Hispanopedia WikiLos 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 mediante la fragmentación continental . El inicio de los procesos ígneos asociados con los márgenes pasivos volcánicos ocurre antes y/o durante el proceso de fragmentación, dependiendo de la causa de esta. Existen dos modelos aceptados para la formación de VPM: puntos calientes / plumas del manto y arrastre de la placa . Ambos dan como resultado grandes y rápidos flujos de lava en un período de tiempo geológico relativamente corto (es decir, un par de millones de años). Los VPM progresan a medida que comienza el enfriamiento y la subsidencia , y los márgenes dan paso a la formación de corteza oceánica normal a partir de la ampliación de las grietas. [ 1 ]
Características
A pesar de las diferencias en su origen y formación, la mayoría de los VPM comparten las mismas características:
- Flujos subaéreos basálticos y (frecuentemente) silícicos de 4 a 7 km de espesor ; enjambres de diques y sills que discurren paralelos a fallas normales orientadas hacia el continente. [ 1 ] [ 2 ]
- Los cuerpos de 10 a 15 km de espesor en la corteza inferior (HVLC) muestran altas velocidades de ondas P sísmicas , entre 7,1 y 7,8 km/s, que se encuentran debajo de la corteza de transición (corteza entre la corteza continental y la corteza oceánica ). [ 2 ] [ 3 ]
- Serie de reflectores submarinos con inclinación hacia el mar (SDR): Los SDR internos se superponen a la corteza continental de transición. Están compuestos por diversas mezclas de flujos volcánicos subaéreos, sedimentos volcaniclásticos y no volcánicos, con anchos que varían entre 50 y 150 km y espesores entre 5 y 10 km. Los SDR externos se superponen a la corteza oceánica de transición y están compuestos por flujos basálticos submarinos con espesores que varían entre 3 y 9 km. [ 2 ] [ 3 ]
Desarrollo
Inicio de la grieta
Rift activo
El modelo de rift activo plantea que la ruptura es impulsada por la actividad de puntos calientes o plumas del manto. Los ascensos de manto caliente, conocidos como plumas del manto, se originan en las profundidades de la Tierra y ascienden para calentar y adelgazar la litosfera. La litosfera calentada se adelgaza, se debilita, asciende y finalmente se fractura. La fusión intensificada tras 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 fundidos causados por ascensos relacionados con la convección forman reservorios de magma desde los cuales enjambres de diques y sills irradian finalmente a la superficie, creando los característicos flujos de lava inclinados hacia el mar. Este modelo es controvertido. [ 1 ] [ 2 ] [ 4 ] [ 5 ]
Rift pasivo
El modelo de rift pasivo infiere que la tracción de la placa estira la litosfera y la adelgaza. Para compensar este adelgazamiento litosférico, la astenosfera asciende, se funde debido a la descompresión adiabática y los fundidos derivados suben a la superficie para erupcionar. Los fundidos empujan a través de fallas hacia la superficie, formando diques y sills. [ 1 ] [ 2 ] [ 3 ] [ 4 ] [ 5 ] [ 6 ]
Desarrollo de la corteza de transición
La extensión continua conduce a una actividad ígnea acelerada, incluyendo erupciones repetidas. Estas erupciones forman una gruesa secuencia de capas de lava que pueden alcanzar un espesor combinado de hasta 20 km. Estas capas se identifican en las secciones de refracción sísmica como reflectores inclinados hacia el mar. La fase inicial de la actividad volcánica no se limita a la producción de basaltos . También se pueden encontrar riolita y otras rocas félsicas en estas zonas. [ 2 ] [ 3 ] [ 5 ]
La extensión continua con actividad volcánica forma corteza de transición, soldando el continente fracturado al fondo oceánico naciente. Los estratos volcánicos cubren la transición de la corteza continental adelgazada a la corteza oceánica. También ocurre durante esta fase la formación de zonas sísmicas de alta velocidad bajo 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 se han depositado bajo la corteza de transición. [ 2 ] [ 3 ] [ 5 ] El ascenso astenosférico conduce a la formación de una dorsal oceánica y la nueva corteza oceánica separa progresivamente las mitades del rift que alguna vez estuvieron unidas. Las erupciones volcánicas continuas extienden flujos de lava a través de la corteza de transición y sobre 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 conducen a la formación de mesetas oceánicas en este momento.
Post-rift
La fase final y más prolongada consiste en la continua subsidencia térmica 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 dan lugar a la formación de un océano. [ 2 ] Esta fase es la de mayor interés para la industria petrolera y los geólogos sedimentarios.
Distribución y ejemplos
La distribución de los márgenes volcánicos conocidos se muestra en el gráfico de la derecha. Muchos de estos márgenes no han sido investigados exhaustivamente y, ocasionalmente, se identifican como volcánicos márgenes que en realidad son pasivos.
Márgenes pasivos volcánicos:
- Atlántico Sur
- Australia Occidental
- Suroeste de la India
- Groenlandia occidental
- Groenlandia oriental
- Mar del Labrador Septentrional
- Sur de Arabia
- Margen noruego
- Margen atlántico de EE. UU.
Ejemplo de VPM: El margen atlántico de EE. UU.
El margen pasivo del Atlántico de EE. UU. se extiende desde Florida hasta el sur de Nueva Escocia. Este margen volcánico pasivo (MVP) fue resultado de la fragmentación del supercontinente Pangea , en la que Norteamérica se separó del noroeste de África e Iberia para formar el océano Atlántico Norte. Este margen presenta una historia típica de eventos tectónicos representativos de los márgenes pasivos volcánicos, con rifting y formación de márgenes pasivos ocurridos hace entre 225 y 165 millones de años. Al igual que otros MVP, el margen de la costa este de EE. UU. se desarrolló en dos etapas: primero, el rifting, iniciado durante el Triásico Medio y Tardío y que continuó hasta el Jurásico ; y segundo, la expansión del fondo oceánico, que comenzó en el Jurásico y continúa hasta la actualidad. La costa este de EE. UU. incluye varios componentes característicos de los MVP, como reflectores inclinados hacia el mar, basaltos de inundación, diques y sills.
Referencias
- ^ Geoffroy , Laurent (2005 ) . «Márgenes pasivos volcánicos» . Comptes Rendus Geociencias . 337 (16): 1395– 1408. Código bibliográfico : 2005CRGeo.337.1395G . doi : 10.1016/j.crte.2005.10.006 .
- 1 2 3 4 5 6 7 8 Marten A., Menzies; et al. (2002). "Características de los márgenes volcánicos fracturados". Geological Society of America Special Paper . 362 : 1– 14.
- 1 2 3 4 5 Okay, Nilgün (1995). Desarrollo térmico y rejuvenecimiento de las mesetas marginales a lo largo de los márgenes volcánicos transtensionales del mar de Noruega-Groenlandia . La Universidad de la Ciudad de Nueva York.
{{cite book}}: CS1 mantenimiento: falta el editor de ubicación ( enlace ) - 1 2 Gernigon, Laurent; et al. (20 de marzo de 2005). "Margen volcánico noruego" . www.mantleplumes.org . Recuperado el 8 de diciembre de 2008 .
- 1 2 3 4 Coffin, Millard F.; Olav Eldholm (febrero de 1994). "Grandes provincias ígneas: estructura cortical, dimensiones y consecuencias externas". Reviews of Geophysics . 32 (1): 1– 36. Bibcode : 1994RvGeo..32....1C . doi : 10.1029/93RG02508 .
- ↑ Mutter, John C.; et al. (10 de febrero de 1988). "Fusión parcial convectiva: un modelo para la formación de secuencias basálticas gruesas durante el inicio de la expansión". Journal of Geophysical Research . 93 (B2): 1031– 1048. Bibcode : 1988JGR....93.1031M . doi : 10.1029/JB093iB02p01031 .
- Vulcanología
- tectónica de placas