Discusión

Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
1.
Discusión
1.1.
Evolución topográfica
En nuestras simulaciones, identificamos cuatro tipos de evoluciones topográficas y térmicas
del sistema de rift dependiendo de la reología de la litosfera (campo I, II, III y IV en Figura
14). La evolución topográfica de modelos con corteza fuerte (Modelos D1, D2 y W1-W3;
campo I enFigura 14) es simple porque resulta del estrechamiento de una sola capa de plástico
quebradizo que está compuesta por toda la corteza y la litosfera del manto superior. Este tipo
de estrechamiento ha sido ampliamente descrito, por ejemplo, porBuck (1991) y Bassi (1995).
La evolución topográfica de los modelos con una corteza inferior débil que desacopla
mecánicamente la corteza superior de plástico quebradizo del manto superior de plástico
quebradizo es más compleja (campos II, III y IV enFigura 14). Tales complejidades son
comunes en los modelos numéricos actuales, pero rara vez se describen en detalle (p.
Ej.Humanos y Beaumont, 2014; Van Wijk y Cloetingh, 2002). En nuestros modelos D3-D6 y
W4-W6, notamos la formación de alturas distales y subcuencas dentro de la cuenca principal
de la grieta en varias etapas de la fase de formación de cuellos (Figura A.15). Estas subcuencas
y alturas se forman como consecuencia del estrechamiento asincrónico del primer manto
superior (capa más fuerte del modelo; verFigura 2) y luego la corteza superior (segunda capa
más fuerte del modelo; ver también Chenin y col. (2018, 2019)). El estrechamiento temprano
del manto superior desencadena la formación de una piedra angular de la corteza relativamente
indeformada (alta) enmarcada por
16
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
Figura 11. Paneles superiores: superficie (curva magenta), sótano superior y topografía Moho
(curvas negras) al final de la fase de formación de cuellos (es decir, cuando la corteza se
adelgaza localmente a 10 km). El espacio entre las curvas magenta y del sótano superior
representa sedimentos. La línea azul horizontal corresponde a la isóbata 0 km. Las isotermas
de 500 ∘C (y en los paneles c – e las 1300 ∘C) se representan en rojo. Paneles inferiores:
evolución de la topografía de la superficie con el tiempo a lo largo del modelo. Cepa suave .:
Cepa suavizante. (Para la interpretación de las referencias al color en la leyenda de esta figura,
se remite al lector a la versión web de este artículo).
dos pasillos de fallas (mínimos). A medida que avanza la extensión, la astenosfera comienza
a surgir debajo del centro de la piedra angular y conduce a su división en dos. La división de
la piedra angular forma una nueva subcuenca enmarcada por dos crestas (bultos) de corteza
continental gruesa (Modelos D3 y W3 enFigura 7; ver tambiénChenin et al., 2018).
17
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
La reología del manto impacta la evolución topográfica de los sistemas de rift porque
controla la profundidad del nivel de cuello del manto superior (Braun y Beaumont, 1989; Kooi
y col., 1992). Como semillas de cuello alrededor de la capa más fuerte, que tiende a
permanecer horizontal (Weissel y Karner, 1989; Braun y Beaumont, 1989), el hundimiento
inicial es más pronunciado en modelos donde el manto es fuerte a mayor profundidad
(compare los gráficos de los campos II y III en Figura 14 e inserta en Figura 7e y h). Dado
que la profundidad del nivel de cuello del manto determina la magnitud del sobreprofundo de
Moho, también controla la amplitud del rebote de flexión posterior cuando la capa del cuello
tiende a recuperar el equilibrio isostático. La amplitud de este rebote es más importante
cuando la magnitud de la profundización excesiva es grande y la resistencia a la flexión de la
litosfera es alta (Weissel y Karner, 1989). En el caso de un manto fuerte (olivino seco), la
litosfera tiene una alta resistencia a la flexión y el Moho se profundiza en gran medida con
respecto a su posición isostática durante el cuello del manto superior. Como consecuencia, la
piedra angular cede a pesar de su alto espesor (gráfico del campo II enFigura 14). Pero una
vez que el manto superior se ha estrechado lo suficiente como para perder localmente la mayor
parte de su fuerza, las fuerzas de flotabilidad llevan al Moho hacia arriba, lo que explica el
levantamiento de los dos bultos continentales (restos de la antigua piedra angular) observado
durante las últimas etapas de la fase de formación del cuello enFigura 5B. Por el contrario,
cuando el manto superior es más débil, la resistencia a la flexión del manto es menor y el nivel
de cuello del manto superior es más superficial. Como resultado, el Moho y la superficie de
la piedra angular permanecen menos profundos y la amplitud del rebote isostático del manto
superior es menor (Figura 5c – d y
18
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
Figura 12. Paneles superiores: diferencia entre la temperatura inicial y final dentro del modelo
al final de la fase de formación de cuello; La diferencia de temperatura explica la difusión,
producción y advección de calor. Las líneas verdes representan el Moho y el límite inicial
litosfera-astenosfera. Paneles intermedios: temperatura del modelo al final de la fase de
formación del cuello; las líneas cian representan la topografía de la superficie, el sótano
superior, Moho y el límite inicial litosfera-astenosfera; las líneas azul oscuro representan las
isotermas 250, 500, 750, 1000 y 1300 ∘C. Paneles inferiores: diferencia en el flujo de calor de
la superficie en comparación con el modelo de referencia D5 con el tiempo a lo largo del
modelo; las curvas de nivel representan isopacas de espesor de la corteza: 15 km (negro), 20
19
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
km (magenta) y 25 km (amarillo en el panel a, azul en los paneles b – e). Cepa suave .: Cepa
suavizante.
gráficos de los campos III y IV en Figura
14).
Nuestros modelos muestran que la creación
de espacio de acomodación durante la fase de
estrechamiento del rifting se controla
principalmente por el hundimiento (vertical).
Luego, hacia el final de la fase de formación
de cuellos, el ensanchamiento horizontal de
la cuenca de la grieta como resultado de la
localización de una fuerte deformación se
convierte en el factor dominante de la
creación del espacio de acomodación
(verSección 3.1.2).
Nuestros resultados sugieren que el
levantamiento y la emersión son procesos tan
comunes como el hundimiento durante la
fase de estrechamiento del rifting. Por lo
tanto, el hundimiento no es la respuesta
topográfica dominante al rifting, como lo
implican los modelos simples de
adelgazamiento unidimensionales. Se deben
considerar procesos adicionales, como
flexión, flujo cortical o difusión térmica
lateral, para predecir tanto el levantamiento
como el hundimiento durante el rifting. La
magnitud y distribución espacio-temporal de
la creación y emersión del espacio de
acomodación están controladas por la
reología de la litosfera (verSección 3.1.3).
20
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
Como ya lo señalóKaus y col. (2005)y
Simon y Podladchikov (2008), los cambios
una corteza continental relativamente gruesa
ya durante las últimas etapas de la fase de
Figura 13. Paneles superiores: log10 (segundo invariante del tensor de velocidad de
deformación); paneles inferiores: deformación plástica acumulada (%); la línea blanca en cada
panel representa el Moho.
cepa suave .: cepa ablandamiento; K: bloque trapezoidal; RS: hombro de fisura; BF: falla de
borde; NF: falta de formación de nudos.
de fase mineral y / o la fertilización del manto formación de cuellos. Esta elevación
pueden conducir a la elevación de las partes aumentaría aún más cuando se modelara el
distales de los sistemas de rift durante las calor relacionado con la advección de la masa
etapas avanzadas de extensión. Los fundida y la cristalización. El efecto de la
resultados de nuestro modelo sugieren que la fertilización del manto es máximo en
reducción de la densidad relacionada con la modelos en los que el afloramiento de
fertilización del manto solo puede generar astenosfera es rápido en comparación con el
suficiente elevación para causar la emersión adelgazamiento de la corteza, es decir, en
de futuras regiones distales compuestas por modelos con desacoplamiento mecánico
21
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
eficiente entre la corteza y el manto. A
diferencia de, no se produce fertilización del
manto durante la fase de formación de cuello
de los modelos acoplados mecánicamente
porque la isoterma de 1050 ∘C no alcanza una
profundidad inferior a ca. 30 km durante la
simulación.
Nuestros modelos con ablandamiento por
deformación se pueden considerar como
extremos donde el impacto de este proceso es
máximo (disminución del ángulo interno de
fricción y cohesión de 30 ∘ a 5 ∘ y de 10 a 1
MPa, respectivamente, entre 5% y 20 %
deformación plástica acumulada). Estos
modelos sugieren que el ablandamiento de la
deformación tiene un impacto limitado en la
arquitectura general y la evolución de los
sistemas de rift modelados, pero tiene un
impacto significativo en la topografía a
escala local. El ablandamiento por
deformación facilita los movimientos
verticales diferenciales al mejorar la
deformación localizada a lo largo de menos
zonas de corte / "fallas". Como consecuencia,
el relieve topográfico de nuestros modelos
con ablandamiento de deformaciones debe
considerarse como máximo. Sin embargo, los
resultados de los modelos que incluyen el
ablandamiento de la deformación deben
interpretarse con cuidado porque la
implementación numérica es de malla, y, por
tanto, dependiente de la resolución. Esto
significa que el número de fallas y su
compensación dependen de la resolución
numérica del modelo.
La ubicación de las principales 'fallas' /
zonas de corte en modelos con
ablandamiento por deformación es similar a
la de las zonas de deformación difusa en
modelos equivalentes sin ablandamiento por
deformación (Figura 13). Por lo tanto, las
zonas de deformación difusa de nuestros
modelos sin ablandamiento por deformación
pueden interpretarse como áreas donde es
probable que se desarrollen fallas
importantes. Dos conjuntos de 'fallas' son de
particular interés: (1) denominamos 'fallas de
estrechamiento' las fallas mayores más
externas que se forman durante las primeras
etapas de extensión (NF en los paneles
inferiores deFigura 13byc). En esta etapa, las
fallas de formación de cuellos marcan el
límite entre la cuenca principal de la grieta y
los hombros de la grieta (RS en los paneles
superiores
deFigura
13byc);
(2)
denominamos 'fallas fronterizas' las fallas
mayores más externas en los marcos
subsiguientes (BF en los paneles inferiores
deFigura 13e – f y h – i). Estas 'fallas' se
forman más tarde que las fallas de cuello y
marcan el nuevo límite entre la cuenca de la
grieta y sus hombros de la grieta (RS en los
paneles superiores deFigura 13e – f y h – i).
Esto implica que parte de los hombros de la
grieta inicial puede integrarse a la parte distal
del margen a medida que avanza la fase de
estrechamiento, como se ilustra enFigura
11a, d y e. El resultado de este modelo aún no
se ha comparado con las observaciones de
campo para evaluar la existencia de tal
evolución.
4.2. Evolución térmica
22
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
Nuestros modelos muestran regiones de
enfriamiento y calentamiento diferencial en
astenosfera, mientras que la corteza aún no ha
comenzado a adelgazarse de manera
la litosfera.Higos. 8 y A.17, mientras que solo
el enfriamiento es predicho por los modelos
DUT (McKenzie, 1978). La estructura
térmica al final de la simulación depende
predominantemente de la reología de la
corteza. Cuando la corteza es fuerte y, por lo
tanto, está acoplada mecánicamente en gran
medida al manto superior, se agrupan
rápidamente como una sola capa y, por lo
tanto, la afluencia de la astenosfera solo
comienza cuando se logra la fase de
estrechamiento. Por el contrario, cuando la
corteza se desacopla de manera eficiente del
manto por una corteza inferior débil, el
estrechamiento más temprano del manto
superior desencadena un afloramiento de la
significativa. La astenosfera sigue subiendo
mientras que la corteza comienza a
estrecharse, lo que explica la isoterma poco
profunda de 1300 ∘C y el consiguiente alto
gradiente geotérmico al final de la
simulación.Higos. 9 y A.18).
Nuestros
modelos
muestran
un
calentamiento constante de la corteza inferior
en el centro de la grieta y un enfriamiento de
la corteza en ambos lados. El calentamiento
de la corteza en el centro de la grieta se
explica por el surgimiento del manto caliente
(astenosférico) debajo de él. El enfriamiento
de la corteza en ambos lados es el resultado
del adelgazamiento de la corteza sin un
adelgazamiento significativo del manto
23
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
subyacente. Tanto el enfriamiento como el
calentamiento registrados en el manto son el
resultado del intercambio de calor conductor
entre la astenosfera ascendente y el manto
litosférico circundante. En nuestros modelos,
el enfriamiento de la astenosfera ascendente
se mejora porque no se modela la convección
térmica debajo de la litosfera (verSección 2).
La amplitud del calentamiento /
enfriamiento relativo tanto dentro de la
corteza como del manto es sistemáticamente
menor en modelos con un manto débil
(compare la caricatura del campo I con los de
los campos II, III y IV enFigura 14; ver
tambiénFigura 8). Las razones son, por un
lado, que la parte superior de plástico
quebradizo del manto es más delgada en el
manto olivino húmedo más débil que en el
manto olivino seco (Figura 2). Como
consecuencia, la inestabilidad del cuello es
menor en los modelos con un manto olivino
húmedo, lo que desencadena un afloramiento
más amplio y menos pronunciado de la
astenosfera en comparación con los modelos
con un manto olivino seco. Por otro lado, el
manto olivino húmedo más débil es más
sensible a las inestabilidades de RayleighTaylor, que resultan en la delaminación de la
parte más baja del manto litosférico hacia la
astenosfera (Figura A.17g – l). En
consecuencia, parte de los intercambios
térmicos se producen en profundidad en
detrimento de la parte menos profunda de la
litosfera.
El intenso ablandamiento por deformación
(ángulo interno de fricción y cohesión
reducido de 30 ∘ a 5 ∘ y de 10 a 1 MPa,
respectivamente)
tiene
un
impacto
significativo en la evolución térmica de
nuestros modelos, aunque no asociamos
ninguna modificación de la conductividad
térmica ( o cualquier otro parámetro térmico)
a la formación de fallas. En nuestros
modelos, observamos que las fallas están
asociadas con cambios bruscos en el
enfriamiento / calentamiento relativo,
especialmente dentro de la corteza. Una
razón de esto es la concentración de
calentamiento por cizallamiento a lo largo de
las fallas menos y más localizadas, lo que
genera un calentamiento significativo en
comparación con los modelos sin
ablandamiento por deformación. Como en
los sistemas de grietas naturales, las fallas
son regiones de mayor permeabilidad y, por
lo tanto, de circulación de fluidos y transporte
de calor eficientes (p. Ej.Pinto et al., 2015;
Incerpi et al., 2019), sugerimos que la
integración de fallas mayores en el modelado
de cuencas es necesaria para obtener una
comprensión confiable de la evolución
térmica de un sistema de rift.
En los modelos en los que la corteza y el
manto están desacoplados mecánicamente, la
astenosfera alcanza una profundidad de
menos de 40 km al final de la fase de
formación de nudos. El derretimiento parcial
de la astenosfera puede ser probable en tales
condiciones en los sistemas de grietas
naturales. Dado que la percolación de la masa
fundida puede modificar sustancialmente el
estado térmico de los sistemas de ruptura, en
tales casos se debe realizar una cuantificación
cuidadosa de la ganancia / pérdida de calor
relacionada con los procesos de cristalización
/ fusión del magma y de las transferencias de
calor debidas a la advección de la masa
fundida. Un primer paso lo diovan Wijk y
24
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
col. (2001), quien estimó la cantidad de
fusión producida por la fusión por
descompresión para configuraciones de
modelos comparables. Muestran que se
pueden generar volúmenes de varios cientos
de km3 durante las últimas etapas de sin-rift
(consistentemente después de 15 My). En
nuestros
modelos
desacoplados,
esperaríamos el inicio de la generación de
masa fundida de 5 a 6 My de extensión ya en
modelos con una corteza relativamente débil.
4.3. Síntesis: control primario sobre la
evolución topográfica y térmica de los
sistemas de rift
Nuestros resultados muestran que la
reología de la litosfera, en particular la
eficiencia del acoplamiento mecánico entre la
corteza y el manto, es el parámetro
dominante que controla la evolución
topográfica y térmica de los sistemas de rift
(Figura 14). El desacoplamiento mecánico
entre la corteza y el manto favorece una
compleja evolución topográfica durante la
extensión y altos gradientes geotérmicos al
final de la fase de formación de cuellos. Al
estudiar el rifting continental, por lo tanto, es
de primordial importancia determinar la
distribución de capas fuertes versus débiles
(desacoplamiento) dentro de la litosfera, que
está esencialmente controlada por: (1) la
composición de la corteza y el manto; (2) el
espesor de la corteza; y (3) el gradiente
geotérmico (Kusznir y Park, 1987; Burov y
Diament, 1995). En la actualidad, la mayoría
de los estudios asumen que la resistencia
litosférica está esencialmente controlada por
la fluencia de dislocación, a veces también
por las leyes de difusión y fluencia de Peierls
de materiales monominerales derivados de
datos experimentales (p. Ej.Kirby, 1980;
Kohlstedt y col., 1995; Kusznir y Park, 1987;
Tesauro et al., 2012). Estos estudios predicen
que, bajo un gradiente geotérmico bajo a
moderado, la capa más fuerte de la litosfera
es el manto superior, lo cual es consistente
con la persistencia de cadenas montañosas en
escalas de tiempo geológico (Burov y Watts,
2006). Sin embargo,Maggi y col. (2000)notó
que la sismicidad litosférica se limita en gran
medida a las capas de la corteza, mientras que
el manto superior es esencialmente asísmico.
Concluyeron que, al menos en algunos
lugares, la corteza inferior es más fuerte que
el manto superior. 4.4. Perspectivas
geológicas
La etapa de formación de cuello es una fase
transitoria de la evolución de la grieta.
Debido a que está fuera de equilibrio tanto
desde una perspectiva térmica como
isostática, no se conserva en la arquitectura
de margen final. Los mejores conocimientos
que tenemos sobre la etapa de estrechamiento
del rifting surgen del registro sedimentario y
las discordancias erosivas observadas en la
actualidad y los márgenes de los fósiles
divididos. Sin embargo, debido a la falta de
un registro geológico continuo de los
sedimentos y / o la datación precisa de los
depósitos sedimentarios en los márgenes de
aguas profundas, actualmente es imposible
una comparación completa entre la evolución
topográfica de nuestros modelos y los
márgenes con fisuras naturales. Nuestros
modelos
proporcionan
una
primera
cuantificación de las posibles evoluciones
topográficas y térmicas durante la fase de
25
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
formación de cuellos, que deben compararse
con la evolución de ejemplos naturales
calibrados. Este paso no es sencillo porque
los márgenes estriados con buena imagen
sísmica de los cuales el dominio distal está
calibrado con perforaciones son raros o los
datos son de propiedad exclusiva. En esta
etapa, solo podemos discutir las similitudes
primarias entre nuestros modelos y los
sistemas de grietas naturales.
Los modelos en los que la corteza y el
manto están desacoplados mecánicamente
predicen una evolución topográfica compleja
y eventos de calentamiento y enfriamiento
durante la fase de formación de cuellos, en
consonancia con la creciente evidencia de los
estudios de campo y los datos de los pozos de
perforación. De hecho, la existencia de
características erosivas locales en los
márgenes distales de fisura y / o el registro de
un evento de calentamiento en la base de la
corteza durante la fisuración sugiere que los
sistemas de fisura no necesariamente
experimentan un hundimiento inmediato y
progresivo (Esedo et al., 2012), ni solo
enfriamiento progresivo post-extensional (p.
ej. Smye y Stockli, 2014; Hart y col., 2017),
a la inversa de lo que predice el modelo DUT
(McKenzie, 1978).
Los modelos W4 y W5 predicen que la
piedra angular permanecerá a menos de 200300
m
de
profundidad
durante
aproximadamente la mitad de la fase de
formación de cuello (Figura A.15). Este
resultado puede compararse con la evolución
del margen ibérico, cuyo dominio distal
parece haber permanecido a poca
profundidad (dentro de la zona fótica)
durante las primeras etapas de la fase de
formación de cuellos en la época TithonianBerriasian (ca. 145 Ma;Boillot y col., 1988;
Mohn y col., 2014, comparar Figura 1by
gráfico III en Figura 14). Esta hipótesis aún
no se ha probado con datos estratigráficos
calibrados.
Los modelos D6, D5 + Fertilización y D5
+ Ablandamiento pueden explicar la
existencia de discordancias erosivas sin-rift
en las partes distales de los sistemas de rift,
ya que parte de su piedra angular inicial
emerge transitoriamente después de una fase
inicial de hundimiento (Figura 11c y d). Esta
evolución se puede comparar con la de la
unidad de Briançonnais durante la fase de
formación del cuello del Jurásico Temprano
de la antigua Tetis alpina. La unidad
Briançonnais, que se caracteriza por karsts
del Jurásico Temprano (p. Ej.Claudel y
Dumont, 1999), se interpreta que se formó
inicialmente como una piedra angular y pasó
a formar parte del margen europeo distal en
el momento de la ruptura (Lavier y
Manatschal, 2006).
La evolución de los Modelos D6, D5 +
Fertilización y D5 + Ablandamiento también
se puede comparar con la de la bisagra
exterior de la Cuenca de Campos frente a la
costa del margen brasileño, donde se mapeó
la discordancia erosiva de unas pocas
decenas de kilómetros de ancho a lo largo de
120 km a lo largo del rumbo (p. Ej. Lewis et
al., 2014). El hecho de que la región
erosionada sea lineal, de ancho relativamente
constante y subparalela a la línea costera
sugiere que su origen es estructural /
tectónico más que térmico.Lewis y col.
(2014)interpretó la discordancia como sinrift. Uno de los escenarios para su formación
26
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
fue que parte de la bisagra exterior
experimentó una elevación y emersión
transitorias durante el Aptiano, después de lo
cual toda la bisagra exterior se hundió.
Rechazaron este escenario porque no
pudieron encontrar un proceso geológico que
contabilizara ca. 1 km de levantamiento local
seguido de 2-3 km de hundimiento en el lapso
de 13 My. Suponiendo que los Modelos D5 +
Fertilización y D5 + Ablandamiento explican
este comportamiento, la elevación transitoria
de la bisagra exterior estaría relacionada con
el ajuste isostático de una piedra angular
anterior después del estrechamiento del
manto superior.
Debido a la falta de acceso a los niveles
inferiores de la corteza, la evolución térmica
profunda de las cuencas de rift y los sistemas
de rift hiperextendido es poco conocida. La
única información directa proviene de
sistemas fósiles de grietas hiperextendidas
ahora expuestos en los orógenos pirenaicos y
alpinos en Europa occidental. Los datos
termocronológicos de estos sistemas indican
eventos de calentamiento intenso durante la
fase de formación de cuellos de la grieta
(Smye y Stockli, 2014; Seymour et al., 2016;
Hart y col., 2017). Sobre la base de los altos
gradientes geotérmicos al final de la fase de
formación de cuellos, sugerimos que los
sistemas de rift pirenaico y alpino se
desarrollaron dentro de una litosfera donde la
corteza y el manto se desacoplaron
mecánicamente, lo que permitió el
estrangulamiento asincrónico del manto
superior primero y luego la corteza. En los
Pirineos, la presencia generalizada de una sal
anterior al rift promovió aún más el
desacoplamiento mecánico intra-cortical
durante el rifting (Duretz et al., 2020).
Según los resultados de nuestro modelo, el
flujo de calor superficial podría usarse como
un proxy para localizar regiones de corteza
adelgazada. En particular, dos regiones de
flujo de calor superficial superior al
promedio separadas por unas pocas decenas
de kilómetros pueden resaltar los límites de
una piedra angular de la corteza antes de un
adelgazamiento significativo de la corteza.
5.
Conclusión
Realizamos un análisis sistemático con un
modelo termomecánico de alta resolución
para cuantificar el impacto de la reología de
la litosfera en las evoluciones topográficas y
térmicas durante la fase de estrechamiento de
los sistemas extensionales (es decir, hasta que
la corteza se adelgaza a 10 km). Nuestros
resultados confirman que la reología de la
litosfera tiene un control importante sobre la
evolución de la topografía. Argumentamos
que este control surge de: (1) la eficiencia del
desacoplamiento mecánico entre la corteza y
el manto y, por lo tanto, el retraso entre el
estrechamiento de la corteza y el manto; (2)
la profundidad de los niveles de
estrechamiento y, por tanto, la amplitud del
hundimiento inicial y el rebote isostático
posterior; y (3) la resistencia a la flexión de
la litosfera y, por tanto, la regionalidad y
eficiencia de la compensación isostática.
Cuando el manto es fuerte y la corteza de
débil a moderadamente fuerte, La extensión
de la litosfera da como resultado la formación
de varias alturas y subcuencas dentro de la
cuenca principal del rift. Esta arquitectura
difiere significativamente de la visión
27
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
tradicional de que, en ausencia de varias
estructuras heredadas débiles, la extensión de
la litosfera produce una sola cuenca que se
hunde progresivamente. Las altas y bajas
adyacentes se caracterizan generalmente por
velocidades verticales positivas y negativas,
respectivamente.
Estos
movimientos
diferenciales de elevación y hundimiento
pueden ocurrir solo en una región de unas
pocas decenas de kilómetros. Las altas y
bajas
adyacentes
se
caracterizan
generalmente por velocidades verticales
positivas y negativas, respectivamente. Estos
movimientos diferenciales de elevación y
hundimiento pueden ocurrir solo en una
región de unas pocas decenas de kilómetros.
Las altas y bajas adyacentes se caracterizan
generalmente por velocidades verticales
positivas y negativas, respectivamente. Estos
movimientos diferenciales de levantamiento
y hundimiento pueden ocurrir solo en una
región de unas pocas decenas de kilómetros.
La creación de espacio de alojamiento está
controlada
principalmente
por
el
hundimiento (vertical) durante las primeras
etapas del rifting. Al final de la fase de
estrechamiento, la creación de espacio de
alojamiento es causada en gran parte por la
extensión horizontal como resultado de la
localización de una intensa deformación en el
centro de la grieta. Nuestros modelos
muestran que se crea una cantidad
comparable de espacio de alojamiento y área
emergida durante la fase de estrechamiento
del rifting. Concluimos que durante la fase de
estrechamiento de la fisura, la elevación y la
emersión son procesos tan comunes como lo
es el hundimiento. Por lo tanto, el
hundimiento no es la respuesta topográfica
dominante al rifting, como lo implican los
modelos simples de adelgazamiento. La
reología de la litosfera controla la magnitud y
la distribución espacio-temporal de la
elevación y la emersión durante el
estrechamiento, que cuantificamos en detalle
en nuestro estudio.
La eficiencia del desacoplamiento
mecánico entre la corteza y el manto controla
también el gradiente geotérmico en el centro
de la grieta al final de la fase de formación de
cuellos. Cuando la corteza se desacopla
mecánicamente del manto superior, el
estrechamiento más temprano del manto
superior desencadena el inicio de una
afloramiento de astenosfera debajo de una
corteza en gran parte sin adelgazar, lo que da
como resultado un gradiente geotérmico
particularmente alto en el centro de la grieta.
En este caso, la fusión parcial y la
consiguiente fertilización del manto
litosférico subcontinental por impregnación
por fusión es probable y puede conducir a un
aumento de la elevación de futuras partes
distales de los márgenes rotos.
Declaración de intereses en competencia
Los autores declaran que no tienen
intereses económicos en competencia o
relaciones personales conocidas que puedan
haber influido en el trabajo informado en este
documento.
Reconocimiento
Esta investigación se realizó en el marco
del consorcio Margins 5, que involucra a BP,
BHP, CNOOC UK Limited,
28
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
Conocophillips, Econor, Ecopetrol, HESS,
Petrobras, Repsol, Shell, Total, ION, CGG.
Agradecemos a Nick Kusznir por las útiles
discusiones sobre este manuscrito.
29
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
Apéndice A. Resultados del modelo complementario
Figura A.15. Paneles superiores: superficie (curva magenta), basamento superior y topografía
Moho (curvas negras) al final de la fase de formación de nudos (es decir, cuando la corteza se
adelgaza a 10 km). El espacio entre las curvas magenta y del basamento superior representa
los sedimentos. La línea azul horizontal corresponde a la isóbata 0 km. Las isotermas de 500
∘C (y en algunos paneles las de 1300 ∘C) se representan en rojo. Paneles inferiores: evolución
de la topografía de la superficie con el tiempo a lo largo del modelo. (Para la interpretación
16
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
de las referencias al color en la leyenda de esta figura, se remite al lector a la versión web de
este artículo).
Figura A.16. a) Evolución del espacio total de alojamiento yb) Área total emergida con el
tiempo a lo largo de todos los modelos. El espacio de alojamiento y el área emergida se
corrigen a partir de la topografía inicial del modelo, de modo que los gráficos muestran cuánto
espacio de alojamiento adicional y área emergida se crean con el tiempo.
17
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
Figura A.17. Paneles superiores: diferencia entre la temperatura inicial y final dentro del
modelo al final de la fase de formación de cuello; La diferencia de temperatura explica la
difusión, producción y advección de calor. Las líneas verdes representan el Moho y el límite
inicial litosfera-astenosfera. Paneles inferiores: temperatura del modelo al final de la fase de
formación de cuello; las líneas cian representan el sótano superior, Moho y el límite inicial
litosfera-astenosfera; Las líneas azul oscuro representan las isotermas del modelo
seleccionado. Las flechas en los recuadros de los Modelos D3-D6 y W3-W6 indican el trozo
18
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
de manto que mantiene una temperatura elevada con respecto a su estado inicial. (Para la
interpretación de las referencias al color en la leyenda de esta figura, se remite al lector a la
versión web de este artículo).
19
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
20
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
Figura A.18. a – l: Flujo de calor superficial con el tiempo a lo largo de los diferentes modelos.
Las curvas de nivel representan isopacas de espesor de la corteza: 15 km (negro), 20 km
(magenta) y 25 km (amarillo).
Figura A.19. Paneles superiores: superficie (curva magenta), basamento superior y topografía
Moho (curvas negras) al final de la fase de formación de nudos (es decir, cuando la corteza se
adelgaza a 10 km). El espacio entre las curvas magenta y del basamento superior representa
21
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
los sedimentos. La línea azul horizontal corresponde a la isóbata 0 km. Las isotermas de 500
∘C (y en algunos paneles las de 1300 ∘C) se representan en rojo. Paneles inferiores: evolución
de la topografía de la superficie con el tiempo a lo largo del modelo. Cepa suave .: Cepa
suavizante. (Para la interpretación de las referencias al color en la leyenda de esta figura, se
remite al lector a la versión web de este artículo).
Figura A.20. Paneles superiores: diferencia entre la temperatura inicial y final dentro del
modelo al final de la fase de formación de cuello; La diferencia de temperatura explica la
difusión, producción y advección de calor. Las líneas verdes representan el Moho y el límite
inicial litosfera-astenosfera. Paneles inferiores: temperatura del modelo al final de la fase de
formación de cuello; las líneas cian representan el sótano superior, Moho y el límite inicial
litosfera-astenosfera; Las líneas azul oscuro representan las isotermas del modelo
seleccionado. Cepa suave .: Cepa suavizante. (Para la interpretación de las referencias al color
en la leyenda de esta figura, se remite al lector a la versión web de este artículo).
22
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
Figura A.21. a – l: Flujo de calor superficial con el tiempo a lo largo de los diferentes modelos.
Las curvas de nivel representan isopacas de espesor de la corteza: 15 km (negro), 20 km
(magenta) y
23
Tectonofísica 786 (2020) 228472
P. Chenin y col.
25 km (azul). Cepa suave .: Cepa suavizante.
24