Los márgenes pasivos no volcánicos (NVPM) constituyen un miembro extremo de los tipos de corteza transicional que se encuentran debajo de los márgenes continentales pasivos ; el otro miembro extremo son los márgenes pasivos volcánicos (VPM). La corteza transicional suelda la corteza continental a la corteza oceánica a lo largo de las líneas de ruptura continental. Tanto VPM como NVPM se forman durante el rifting , cuando un continente se divide para formar una nueva cuenca oceánica. NVPM se diferencian de VPM debido a la falta de vulcanismo. En lugar de estructuras magmáticas intrusivas, la corteza transicional está compuesta de corteza continental estirada y manto superior exhumado . NVPM generalmente están sumergidos y enterrados debajo de sedimentos gruesos, por lo que deben estudiarse utilizando técnicas geofísicas o perforación. NVPM tienen características sísmicas, gravitacionales y magnéticas de diagnóstico que pueden usarse para distinguirlos de VPM y para demarcar la transición entre la corteza continental y oceánica.
Las NVPM son el resultado de la ruptura cuando un continente se rompe para formar un océano, produciendo una corteza de transición sin vulcanismo . La extensión hace que ocurran varios eventos. Primero está el adelgazamiento de la litosfera, que permite el afloramiento astenosférico; el calentamiento erosiona aún más la litosfera , lo que fomenta el proceso de adelgazamiento. Las fuerzas de extensión también causan fallas lístricas y reflectores que se inclinan hacia el continente que ayudan a identificar las NVPM y distinguirlas de las VPM, caracterizadas por reflectores sísmicos que se inclinan hacia el mar. La principal diferencia entre la NVPM y la VPM es que en el último caso, el manto está lo suficientemente caliente como para fundirse y producir basaltos voluminosos, mientras que en el primer caso el manto no se funde y hay poco o ningún vulcanismo. En cambio, la extensión simplemente aleja la corteza, exponiendo o "destechando" el manto, exponiendo la peridotita serpentinizada . El manto no se derrite porque está frío o surge lentamente, por lo que no hay rocas ígneas como las que hay en las VPM. Los basaltos y granitos son reemplazados por peridotitas serpentinizadas, acompañadas de una actividad serpentotérmica e hidrotermal única . El aumento de la densidad de la litosfera a medida que se enfría y la acumulación de sedimentos provoca hundimientos.
Las líneas de reflexión sísmica a través de los márgenes pasivos muestran muchas características estructurales comunes tanto al VPM como al NVPM, como fallas y adelgazamiento de la corteza, siendo el principal contraindicador del vulcanismo la presencia de reflectores inclinados hacia el continente.
Las NVPM también muestran estructuras de velocidad de onda p distintivas que las diferencian de las VPM. Las NVPM típicas presentan una corteza inferior de alta velocidad y alto gradiente (6,4-7,7 km/s) cubierta por una capa de corteza superior delgada y de baja velocidad (4-5 km/s). La capa superficial de alta velocidad suele interpretarse como la peridotita serpentinizada asociada con las NVPM. En algunos casos, una subcapa ígnea extremadamente gruesa de una VPM mostrará una velocidad de onda P similar (7,2-7,8 km/s, pero con un gradiente menor). Por este motivo, la estructura de velocidad por sí sola no puede utilizarse para determinar la naturaleza de un margen.
Los datos de gravedad proporcionan información sobre la distribución de la densidad del subsuelo. La característica de gravedad más importante asociada con cualquier transición continente-océano , incluida la NVPM, es la anomalía del efecto de borde de aire libre, que consiste en una gravedad alta y una gravedad baja asociadas con el contraste entre la corteza continental gruesa y la corteza oceánica delgada. También hay variaciones en la densidad del subsuelo que causan variaciones significativas a lo largo de la transición continente-océano. La corteza, así como toda la litosfera , se adelgaza debido a la extensión mecánica. El Moho marca un gran contraste de densidad entre la corteza y el manto , típicamente al menos 0,35 g/cm3. Las mayores amplitudes de la anomalía de gravedad ocurren mar adentro de la transición continente-océano. El material del manto superior de alta densidad se eleva en relación con la raíz de la corteza más terrestre. La densidad de la corteza oceánica se mejora aún más con gabros y basaltos y, además, contribuye a la tendencia de la gravedad regional.
Cuando el espesor de la corteza y la litosfera varía, se debe alcanzar el equilibrio. La compensación isostática y las anomalías gravitacionales son resultado del equilibrio entre el exceso de masa del manto adicional debajo de la litosfera adelgazada y la corteza de baja densidad que se encuentra por encima. Las anomalías gravitacionales positivas son resultado de la resistencia a la flexión relativamente baja de la litosfera durante el comienzo del rifting. A medida que el margen pasivo madura, la corteza y el manto superior se vuelven más fríos y fuertes, de modo que la desviación compensatoria en la base de la litosfera es más amplia que el rift real. Una mayor resistencia a la flexión da como resultado un ensanchamiento de la anomalía gravitacional con el tiempo.
La firma magnética de un margen continental pasivo está influenciada por el volumen de material con una alta susceptibilidad magnética y la profundidad del material debajo de la superficie. Las anomalías magnéticas de gran amplitud están asociadas con rocas ígneas de alta susceptibilidad magnética (~0,06 emu) de VPM. En contraste, NVPM exhibe solo anomalías de pequeña amplitud asociadas con el efecto de borde en el límite entre el manto exhumado (~0,003 emu) en la zona de transición y el basalto de la corteza oceánica verdadera (~0,05 emu). Esta anomalía se puede utilizar para ubicar el límite entre la corteza transicional y la corteza oceánica. La ausencia de anomalías de gran amplitud es una indicación muy fuerte de que un margen no es volcánico.
El rifting pasivo, a diferencia del rifting activo, se produce principalmente por fuerzas tectónicas de extensión, en contraposición a las fuerzas magmáticas que se originan en las células de convección o en las columnas del manto. Las fuerzas isostáticas permiten que el material del manto se eleve por debajo de la litosfera que se adelgaza. La subsidencia y la sedimentación se producen tanto durante la etapa inicial del rifting como en las etapas posteriores al rifting. Solo después del rifting inicial se produce la fusión del manto. La extensión continua de la litosfera conducirá finalmente a la fusión por descompresión del manto y a la formación de una dorsal oceánica. Este proceso da como resultado la creación de una cuenca oceánica y, posiblemente, de NVPM conjugado. [1]
Existen varios modelos para la formación de NVPM. El rifting pasivo puede seguir el modelo de cizallamiento puro de McKenzie, el modelo de cizallamiento simple de Wernicke o un modelo compuesto que combina características de ambos, como se observa en el NVPM del banco Galicia.
El cizallamiento puro describe un “aplanamiento homogéneo” de las rocas sin rotaciones, manteniendo al mismo tiempo un volumen constante. Si un cubo sufre un cizallamiento puro, el resultado será un prisma rectangular con lados paralelos a los del cubo inicial. El modelo de McKenzie predice estructuras simétricas a ambos lados de la zona de rift compuestas por bloques de fallas rotadas delimitadas por fallas normales. [2]
A diferencia del cizallamiento puro, el cizallamiento simple describe una deformación de volumen constante con rotaciones. Si un cubo sufre un cizallamiento simple, el resultado será un paralelogramo con lados que aumentan de longitud y ya no son paralelos a los lados del cubo original. La parte superior e inferior del cubo no se estirarán ni se acortarán. En un modelo de cizallamiento simple, una cuenca se estira asimétricamente por una falla de desprendimiento a gran escala que se extiende desde la corteza superior hasta la litosfera inferior e incluso la astenosfera. [3]
Durante el Jurásico Tardío y el Cretácico Temprano, las fuerzas de extensión tectónica crearon una falla de desprendimiento de ángulo poco profundo con inclinación hacia el este . Esta falla cortaba desde lo que ahora es el margen Flemish Cap en Nueva Escocia , al este de Canadá, hasta el margen Galicia , que se encuentra al oeste de la península Ibérica . Esta falla penetraba la porción superior de la corteza continental y se fusionaba con la transición entre la corteza superior frágil y la corteza inferior plástica. Con el tiempo, el desplazamiento a lo largo de esta falla de desprendimiento disminuyó a cero en un punto debajo del margen Galicia. Al este de esta falla de desprendimiento, la estructura de la falla de desprendimiento de Galicia es completamente de cizallamiento puro, lo que da como resultado bloques de falla rotados, fallas normales y reflectores sísmicos inclinados hacia el continente. El cizallamiento simple solo es evidente en el borde occidental del margen Galicia y la corteza superior del margen Flemish Cap, donde la corteza es frágil. Debajo de esta corteza frágil, la corteza dúctil sigue el modelo de cizallamiento puro de McKenzie. El material del manto compuesto de peridotitas se serpentea por la circulación del agua de mar después de que se eleva lo suficientemente cerca de la corteza superior debido a su baja densidad y fuerzas isostáticas. Después de un adelgazamiento suficiente de la litosfera, este material serpentinizado se emplaza en la transición continente-océano. Esta es la razón por la que la corteza de transición de NVPM está hecha de peridotita serpentinizada en lugar de las estructuras magmáticas observadas en VPM. Desde el emplazamiento de la peridotita, la corteza oceánica se ha estado formando en la dorsal mesoatlántica y separando a los dos NVPM. El simple desprendimiento por cizallamiento se convirtió en una falla de desprendimiento desactivada una vez que este proceso de rifting comenzó la formación de nueva corteza oceánica. Este proceso explica las estructuras que se ven en el margen de Galicia hoy.
