Modelos geológicos de rift

Ir directamente al modelo Introducción a los modelos de rift
En los últimos 600 millones de años el litoral oriental de Norteamérica ha experimentado dos eventos de rifting; es decir, la apertura de dos cuencas oceánicas: la protoatlántica (etapa C) y la atlántica (etapa L). Antes de esto, probablemente hubo otros eventos de rifting. Virginia y la región del Atlántico Medio tienen un buen registro de estos riftings, aunque sean fragmentarios y a veces estén enmascarados por eventos posteriores.
Descubrir y desentrañar los principales eventos geológicos requiere tener un modelo teórico de cómo ocurren estos eventos, y de los tipos de rocas y estructuras que generan, de modo que reconozcamos las pruebas por lo que son cuando las veamos, aunque sean fragmentarias y estén enmascaradas. Los modelos modernos de los fenómenos de rifting se basan en una gran diversidad de información, desde la geofísica hasta las pruebas de los fenómenos modernos, pasando por las pruebas de los fenómenos antiguos. Estos modelos especifican no sólo la secuencia de eventos y su cronología, sino que también nos dicen exactamente qué evidencia se necesita para identificar un evento de rifting antiguo.
Es bueno, por supuesto, tener tantas pruebas como sea posible, pero a veces si se tiene sólo un poco de la evidencia correcta que encaja inequívocamente en el modelo teórico, el evento antiguo puede ser reconocido por lo que es, y reconstruido. Es más, el modelo teórico te dice qué pruebas adicionales debes buscar, y dónde, para reforzar la interpretación.
A veces tenemos la idea de que los científicos se limitan a recopilar pruebas lo mejor que pueden, y luego tratan de darles sentido, lo mejor que pueden. Esto nunca es así. Los científicos siempre tienen una buena idea de lo que buscan cuando recogen datos, porque tienen una teoría (un modelo) que les dice lo que tienen que buscar. Y si encuentran pruebas que no se ajustan a su teoría, entonces es muy probable que su teoría sea errónea y haya que idear una nueva.
La conclusión es que no existe una observación imparcial. Siempre sabemos lo que queremos y esperamos encontrar en el mundo natural, aunque podemos quedar sorprendidos, o agradablemente sorprendidos, al encontrar algo diferente.
Es posible leer la historia geológica de Virginia (versión de 16 páginas) sin conocer los modelos que tenemos para explicarla y darle sentido, pero la historia es mucho más significativa si se conocen los modelos que existen, y lo que dicen. Es importante recordar, sin embargo, que un modelo es sólo un modelo, una síntesis, una media, un ideal. El mundo natural rara vez coincide con un modelo a la perfección y debemos estar preparados para trabajar con una cierta cantidad de divergencia del modelo.

Plumas del manto y puntos calientes
Un límite de placa divergente, donde dos placas litosféricas se separan para crear una cuenca oceánica, no existe de forma natural. Se crea mediante un proceso de rifting (etapas B y C). Cuando están completamente desarrollados, los límites de placas divergentes siempre se encuentran dentro de cuencas oceánicas y las generan. A medida que las placas divergen, el magma máfico rezuma desde el manto inferior hacia la grieta o fisura que se abre para formar una nueva litosfera oceánica, el conjunto de ofiolitas. En este modelo de rifting no nos interesan los procesos que ocurren a lo largo de un margen divergente oceánico completamente desarrollado. En cambio, nos fijamos en cómo se crean los límites divergentes durante el rifting de un continente.
Un límite de placa divergente se inicia en algún lugar dentro de una placa, lejos de los bordes. La placa puede ser un bloque de cratón continental o una parte de la cuenca oceánica (sección transversal). Cuando se completa el rifting se ha creado un nuevo límite de placa divergente y una nueva cuenca oceánica. La antigua placa única (o continente) se divide en dos placas (o continentes).
El rifting se inicia por plumas de magma que suben desde las profundidades del manto hacia la superficie. Las plumas se distribuyen aleatoriamente por la Tierra; la mayoría surgen bajo un continente o una cuenca oceánica, pero algunas pueden existir en los límites de las placas. A medida que la pluma se eleva hacia la superficie, calienta la litosfera suprayacente, o capa exterior rígida de la Tierra, haciendo que se hinche hacia arriba para crear un punto caliente. Por lo general, el magma llega a la superficie y provoca volcanes en el punto caliente. La sección transversal anterior muestra tanto un punto caliente continental como uno oceánico.
Las plumas que causan los puntos calientes están inmóviles en el manto; a diferencia de las placas superpuestas que se desplazan continuamente, las plumas no se mueven. Por lo tanto, a medida que una placa se mueve a través de un punto caliente, la actividad tectónica y volcánica en la superficie sigue cambiando. Con el tiempo puede formarse una larga cadena de volcanes. Las islas de Hawai son un ejemplo de punto caliente oceánico, y el Parque de Yellowstone un punto caliente continental.
Hay muchos ejemplos antiguos y modernos de puntos calientes. La mayoría están aislados y pasan por toda su historia sin iniciar un evento de rifting. Sin embargo, a veces varios puntos calientes se unen y comienzan una cadena de procesos que dan lugar a un rifting, una nueva cuenca oceánica y un nuevo límite de placa divergente. Los procesos responsables de esto se describen a continuación en las cuatro etapas siguientes.

Punto caliente y cúpula térmica
Cuando una pluma del manto alcanza la base de la litosfera continental se extiende creando un estanque de magma (ver sección transversal anterior). La litosfera suprayacente se calienta y se hincha hacia arriba para formar el punto caliente, de unos 1.000 km de diámetro y de 3 a 4 km sobre el nivel del mar. El mapa de la derecha muestra una vista de área (avión) de dos puntos calientes con uniones triples.
A medida que el domo del punto caliente se hincha, su superficie superior se estira hasta que la corteza frágil se agrieta (fallas) a lo largo de una serie de tres valles de rift que irradian desde el centro del punto caliente. Estos tres valles de rift son una triple unión. Idealmente, los tres valles de rift irradian desde el centro del punto caliente a 120o, pero a menudo la triple unión no es simétrica y los brazos pueden divergir en ángulos impares.
El calor de la pluma del manto provoca una gran actividad volcánica, pero es de dos tipos. Los conductos de magma máfico (basalto y gabro) de la pluma estancada se abren paso a través de la litosfera, formando finalmente volcanes en la superficie. Pero el calor de la pluma también calienta la base del continente haciendo que partes de ella se fundan para formar magma félsico (granito y riolita), que también puede llegar a la superficie para formar volcanes. Esta aparición simultánea de magma máfico y félsico es inusual y se denomina asociación bimodal porque dos tipos de magma marcadamente diferentes se emplazan más o menos simultáneamente. La sección transversal que aparece a continuación es una ampliación a lo largo de la línea de sección transversal A-B del mapa de la derecha y muestra la fase de punto caliente hinchado con un volcán máfico (basáltico) y batolitos félsicos (graníticos). Observe también las fallas cerca de la superficie y los primeros horsts y graben.

Un punto caliente aislado puede pasar por todos estos procesos, . . . y luego simplemente morir. La pluma del manto se disipa, el continente se enfría y se hunde de nuevo, la actividad volcánica se detiene y los sedimentos rellenan los valles de la grieta. Al final no se vería nada en la superficie que indicara que los rifts y los volcanes están enterrados bajo la superficie.
En otras situaciones, sin embargo, cuando varios puntos calientes están estrechamente asociados, pueden unirse para formar un valle de rift muy largo. Por ejemplo, el mapa de arriba muestra dos cruces triples a punto de unirse. Si se dan las condiciones adecuadas, pueden iniciar la formación de nuevos límites de placa divergentes y de una cuenca oceánica (que se analiza más adelante).

Cuando las uniones triples se unen, sólo dos de los tres brazos de cada unión triple se conectan con los puntos calientes adyacentes. El tercer brazo queda inactivo y, por tanto, se denomina brazo fallido (o aulacógeno) (azul en el mapa de arriba). Una vez que se ha completado el rifting y se ha formado una nueva cuenca oceánica, los aulacógenos existen como un tajo que corta el continente casi en ángulo recto desde el borde. Se conocen muchos aulacogenes antiguos, aunque la mayoría se han llenado de sedimentos y no son observables en la superficie. Son una buena prueba de que una vez existió un punto caliente. El sedimento y los volcanes que rellenan un aulacógeno son similares a los procesos que operan en los rifts activos.
Fundación del valle del Rift e invasión marina
La fundación es el colapso de una porción de la superficie terrestre hacia abajo para formar una depresión. Los rifts axiales son fundiciones que suelen tener decenas de kilómetros de diámetro, con elevaciones desde el fondo del rift hasta las crestas de las montañas a ambos lados de hasta 4-5 km.

Estructuralmente, los valles de rift son graben de bloques (valles creados cuando un bloque de la tierra se hunde), bordeados por montañas de horst a ambos lados (los horsts son bloques de la tierra que se mueven hacia arriba en relación con el graben.) Si pensamos en la mecánica de un punto caliente, la tierra se hincha hacia arriba, haciendo que se estire o se separe en la parte superior. A medida que la tierra se separa, se agrieta y deja un espacio, por lo que naturalmente un bloque de la tierra se deslizará hacia abajo en el espacio (el graben). La parte que no se desliza hacia abajo, el horst, es ahora más alta. Como la tierra ya se ha hinchado hacia arriba con el punto caliente, no es necesario que los horst se muevan hacia arriba, pero es fácil que el graben se deslice hacia abajo. Este proceso se produce en decenas de miles de pequeños pasos, cada uno de los cuales crea una pequeña grieta, cuya suma total separa la tierra muchos kilómetros.
Las fallas entre los horsts y el graben son fallas normales, normales porque es «normal» que un graben caiga por gravedad. Las superficies de las fallas están curvadas, de modo que los bloques de la fosa giran a medida que se hunden, atrapando pequeñas cuencas en las que se forman lagos entre el bloque que ha caído y la pared que hay detrás de la falla. Muchos de los lagos son muy profundos y, basándose en los lagos de rift modernos, pueden ser extremadamente salados o alcalinos. En los fondos de los lagos se acumulan arcillas negras y ricas en materia orgánica porque no hay circulación ni oxígeno en las aguas profundas.

Típicamente se forma un gran número de horsts y graben, de todos los tamaños. Los bordes de los principales horsts que bordean la fosa axial son las terrazas continentales (también llamadas zonas de bisagra). En el interior de la fosa axial principal se encuentran numerosos horsts y graben más pequeños.
También es típico que se formen medios graben más pequeños (falla normal en un solo lado) a varios cientos de kilómetros a cada lado del graben axial o rift axial (los términos son intercambiables).
Inicialmente el fondo del valle axial es subareal, es decir, por encima del agua (excepto los lagos), pero a medida que la fosa axial se hunde el mar invade creando una estrecha cuenca marina (haciéndola subacuática). Un ejemplo moderno de un rift en esta fase es el Mar Rojo.
Las tierras altas de las montañas horst que bordean los valles del rift están compuestas por rocas continentales ígneas félsicas (granitos) que se erosionan rápidamente hasta convertirse en sedimentos arcosos gruesos (ricos en feldespato). La mayoría de los sedimentos se depositan en sistemas cortos donde los ambientes cambian rápidamente de terrestres a marinos profundos. Alrededor de los bordes de la cuenca, en la base de las fallas, los sedimentos se acumulan en abanicos aluviales de gran pendiente que se transforman rápidamente en ríos trenzados y luego se vierten en abanicos submarinos. El centro de la cuenca suele ser profundo y anóxico, y se depositan arcillas y limos negros finamente laminados. Durante esta etapa pueden acumularse miles de metros de sedimentos.
La actividad ígnea es muy común durante esta etapa, y las coladas volcánicas y de lava, a veces máficas, a veces félsicas, pueden intercalarse con los sedimentos. Los volcánicos pueden ser piroclásticos (expulsados de volcanes en explosión), o flujos más tranquilos. Sin embargo, los flujos pueden acumular miles de metros de espesor. Los basaltos almohadillados que se forman bajo el agua no son inusuales.
En un tiempo geológicamente corto (~ 10 millones de años) los horsts se erosionan y el graben se llena de sedimentos. A medida que el gran relieve anterior (diferencia de elevación) disminuye, la topografía se suaviza y el océano comienza a cubrir la región.
Margen divergente temprano

Durante el rifting activo, la corteza continental, calentada por la pluma del manto, se estira como un caramelo estirado (o masilla tonta) y se adelgaza, mientras que las frágiles capas superiores se fallan y se funden para formar la grieta axial. El calor de la pluma sostiene todo el conjunto, y el magma máfico acumulado está mucho más cerca de la superficie, lo que facilita la erupción. Esta es una situación muy inestable (todo el sistema se colapsaría rápidamente si se eliminara el calor), y los procesos continuos sólo lo hacen más y más inestable.

Como resultado, poco después de que el mar inunde la grieta axial, comienza una gran oleada de actividad volcánica máfica a lo largo de un lado de la grieta axial. Al principio, el magma se inyecta en la corteza granítica continental en forma de incontables diques basálticos. Se forman tantos diques que es difícil decidir cuáles eran las rocas originales. Esta mezcla de granito y basalto inyectado es la corteza de transición, porque es transitoria entre la corteza continental y la oceánica (véase el dibujo anterior). Este es el comienzo de la división final del único continente original en dos, y la formación de la nueva cuenca oceánica.
Como la actividad volcánica continúa, la brecha entre los dos nuevos márgenes continentales divergentes se ensancha a medida que se separan, y comienza la formación de la litosfera oceánica. Una oleada tras otra de magma se eleva desde una célula de convección recién formada y se inyecta en la brecha abierta. Como esta nueva roca ígnea es de composición máfica (basalto cerca de la superficie y gabro en profundidad) y de alta densidad, «flota» en el manto subyacente por debajo del nivel del mar. Así se crea la nueva litosfera oceánica, denominada conjunto de ofiolitas. A una velocidad media de rifting de unos 5 cm/año, los dos nuevos márgenes continentales divergentes pueden estar a mil kilómetros de distancia en 20 millones de años.
En el proceso de rifting la grieta axial no se divide en dos. La iniciación de la corteza oceánica tiene lugar en uno u otro lado del rift axial. Un continente conserva el graben axial y el otro lo pierde. El resultado es una asimetría en los nuevos márgenes continentales. El margen con el rift axial tiende a tener una transición gradual hacia la corteza oceánica, atravesando el rift axial con sus horsts y graben menores. El continente sin la fosa axial se precipita hacia la corteza oceánica. Nuestro modelo sigue el lado de la fosa axial por el oeste (izquierda).
El calor y el magma que ascienden a la superficie desde la célula de convección permanecen concentrados en el lugar del rifting en el centro de la nueva cuenca oceánica. A medida que la cuenca oceánica se ensancha, los márgenes continentales recién formados se alejan de la fuente de calor y se enfrían. La corteza fría es más densa que la caliente y pronto la terraza continental se hunde por debajo del nivel del mar. Estas primeras etapas son el momento de mayor enfriamiento y hundimiento.
Para cuando la formación de la corteza oceánica está bien avanzada, los graben axiales y laterales están casi llenos de sedimentos. A medida que el nuevo margen continental se hunde, el nivel relativo del mar se eleva y la línea de costa comienza a transgredir o migrar a través del margen continental. El mar en transgresión extiende una capa de arena de cuarzo pura como depósito de playa que cubre toda la región. La arena de cuarzo es la primera evidencia clara en el registro rocoso de que la terraza continental ha descendido por debajo del nivel del mar y se está estabilizando.
A medida que el mar transgrede, el mar se hace más profundo y la playa da paso a un entorno de plataforma cercana a la costa, que luego se convierte en un entorno de plataforma profunda. Esta deposición crea una cuña de depósitos de margen continental divergente (MCD) que se engrosa rápidamente hacia el mar, con una plataforma, un talud y una elevación (véase la sección transversal de arriba).
Margen Divergente Completo

El hundimiento debido al decaimiento térmico (la pérdida de calor de la corteza y el consiguiente aumento de densidad) es rápido al principio, pero disminuye exponencialmente con el tiempo. Los márgenes continentales divergentes tardan unos 120 millones de años en alcanzar la estabilidad (equilibrio isostático). Los sedimentos siguen acumulándose durante todo este tiempo, siendo más gruesos hacia el océano, donde la subsidencia es mayor, y disminuyendo hacia el continente. Al final, se presenta una cuña sedimentaria de 17 kilómetros de espesor en su punto máximo. Obsérvese en la sección transversal que el volcán que en la etapa del punto caliente estaba por encima del nivel del mar se encuentra ahora muy profundo en la tierra.
El sedimento depositado en el margen continental divergente sigue siendo mayoritariamente marino de aguas poco profundas porque la subsidencia y la deposición se producen aproximadamente al mismo ritmo. En un clima cálido junto a un cratón estable pueden ser mayoritariamente carbonatos (calizas y dolomías), de lo contrario son areniscas y pizarras. Si el margen continental se estabiliza antes de que ocurra algo más, el sedimento simplemente continúa acumulándose, pero ahora se acumula (prograda) sobre el fondo oceánico.
Esta etapa final del rifting continuará indefinidamente, o hasta que algún otro evento tectónico se inmiscuya para destruir el margen divergente tranquilo.
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