MARGENES PASIVOS

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TP N°7 - Margenes Pasivos
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Geotectónica
Trabajo Práctico N° 7
MARGENES PASIVOS
I. Antecedentes
Wegener (1924), sobre la base de datos gravimétricos sostenía que la corteza continental debía estar
ausente en los océanos. Este autor sostenía que la corteza oceánica era más densa que la corteza siálica. Du
Toit (1937), al observar los márgenes continentales indicó que los márgenes tipo “Atlántico” (Atlantic Type) se
originaban por rifting, por las siguientes características: bordes levantados o endomados, drenaje hacia el
continente y talud continental abrupto por falla. Jesson (1943), sobre la base de observaciones en el margen de
Australia identificó la existencia de bloques fallados y basculados limitados por fallas normales.
II. Clasificación
Drake et al. (1959) definieron los siguientes márgenes: a) Tipo Atlántico o Pasivo: actividad sísmica
casi nula, sólo sismos superficiales de ajuste y acomodamiento, sin magmatismo. b) Tipo Pacífico o Activo: son
los que tienen una importante actividad sísmica, aproximadamente el 95%; se originan por convergencia y
tienen importante actividad magmática. Tipo Transforme: definido para el Mediterráneo y asociado a
desplazamientos de rumbo de los márgenes contrapuestos. Bally (1979) separó en Márgenes Pasivos y
Megasuturas.
Figura 1: Características geofísicas de un margen continental. Perfiles de gravedad y magnéticos.
III. Márgenes Pasivos.
Elementos del Margen. Rich (1951), definió tres sectores: 1) undaforma o plataforma, es el sector
dominado por el tren de olas y presenta una sedimentación con bajo gradiente; 2) clinoformas, se ubican en el
sector del talud y los depósitos están inclinados; 3) fondoforma, corresponde a la planicie abisal. Con la
evolución del margen continental el talud puede avanzar sobre la corteza oceánica por progradación.
Drake y Burk (1974), definieron una Terraza Continental: planicie costera + plataforma continental; y un
Talud continental: pie continental o prominencia; y la planicie abisal. Se considera que al pie del talud
continental está el límite entre corteza continental o siálica y la oceánica.
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IV. Parámetros para definir el talud continental
1. Gravimetría: los márgenes actuales tienen una anomalía de Aire Libre positiva en una posición cercana al
talud continental, hay exceso de masa (Fig. 1). Los márgenes antiguos registran una anomalía de
Bouguer positiva (del orden de 20 o más miligales entre el cratón y la sección oceánica obliterada). La
gravedad puede servir para detectar antiguas zonas de colisión. Ej: el cierre de Iapetus y la colisión de
los Apalaches. Este presenta clinotemas confirmados por sísmica de reflexión profunda.
2. Magnetometría: las rocas basálticas tienen una susceptibilidad magnética mayor (alta frecuencia) con
respecto a una granítica. En el pasaje de corteza siálica a oceánica, se registra la Magnetic quiet zone o
zona tranquila debido a la influencia del cuerpo sedimentario del pie continental. Hacia el lado del océano
se registra la Anomalía Magnética "E" o anomalía positiva, reflejando el basamento oceánico anómalo
(Fig. 1).
3. Sísmica: de reflexión superficial permite ver el límite, el relleno y las clinoformas de la secuencia
sedimentaria. La sísmica de reflexión profunda permite ver la estructura del basamento en los márgenes
continentales (Fig. 2).
4. Magmatismo: Es de naturaleza pasiva. Se registran rocas máficas características de las etapas previas de
rift y proto-oceánicas. Underplating en algunos modelos. Magmatismo extensional.
5. Sedimentación: registra tres fases en la evolución de un margen pasivo. Una clástica inicial, una de relleno o
clástica madura y una clástica deltaica, la cual va a desarrollar embancamiento con hundimiento
importante del sustrato y progradación del margen (Fig. 3). Los controles paleoclimáticos van a influir
para que se desarrollen plataformas calcáreas, clásticas o con depósitos salinos. Además, el aporte
terrígeno va a controlar el desarrollo de deltas y embancamientos a la salida de los grandes ríos. Ej. el
río Mississippi para el embancamiento del golfo de México.
Figura 2a: Secciones sísmicas
representativas de las
estructuras más comunes
encontradas en un margen
continental.
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V. Evolución de un margen pasivo
En la evolución de un margen continental se tienen las siguientes etapas: a) oceánico incipiente, con
las fases de depósitos preoceánicos; b) final del estado proto–oceánico, cuando la subsidencia termal se ha
completado; c) configuración de terraza continental–talud durante el estadío oceánico abierto; d)
embancamiento continental progradante en los casos donde hay un importante aporte terrígeno (Fig. 3).
VI. Tectónica extensional y mecánica de subsidencia
La evolución de un margen continental asimétrico genera un modelo de pares conjugados con una
placa inferior (lower plate) y otra superior (upper plate), las cuales en general comienzan a separarse por una
línea de debilidad que puede coincidir con una sutura previa. El margen de placa inferior o lower plate presenta
desarrollo de amplios sistemas de rift en semigrábenes, preserva los depósitos de sinrift y puede presentar
embancamientos continentales. Por su parte el margen de placa superior o upper plate es el más abrupto y
presenta un desarrollo importante de magmatismo (Fig. 4).
El desarrollo estratigráfico en un margen pasivo o cuenca extensional, se puede ejemplificar en las
siguientes tres secuencias: 1) secuencias de prerift, depositadas antes del desarrollo de fallas extensionales,
corresponden al basamento; 2) secuencias de sinrift son las depositadas durante el fallamiento extensional.
En este caso el espesor de los estratos guías o secuencias de sinrift, varían desde el bloque inferior hacia
bloque superior, indicando el crecimiento de la falla; 3) secuencias de drift son las depositadas después del
cese del fallamiento extensional. Estas secuencias pueden ser depositadas luego de un período de no
depositación y/o erosión de los estratos guías (secuencias de sinrift), por una discordancia posruptura (break–
up unconformity) la cual puede remover parte de las secuencias de sinrift (Fig. 5).
Figura 3: Esquemas de la evolución general de un margen continental según Dickinson (1976). A) oceánico
incipiente, con las fases de depósitos preoceánicos; B) proto–océano con la subsidencia termal completada; C)
terraza continental–talud; D) embancamiento continental progradante, E) fase clástica basal durante la
subsidencia termotectónica; F) fase madura durante la subsidencia por carga sedimentaria; G) embancamiento
con progradación de la plataforma.
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Figura 4: Modelo extensional para la litosfera, por cizalla simple (Wernicke, 1985).
Durante la depositación de los sedimentos se produce un fallamiento extensional lístrico activo, que da
origen a un rollover anticlinal en el bloque colgante por encima de la porción curvada de la falla (Fig. 5). Así se
formará una cuña de sedimentos de sinrift que será más potente hacia la falla.
La mecánica de subsidencia indica un estadio de tectónica inicial donde se produce la fracturación
del basamento y desarrollo de los depósitos de sinrift. Continúa la subsidencia por enfriamiento térmico con
los depósitos de hundimiento térmico (sag phase). La última etapa corresponde a la de subsidencia por carga
sedimentaria, que sigue a la anterior y en la que el peso de los sedimentos produce el hundimiento final del
sistema.
Figura 5. Diagrama de acumulación de las
secuencias estratigráficas antes, durante y
después del movimiento por fallas extensionales.
La discordancia posruptura (break–up
unconformity) indica el tope de las secuencias de
sinrift y el pasaje a las secuencias de drift.
EJERCICIO: Sobre la base de los datos sísmicos, de la fig. 3.3, analizar los siguientes puntos:
1. Identificar posibles fallas extensionales.
2. Identificar posibles secuencias de prerift, sinrift y drift del margen pasivo.
3. Identificar posibles fallas de crecimiento y F.P.C. de pie de talud.
4. Sobre la base de los puntos 1 a 3, indique el tipo de margen pasivo; y proponga en forma breve una posible
historia geológica.
Bibliografía
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Moores, E.M., Twiss, R.J., 1995. Tectonics, New York, W.H. Freeman & Co., pp. 415.
Park, R.G., 1988, Geological structures and moving plates. New York, Chapman and Hall, pp.352.
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http://wwwneic.cr.usgs.gov/neis/plate_tectonics/plate_tectonics.html
http://geology.er.usgs.gov/eastern/tectonic.html
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