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 . El inicio de procesos ígneos asociados con 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 atracción de losas . Ambos dan como resultado flujos de lava grandes y rápidos durante un período de tiempo geológico relativamente corto (es decir, un par de millones de años). El progreso del VPM continúa 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 fisuras cada vez más amplias. [1]
A pesar de las diferencias en origen y formación, la mayoría de los VPM comparten las mismas características:
El modelo de grieta activa ve una ruptura impulsada por la actividad de los puntos calientes o de la pluma del manto. Los afloramientos de manto caliente, conocidos como plumas del manto, se originan en las profundidades de la Tierra y se elevan para calentar y adelgazar la litosfera. La litosfera calentada se adelgaza, se debilita, se eleva y finalmente se agrieta. El mayor derretimiento 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 surgencias relacionadas con la convección forman depósitos de magma desde los cuales enjambres de diques y umbrales eventualmente irradian hacia la superficie, creando los característicos flujos de lava que se sumergen hacia el mar. Este modelo es controvertido. [1] [2] [4] [5]
El modelo de rift pasivo infiere que la atracción de losa estira la litosfera y la adelgaza. Para compensar el adelgazamiento de la litosfera, la astenosfera sube, se funde debido a la descompresión adiabática y los derivados fundidos suben a la superficie para hacer erupción. Los derretimientos empujan hacia la superficie a través de fallas , 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 espesa secuencia de lechos de lava que pueden alcanzar un espesor combinado de hasta 20 km. Estos lechos se identifican en las secciones de refracción sísmica como reflectores que se sumergen hacia el mar. Es importante señalar que la fase temprana de la actividad volcánica no se limita a la producción de basaltos . En estas zonas también se pueden encontrar riolita y otras rocas félsicas . [2] [3] [5]
La extensión continua con actividad volcánica forma una corteza de transición, que une el continente roto al fondo del océano naciente. Los lechos volcánicos cubren la transición de la corteza continental adelgazada a la corteza oceánica. Durante esta fase también ocurre 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 astenosférico conduce a la formación de una dorsal en medio del océano y una nueva corteza oceánica separa progresivamente las mitades de la grieta que alguna vez estuvieron unidas. Las continuas erupciones volcánicas propagan flujos de lava a través de la corteza de transición y hacia 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 condujeron a la formación de mesetas oceánicas en esta época.
La fase final y más larga es el hundimiento térmico continuo de la corteza de transición y la acumulación de sedimentos. La continua expansión del fondo marino conduce a la formación de 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 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 han sido investigados a fondo y de vez en cuando se identifican más márgenes pasivos como volcánicos.
Márgenes pasivos volcánicos:
El margen pasivo del Atlántico estadounidense se extiende desde Florida hasta el sur de Nueva Escocia. Este VPM fue el resultado de la desintegración del supercontinente Pangea , en la 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 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 EE. UU. se desarrolló en dos etapas: primero, la ruptura, que se inició durante el Triásico medio y tardío y continuó durante el Jurásico y, en segundo lugar, la expansión del fondo marino, que comenzó en el Jurásico y continúa en la actualidad. La costa este de EE. UU. incluye varios componentes que son característicos de los VPM, incluidos reflectores que se sumergen hacia el mar, basaltos de inundación, diques y umbrales.
{{cite book}}: Mantenimiento CS1: falta el editor de la ubicación ( enlace )