Un margen pasivo es la transición entre la litosfera oceánica y continental que no es un margen de placa activo . Un margen pasivo se forma por sedimentación sobre una antigua grieta , ahora marcada por litosfera de transición. La grieta continental forma nuevas cuencas oceánicas. Finalmente, la grieta continental forma una dorsal oceánica y el lugar de extensión se aleja del límite entre el continente y el océano . La transición entre la litosfera continental y oceánica que se formó originalmente por grieta se conoce como margen pasivo.
Los márgenes pasivos se encuentran en todos los límites de océanos y continentes que no están marcados por una falla de rumbo o una zona de subducción . Los márgenes pasivos definen la región alrededor del océano Ártico , el océano Atlántico y el océano Índico occidental , y definen todas las costas de África , Australia , Groenlandia y el subcontinente indio . 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 . El noreste de Asia también contiene algunos márgenes pasivos.
La distinción entre márgenes activos y pasivos se refiere a si un límite cortical 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 el levantamiento y los cinturones montañosos volcánicos en la placa continental. Con menos frecuencia hay una falla de desgarre , como define la costa sur de África occidental . La mayor parte del océano Índico oriental y casi todo el margen del océano Pacífico son ejemplos de márgenes activos. Si bien una soldadura entre la litosfera oceánica y continental se llama margen pasivo, no es un margen inactivo. La subsidencia activa, la sedimentación, el fallamiento de crecimiento, la formación de fluidos porosos y la migración son todos procesos activos en los márgenes pasivos. Los márgenes pasivos solo son pasivos en el sentido de que no son límites de placa activos.
Los márgenes pasivos consisten en llanuras costeras terrestres y tríadas de plataforma continental -talud-elevación mar adentro. Las llanuras costeras suelen estar dominadas por procesos fluviales, mientras que la plataforma continental está dominada por procesos de corrientes deltaicas y litorales. Los grandes ríos ( Amazonas , Orinoco , Congo , Nilo , Ganges , Amarillo , Yangtze y Mackenzie ) drenan a través de márgenes pasivos. Los estuarios extensos son comunes en márgenes pasivos maduros. Aunque hay 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, talud continental, elevación continental y llanura abisal. La expresión morfológica de estas características está definida en gran medida por la corteza de transición subyacente y la sedimentación sobre ella. Los márgenes pasivos definidos por un gran presupuesto de sedimentos fluviales y aquellos dominados por corales y otros procesos biógenos generalmente tienen una morfología similar. Además, el quiebre de la plataforma parece marcar el nivel mínimo neógeno máximo , definido por los máximos glaciares. La plataforma y el talud continental exterior 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 costera de los márgenes pasivos puede reflejar procesos glaciares, como los fiordos de Groenlandia y Noruega .
Las características principales 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 fallada 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 hace la transición hacia el mar a la corteza oceánica. Se forman diferentes tipos de corteza de transición, dependiendo de qué tan rápido se produce el rifting y qué tan caliente estaba el manto subyacente en el momento del rifting. Los márgenes pasivos volcánicos representan un tipo de corteza de transición de miembro final, el otro tipo de miembro final (amagmático) es el margen pasivo riftado. Los márgenes pasivos volcánicos también están marcados por numerosos diques e intrusiones ígneas dentro de la corteza continental hundida. Normalmente hay muchos diques formados perpendicularmente a los flujos de lava y umbrales 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 inclinan hacia el mar.
Los márgenes pasivos se caracterizan por acumulaciones gruesas de sedimentos. El espacio para estos sedimentos se llama 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 de la corteza, conocido como isostasia . La isostasia controla la elevación del flanco del rift y el hundimiento posterior 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 decreciente 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 del rift permite que el manto ascendente 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 columnas del manto pueden calentar la litosfera y causar una actividad ígnea prodigiosa. Una vez que se forma una dorsal mesoceánica y comienza la expansión del fondo marino, el sitio original de rifting se separa en márgenes pasivos conjugados (por ejemplo, los márgenes orientales de EE. UU. y del noroeste de África eran partes del mismo rift en el Mesozoico temprano y ahora son márgenes conjugados) y migra lejos de la zona de afloramiento del manto y comienza el calentamiento y el enfriamiento. La litosfera del manto debajo de la transición oceánica continental adelgazada y fallada se enfría, se engrosa, aumenta en densidad y, por lo tanto, comienza a hundirse. La acumulación de sedimentos sobre la corteza de transición y la litosfera que se hunden deprime aún más la corteza de transición.
Se necesitan cuatro perspectivas diferentes para clasificar los márgenes pasivos:
El primero describe la relación entre la orientación del rift y el movimiento de las placas, el segundo describe la naturaleza de la corteza de transición y el tercero describe la sedimentación posterior al rift. Las tres perspectivas deben tenerse en cuenta para describir un margen pasivo. De hecho, los márgenes pasivos son extremadamente largos y varían a lo largo de su longitud en cuanto a la geometría del rift, 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.
Esta es la forma típica en que se forman los márgenes pasivos, a medida que los tramos continentales separados se desplazan perpendicularmente a la línea de costa. Así es como se abrió el Atlántico central , a partir del Jurásico . Las fallas tienden a ser lístricas : fallas normales que se aplanan con la profundidad.
Los márgenes cizallados se forman en los lugares donde la ruptura continental se asoció con fallas de rumbo . Un buen ejemplo de este tipo de margen se encuentra en la costa orientada al sur de África occidental. Los márgenes cizallados son muy complejos y tienden a ser bastante estrechos. También difieren de los márgenes pasivos riftados en el estilo estructural y la evolución térmica durante la ruptura continental. A medida que el eje de expansión del fondo marino se mueve a lo largo del margen, la elevación térmica produce una cresta. Esta cresta atrapa sedimentos, lo que permite que se acumulen secuencias gruesas. Este tipo de márgenes pasivos son menos volcánicos.
Este tipo de margen pasivo se desarrolla donde el rifting es oblicuo a la línea costera, como está ocurriendo actualmente en el Golfo de California .
La corteza de transición, que separa las cortezas oceánica y continental verdaderas, es la base de cualquier margen pasivo. Se forma durante la etapa de rifting y consta de dos miembros terminales: volcánico y no volcánico. Este esquema de clasificación solo se aplica al margen riftado y transtensional; la corteza de transición de los márgenes cizallados es muy poco conocida.
Los márgenes no volcánicos se forman cuando la extensión se acompaña de un pequeño derretimiento del manto y de volcanismo. 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 de corteza rotados y sedimentos asociados) y velocidades bajas de ondas P (<7,0 km/s) en la parte inferior de la corteza de transición.
Los márgenes volcánicos forman parte de grandes provincias ígneas, que se caracterizan por emplazamientos masivos de rocas máficas extrusivas e intrusivas durante períodos de tiempo muy cortos. Los márgenes volcánicos se forman cuando el rifting se acompaña 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 de rocas ígneas basálticas , que incluyen flujos de lava , umbrales , diques y gabro .
Los márgenes volcánicos suelen distinguirse de los márgenes no volcánicos (o pobres en magma) (por ejemplo, el margen ibérico o el margen de Terranova), que no contienen grandes cantidades de rocas extrusivas o intrusivas y pueden presentar características de la corteza, como un manto serpentinizado sin techo. Se sabe que los márgenes volcánicos difieren de los márgenes pobres en magma en varios aspectos:
Las altas velocidades (V p > 7 km) y los grandes espesores de los LCB son evidencia que apoya el caso de la acreción alimentada por penachos (engrosamiento máfico) debajo de la corteza durante la ruptura continental. Los LCB están ubicados a lo largo de la transición continente-océano, pero a veces pueden extenderse por debajo de la parte continental del margen fracturado (como se observa en el margen medio noruego, por ejemplo). En el dominio continental, todavía hay un debate abierto sobre su naturaleza real, cronología, implicaciones geodinámicas y petroleras. [1]
Ejemplos de márgenes volcánicos:
Ejemplos de márgenes no volcánicos:
Los márgenes pasivos de este tipo muestran una progresión simple a través de la corteza de transición, desde una corteza continental normal a una corteza oceánica normal. El margen pasivo frente a la costa de Texas es un buen ejemplo.
Este tipo de corteza de transición se caracteriza por grietas abandonadas y bloques continentales, como la meseta Blake , los Grandes Bancos o las Islas Bahamas en la costa este de Florida.
Una cuarta forma de clasificar los márgenes pasivos es según la naturaleza de la sedimentación del margen pasivo maduro. La sedimentación continúa durante toda la vida de un margen pasivo. La sedimentación cambia rápida y progresivamente durante las etapas iniciales de la formación del margen pasivo porque el rifting comienza en tierra y se vuelve marino a medida que el rift se abre y se establece un verdadero margen pasivo. En consecuencia, la historia de la sedimentación de un margen pasivo comienza con depósitos fluviales, lacustres u otros depósitos subaéreos, y evoluciona con el tiempo dependiendo de cómo se produjo el rifting y cómo, cuándo y por qué tipo de sedimento varía.
Los márgenes de construcción son el modo "clásico" de sedimentación de margen pasivo. La sedimentación normal resulta del transporte y deposición de arena, limo y arcilla por los ríos a través de 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, el aporte clástico de los ríos y el transporte a lo largo de la costa. Cuando los aportes de sedimentos clásticos son pequeños, la sedimentación biogénica puede dominar, especialmente la sedimentación cercana a 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 entornos costeros fangosos y arenosos corriente abajo (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 de la plataforma y su migración a través del tiempo son fundamentales para el desarrollo de un margen pasivo. La ubicación del quiebre 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 Luisiana .
Los márgenes carentes de sedimentos producen plataformas continentales estrechas y márgenes pasivos. Esto es especialmente común en regiones áridas, donde hay poco transporte de sedimentos por los ríos o redistribución por las corrientes litorales. El Mar Rojo es un buen ejemplo de un margen pasivo carente de sedimentos.
Hay tres etapas principales en la formación de márgenes pasivos:
Los márgenes pasivos son objetivos importantes de exploración de petróleo . Mann et al. (2001) clasificaron 592 campos petrolíferos gigantes en seis categorías de cuencas y entornos tectónicos, y observaron que los márgenes pasivos continentales representan el 31% de los gigantes. Las grietas continentales (que probablemente se convertirán en márgenes pasivos con el tiempo) contienen otro 30% de los campos petrolíferos gigantes del mundo. Las cuencas asociadas con zonas de colisión y zonas de subducción son donde se encuentran la mayoría de los campos petrolíferos gigantes restantes.
Los márgenes pasivos son depósitos de petróleo porque están asociados con condiciones favorables para la acumulación y maduración de materia orgánica. Las condiciones tempranas de rifting continental llevaron al desarrollo de cuencas anóxicas , grandes flujos de sedimentos y materia orgánica, 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 petrolíferos son más rentables y productivos. Los campos productivos se encuentran en márgenes pasivos en todo el mundo, incluido el Golfo de México , el oeste de Escandinavia y Australia Occidental .
Las negociaciones sobre el derecho del mar se centran en los debates internacionales sobre quién controla los recursos de los márgenes pasivos . Las plataformas continentales son partes importantes de las zonas económicas exclusivas nacionales , importantes para los depósitos minerales del fondo marino (incluido el petróleo y el gas) y la pesca.