto de acceso . Dos de ellos evolucionan hasta el punto de expandirse el fondo marino, mientras que el tercero finalmente falla y se convierte en un aulacógeno .
La mayoría de las fisuras constan de una serie de segmentos separados que juntos forman la zona lineal característica de las fisuras. Los segmentos de rift individuales tienen una geometría predominantemente de medio graben, controlada por una única falla que limita la cuenca. La longitud de los segmentos varía entre fisuras, dependiendo del espesor elástico de la litosfera. Las áreas de litosfera espesa y fría, como el Baikal Rift, tienen longitudes de segmentos superiores a 80 km, mientras que en áreas de litosfera delgada y más cálida, las longitudes de los segmentos pueden ser inferiores a 30 km. [5] A lo largo del eje de la grieta, la posición y, en algunos casos, la polaridad (la dirección de inmersión) de la falla principal que limita la grieta cambia de un segmento a otro. Los límites de los segmentos suelen tener una estructura más compleja y generalmente cruzan el eje de la grieta en un ángulo elevado. Estas zonas límite de segmentos se adaptan a las diferencias en el desplazamiento de fallas entre los segmentos y, por lo tanto, se conocen como zonas de acomodación.
Las zonas de acomodación toman varias formas, desde una simple rampa de relevo en la superposición entre dos fallas principales de la misma polaridad, hasta zonas de alta complejidad estructural, particularmente donde los segmentos tienen polaridad opuesta. Las zonas de alojamiento pueden ubicarse donde las estructuras de la corteza más antiguas se cruzan con el eje del rift. En el rift del Golfo de Suez, la zona de alojamiento de Zaafarana está ubicada donde una zona de corte en el Escudo Árabe-Nubio se encuentra con el rift. [6]
Los flancos o hombros de las fisuras son áreas elevadas alrededor de las fisuras. Los hombros del rift suelen tener unos 70 km de ancho. [7] Contrariamente a lo que se pensaba anteriormente, los márgenes continentales pasivos elevados (EPCM), como las tierras altas de Brasil , las montañas escandinavas y los Ghats occidentales de la India , no son hombros de ruptura. [7]
La formación de cuencas de rift y la localización de tensiones reflejan la madurez del rift. Al inicio 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 inicio del rifting es generalmente interno, sin ningún elemento de drenaje pasante.
A medida que la grieta evoluciona, algunos de los segmentos de falla individuales crecen y eventualmente se unen para formar fallas delimitadoras más grandes. La extensión posterior se concentra en estas fallas. Las fallas más largas y el espaciamiento más amplio de las fallas conducen a áreas más continuas de hundimiento relacionado con las fallas a lo largo del eje de la grieta. En esta etapa se desarrolla una elevación significativa de los hombros del rift, lo que influye fuertemente en el drenaje y la sedimentación en las cuencas del rift. [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, el manto litosfera se adelgaza, provocando un ascenso de la parte superior de la astenosfera. Esto genera un alto flujo de calor desde la astenosfera ascendente hacia la litosfera que se adelgaza, calentando la litosfera orogénica para que se derrita por deshidratación, lo que generalmente causa un metamorfismo extremo en altos gradientes térmicos superiores a 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 centrales metamórficos en zonas de rift continentales pero complejos centrales oceánicos en dorsales en expansión. Esto conduce a una especie de orogénesis en entornos extensionales, lo que se conoce como orogenia rifting. [9]
Una vez que cesa la ruptura, el manto debajo de la ruptura se enfría y esto va acompañado de una amplia área de hundimiento posterior a la ruptura. La cantidad de hundimiento está directamente relacionada con la cantidad de adelgazamiento durante la fase de rifting calculada como el factor beta (espesor de la corteza inicial dividido por el espesor de la corteza final), 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 los sedimentos en comparación 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 terrestre a partir de observaciones de la cantidad de hundimiento posterior al rift. [10] [11] Esto generalmente ha sido reemplazado por el 'modelo en 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 fisuras muestran una historia compleja y prolongada de fisuras, con varias fases distintas. La ruptura 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 rift puede provocar la ruptura continental y la formación de cuencas oceánicas. El rifting exitoso conduce a que el fondo marino se extienda a lo largo de una dorsal oceánica 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 de 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 , incluido el dominio proximal con bloques de corteza rotados por fallas, zona de estrechamiento con adelgazamiento del basamento de la corteza, 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. Se pueden formar márgenes agrietados ricos y pobres en magma. [15] Los márgenes ricos en magma incluyen importantes características volcánicas. A nivel mundial, los márgenes volcánicos representan la mayoría de los márgenes continentales pasivos. [16] Los márgenes agrietados privados de magma se ven afectados por fallas a gran escala e hiperextensión de la corteza. [17] Como consecuencia, las peridotitas y gabros del manto superior comúnmente quedan expuestos y serpentinizados a lo largo de desprendimientos extensionales en el fondo marino.
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Muchas fisuras son sitios de actividad magmática al menos menor , particularmente en las primeras etapas de la fractura. [18] Los basaltos alcalinos y el vulcanismo bimodal son productos comunes del magmatismo relacionado con el rift. [19] [20]
Estudios recientes indican que los granitos poscolisión en orógenos colisionales son producto del magmatismo de ruptura en los márgenes de placas convergentes. [ cita necesaria ]
Las rocas sedimentarias asociadas a los rifts continentales albergan importantes depósitos tanto de minerales como de hidrocarburos . [21]
Los depósitos minerales de SedEx se encuentran principalmente en entornos de rift continental. Se forman dentro de secuencias posteriores al rift cuando los fluidos hidrotermales asociados con la actividad magmática son expulsados al fondo marino. [22]
Las fisuras continentales son lugares de importantes acumulaciones de petróleo y gas, como el Viking Graben y el Golfo de Suez Rift . El treinta por ciento de los gigantescos yacimientos de petróleo y gas se encuentran en ese entorno. [23] En 1999 se estimó que había 200 mil millones de barriles de reservas de petróleo recuperables alojadas en fisuras. Las rocas generadoras a menudo se desarrollan dentro de los sedimentos que llenan el rift activo ( syn-rift ), formándose ya sea en un ambiente lacustre o en un ambiente marino restringido, aunque no todos los rifts contienen tales secuencias. Las rocas de yacimiento pueden desarrollarse en secuencias previas, sin-rift y post-rift. Es posible que haya sellos regionales efectivos dentro de la secuencia posterior a la ruptura si se depositan lutitas o evaporitas . Poco más de la mitad de las reservas de petróleo estimadas se encuentran asociadas con fisuras que contienen secuencias marinas de syn-rift y post-rift, poco menos de una cuarta parte en fisuras con syn-rift y post-rift no marinos, y una octava parte en syn-rift y post-rift no marinos. -rift con post-rift marino. [24]
