Grieta propagante

Una grieta propagante es una característica del fondo marino asociada con centros de expansión en dorsales oceánicas y cuencas de trasarco . ^{[ 1 ]} Se observan con mayor frecuencia en centros de expansión de velocidad rápida (50  mm/año o más). ^{[ 2 ]} Estas características se forman por el alargamiento de un segmento de expansión a expensas de un segmento de expansión vecino desplazado. ^{[ 3 ]} Por lo tanto, son características remanentes producidas por la migración de la punta de un centro de expansión. ^{[ 4 ] [ 5 ] [ 6 ]} En otras palabras, a medida que la punta de un centro de expansión migra o crece, la placa misma crece a expensas de la placa que se contrae, transfiriendo litosfera de la placa que se contrae a la placa que crece. ^{[ 7 ]}

Muchos otros términos que se han usado indistintamente con "rift propagante", incluyendo crestas propagantes, ^{[ 8 ]} reubicación de cresta, ^{[ 9 ]} crestas migratorias, ^{[ 1 ]} propagadores, ^{[ 3 ]} saltos de elevación ^{[ 6 ]} y saltos de cresta. ^{[ 7 ]} Si bien todos se refieren a las mismas características, "saltos de cresta" y "saltos de elevación" a veces se usan para referirse a propagaciones discontinuas o discretas de un centro de expansión, ^{[ 9 ]} que se observan más comúnmente en crestas de expansión lenta ya que el calor requerido para causar saltos de cresta aumenta con la tasa de expansión y la edad del fondo marino . ^{[ 9 ]}

Las grietas propagantes se forman como resultado de un cambio en los movimientos de las placas, ^{[ 8 ]} saltos incrementales de la punta de un centro de expansión a través de una falla transformante o, en la mayoría de los casos, de la migración de centros de expansión superpuestos (OSC) a lo largo de la cresta de una dorsal oceánica. ^{[ 10 ]} El mecanismo de propagación se ha atribuido a varias hipótesis diferentes:

1. La hipótesis de la mecánica de fractura ^{[ 8 ]} describe que una alta concentración de tensión en la punta de una dorsal puede causar una falla progresiva de la litosfera, permitiendo la propagación de grietas . Las tensiones gravitacionales excesivas debidas a estas dorsales poco profundas pueden potenciar aún más el crecimiento de las dorsales como mecanismo impulsor principal. En otras palabras, la tasa de propagación de los segmentos de dorsal es proporcional al espesor axial de la corteza. Una corteza oceánica más gruesa puede causar una mayor tensión gravitacional y, por lo tanto, una mayor fuerza impulsora de la propagación. ^{[ 9 ]}
2. Cuando existe un gradiente batimétrico significativo, el gradiente gravitacional asociado puede ser un mecanismo importante. Los datos de altimetría muestran la proporcionalidad entre el gradiente batimétrico y la velocidad de propagación. Los centros de expansión con una elevación axial tienden a tener velocidades de propagación más altas debido a la menor resistencia litosférica de una litosfera más joven y débil. Los datos de altimetría también demuestran la correlación potencial entre el gradiente batimétrico y la dirección de propagación. ^{[ 8 ]}
3. La interacción entre la dorsal y el punto caliente ^{[ 9 ]} provoca un debilitamiento de la litosfera, lo que permite la formación de nuevas grietas a medida que el magma asciende.
4. En términos de longitud de grieta, las puntas de las grietas con grietas más largas poseen una mayor fuerza impulsora de propagación debido a fuerzas de extensión de campo lejano más fuertes, lo que lleva a la idea de que los segmentos más largos siempre crecen a expensas de los segmentos más cortos. ^{[ 3 ] [ 8 ]}
5. En el caso de las dorsales de expansión en la cuenca de trasarco, se ha pensado que la propagación está controlada por el arco volcánico . ^{[ 1 ]} Las fallas parecen propagarse hacia la dirección del arco volcánico.

Los patrones en forma de V de "pseudofallas" oblicuas a ambos lados de las crestas en crecimiento ^{[ 6 ]} son ​​una característica distintiva de las rifts en propagación. Esta característica del fondo marino, dejada tras la migración del segmento, parece estar desplazada por una falla aparente en la corteza oceánica. Sin embargo, los desplazamientos son solo características superficiales del fondo marino en lugar de verdaderas zonas de falla ; de ahí el término "pseudofallas" ^{[ 5 ]} . En algunas circunstancias, cuando la tasa de expansión es baja, se pueden observar depresiones morfológicas a lo largo de las "pseudofallas" y zonas de cizallamiento , creando una firma batimétrica distintiva de las rifts en propagación ^{[ 8 ]} . Además, la formación de "pseudofallas" en forma de "V" también conduce a patrones en "V" de anomalías magnéticas y discontinuidades de edad a través del fondo marino ^{[ 6 ] .}

Se habían utilizado dos conjuntos de geometría para describir los tipos de fisuras en propagación:

El primer conjunto se basa en la morfología del segmento de crecimiento de las grietas propagantes. ^{[ 8 ]} Bajo este modelo geométrico, se describieron dos tipos de grietas propagantes: (1) propagación de cresta de valle medio y (2) propagación de cresta axial alta. La diferencia en la morfología de las grietas en crecimiento es resultado de la diferencia en la tasa de propagación. Las grietas propagantes con una tasa de propagación que es aproximadamente el 25% de la tasa de expansión tendrían una morfología de "valle medio" en su segmento de crecimiento, que está dominada por una depresión relativa a lo largo del eje de la cresta. Por otro lado, las grietas propagantes con una tasa de propagación que es >50% de la tasa de expansión tendrían una morfología de "altura axial", dominada por un eje de cresta pronunciado y relativamente alto. ^{[ 8 ]}

El segundo conjunto geométrico se basa en el estilo de propagación de las fallas. ^{[ 11 ]} Bajo este modelo geométrico, se describieron tres tipos de fallas propagantes: (1) discontinuas, (2) continuas y (3) de amplia zona transformante. "Discontinuas" se utiliza para describir fallas propagantes con movimiento de propagación discreto (o saltos de cresta). "Continuas" se utiliza para describir fallas propagantes con propagación constante. "Amplia zona transformante" se utiliza para describir fallas propagantes con una amplia zona de cizallamiento en lugar de una falla transformante como límite con el segmento de expansión vecino. ^{[ 6 ] [ 11 ]}

La interacción entre puntos calientes y dorsales ^{[ 9 ]} es uno de los mecanismos de propagación de rifts. Algunas de las interacciones que pueden provocar la reubicación de las dorsales incluyen la tensión litosférica y el adelgazamiento térmico, así como la penetración de magma causada por magma caliente convectivo bajo la litosfera, lo que a su vez debilita la litosfera. Las interacciones entre puntos calientes y dorsales pueden observarse de dos maneras: interacciones entre rifts en propagación y un punto caliente fijo o un punto caliente migratorio.

1. La interacción con un punto caliente fijo se describe como penetración de magma en un punto caliente fijo. En este escenario, la litosfera fuera del eje se debilita por un punto caliente cerca de una dorsal oceánica. El ascenso de magma en la litosfera debilitada fuera del eje provoca el desarrollo de divergencia . El predominio del ascenso en la nueva fosa tectónica causa una disminución drástica en la velocidad de expansión del antiguo eje y un aumento drástico en la velocidad de expansión de la nueva fosa. Cuando el antiguo centro de expansión cesa, la nueva fosa se convierte en el nuevo centro de expansión.
2. La interacción con un punto caliente migratorio se describe como una zona de intrusión de punto caliente migratorio. En este escenario, un punto caliente (con una alta tasa de calentamiento) que se acerca a un centro de expansión provoca un adelgazamiento litosférico asimétrico en una amplia región, lo que a su vez conduce a la formación de nuevas grietas. El ascenso del manto caliente en las nuevas grietas provoca un salto de dorsal. Tras el salto de dorsal, el nuevo centro de expansión y el punto caliente migran juntos. Dependiendo de la velocidad de migración del punto caliente y el centro de expansión, el punto caliente acabaría separándose del centro de expansión. El impacto del salto de dorsal es proporcional a la tasa de calentamiento del punto caliente. ^{[ 9 ]}

Se observaron por primera vez en la década de 1970 en la dorsal de Juan de Fuca (centro de expansión) frente a la costa noroeste de Norteamérica, donde las anomalías magnéticas marinas creadas durante la expansión del fondo oceánico muestran desplazamientos no paralelos a las direcciones de movimiento de las placas indicadas por las tendencias de las fallas transformantes. ^{[ 5 ]} Pronto se encontraron en otras ubicaciones, incluyendo el Centro de Expansión de Galápagos ^{[ 6 ]} y la Dorsal del Pacífico Oriental , ^{[ 12 ]} y ahora se sabe que son omnipresentes en dorsales con tasas de expansión rápidas e intermedias. ^{[ 12 ]}

• Dorsal del Pacífico Oriental : Cresta en el fondo del océano Pacífico. 
• Placa del Pacífico – Placa tectónica oceánica bajo el Océano Pacífico Páginas que muestran descripciones breves de destinos de redireccionamiento