Un margen pasivo es la transición entre la litosfera oceánica y continental que no es un margen de placa activo . Se forma un margen pasivo por sedimentación sobre una antigua grieta , ahora marcada por una litosfera de transición. El rift continental forma nuevas cuencas oceánicas. Finalmente, el rift continental forma una dorsal en medio del océano y el lugar de extensión se aleja del límite continente-océano . La transición entre la litosfera continental y oceánica que se formó originalmente por rifting 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 de la corteza terrestre 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 suelen estar marcados por levantamientos y cinturones montañosos volcánicos en la placa continental. Con menos frecuencia se produce una falla de rumbo , 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 denomina margen pasivo, no es un margen inactivo. El hundimiento activo, la sedimentación, las fallas de crecimiento, la formación de fluidos de poros y la migración son todos procesos activos en los márgenes pasivos. Los márgenes pasivos sólo son pasivos en el sentido de que no son límites de placas activos.
Los márgenes pasivos consisten en tríadas tanto de llanura costera terrestre como de plataforma continental marina : pendiente y elevación. Las llanuras costeras suelen estar dominadas por procesos fluviales, mientras que la plataforma continental está dominada por procesos deltaicos y de corrientes costeras. Los grandes ríos ( Amazon , Orinoco , Congo , Nilo , Ganges , Amarillo , Yangtsé y Mackenzie ) drenan a través de márgenes pasivos. Los estuarios extensos son comunes en los márgenes pasivos maduros. Aunque existen muchos tipos de márgenes pasivos, las morfologías de la mayoría de los márgenes pasivos son notablemente similares. Por lo general, constan de una plataforma continental, un talud continental, una elevación continental y una 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 balance de sedimentos fluviales y aquellos dominados por corales y otros procesos biógenos generalmente tienen una morfología similar. Además, la ruptura de la plataforma parece marcar el máximo nivel inferior del Neógeno , definido por los máximos glaciales. La plataforma continental exterior y el talud 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 de los márgenes pasivos cercanos a la costa puede reflejar procesos glaciales, 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 la oceánica es una transición amplia conocida como corteza de transición. La corteza continental hundida está marcada por fallas normales que se hunden hacia el mar. La corteza fallada se transforma en corteza oceánica y puede quedar 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 avanza hacia la corteza oceánica. Se forman diferentes tipos de corteza de transición, dependiendo de la rapidez con la que se produce la ruptura y de lo caliente que estaba el manto subyacente en el momento de la ruptura. 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. Por lo general, 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 sumergen hacia el mar.
Los márgenes pasivos se caracterizan por espesas acumulaciones 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 cerebral, conocido como isostasia . La isostasia controla la elevación del flanco de la grieta y el posterior hundimiento 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, siendo alto al principio y disminuyendo 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 muy delgada litosfera debajo de la grieta permite que el manto ascendente se derrita por descompresión. El adelgazamiento de la litosfera también permite que la astenosfera se acerque a la superficie, calentando la litosfera suprayacente por conducción y advección de calor mediante 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 provocar una actividad ígnea prodigiosa. Una vez que se forma una dorsal oceánica y comienza la expansión del fondo marino, el sitio original del rifting se separa en márgenes pasivos conjugados (por ejemplo, los márgenes del este 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 enfriamiento. El manto litosférico debajo de la transición oceánica continental adelgazada y fallada se enfría, se espesa, 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. Es necesario considerar las tres perspectivas al 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 triple clasificación a cada segmento.
Esta es la forma típica en que se forman los márgenes pasivos, a medida que los tramos continentales separados se mueven perpendicularmente a la costa. Así se abrió el Atlántico Central , a partir del tiempo Jurásico . Las fallas tienden a ser líricas : fallas normales que se aplanan con la profundidad.
"Se forman márgenes cortados donde la ruptura continental se asoció con fallas de rumbo ". Un buen ejemplo de este tipo de margen se encuentra en la costa sur de África occidental. Los márgenes cortados son muy complejos y tienden a ser bastante estrechos. También difieren de los márgenes pasivos rifted 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, el levantamiento térmico produce una cresta. Esta cresta atrapa sedimentos, lo que permite que se acumulen secuencias espesas. Este tipo de márgenes pasivos son menos volcánicos.
Este tipo de margen pasivo se desarrolla donde el rifting es oblicuo a la costa, como ocurre ahora en el Golfo de California .
La corteza de transición, que separa las verdaderas cortezas oceánica y continental, es la base de cualquier margen pasivo. Se forma durante la etapa de rifting y consta de dos miembros finales: volcánico y no volcánico. Este esquema de clasificación sólo se aplica al margen rifted y transtensional; La corteza de transición de márgenes cortados es muy poco conocida.
Los márgenes no volcánicos se forman cuando la extensión va acompañada de poco derretimiento del manto y vulcanismo. La corteza de transición no volcánica está formada por una corteza continental estirada y adelgazada. Los márgenes no volcánicos se caracterizan típicamente por reflectores sísmicos que se sumergen hacia el continente (bloques de corteza rotados y sedimentos asociados) y bajas velocidades de onda 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 y rocas intrusivas durante períodos de tiempo muy cortos. Los márgenes volcánicos se forman cuando el rift va acompañado de un importante derretimiento del manto, y el vulcanismo ocurre antes y/o durante la ruptura continental. La corteza de transición de los márgenes volcánicos está compuesta por rocas ígneas basálticas , incluidos flujos de lava , sills , diques y gabro .
Los márgenes volcánicos generalmente se distinguen de los márgenes no volcánicos (o pobres en magma) (por ejemplo, el margen Ibérico, el margen de Terranova) que no contienen grandes cantidades de rocas extrusivas y/o intrusivas y pueden exhibir características de la corteza como un manto serpentinizado sin techo. Se sabe que los márgenes volcánicos se diferencian 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 respalda el caso de una acreción alimentada por penachos (engrosamiento máfico) que cubre la corteza terrestre durante la ruptura continental. Los LCB se encuentran a lo largo de la transición continente-océano, pero a veces pueden extenderse debajo de la parte continental del margen rifted (como se observa en el margen medio de Noruega, por ejemplo). En el ámbito continental, aún existen discusiones abiertas 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 la corteza continental normal hasta la corteza oceánica normal. El margen pasivo offshore de Texas es un buen ejemplo.
Este tipo de corteza de transición se caracteriza por fisuras abandonadas y bloques continentales, como la meseta de Blake , los Grandes Bancos o las Islas Bahama frente a 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 rift comienza en la 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, evolucionando con el tiempo dependiendo de cómo ocurrió el rifting y cómo, cuándo y por qué tipo de sedimento varía.
Los márgenes constructivos son el modo "clásico" de sedimentación pasiva de márgenes. 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 costeras . 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 de clásticos de los ríos y el transporte costero. 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 ambientes costeros fangosos y arenosos corriente abajo (oeste) desde el 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 de 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 es fundamental para el desarrollo de un margen pasivo. La ubicación 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 costeras. El Mar Rojo es un buen ejemplo de 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 y col. (2001) clasificaron 592 yacimientos petrolíferos gigantes en seis categorías de cuencas y entornos tectónicos, y observaron que los márgenes pasivos continentales representan el 31% de los gigantes. Las fisuras continentales (que probablemente evolucionarán hacia márgenes pasivos con el tiempo) contienen otro 30% de los gigantescos yacimientos petrolíferos del mundo. Las cuencas asociadas con zonas de colisión y zonas de subducción son donde se encuentran la mayoría de los campos petroleros gigantes restantes.
Los márgenes pasivos son depósitos de petróleo porque están asociados a condiciones favorables para la acumulación y maduración de la materia orgánica. Las primeras condiciones de rift continental llevaron al desarrollo de cuencas anóxicas , grandes flujos de sedimentos y orgánicos, y a la preservación de materia orgánica que condujo a depósitos de petróleo y gas. A partir de estos depósitos se formará petróleo crudo. Éstas son las localidades en las que los recursos petroleros son más rentables y productivos. Los campos productivos se encuentran en márgenes pasivos de todo el mundo, incluido el Golfo de México , el oeste de Escandinavia y Australia Occidental .
Las discusiones internacionales sobre quién controla los recursos de los márgenes pasivos son el foco de las negociaciones sobre el derecho del mar . Las plataformas continentales son partes importantes de las zonas económicas exclusivas nacionales , importantes para los depósitos minerales del fondo marino (incluidos el petróleo y el gas) y la pesca.