Un margine passivo è la transizione tra la litosfera oceanica e quella continentale che non è il margine attivo di una placca. È costruito dalla sedimentazione su un antico rift, ora segnato dalla litosfera transizionale. Il rifting continentale crea nuovi bacini oceanici. Alla fine il rift continentale forma una dorsale oceanica e il luogo dell'estensione si allontana dal margine continente-oceano. La transizione tra la litosfera continentale e quella oceanica che era stata creata originariamente dal rifting è nota come margine passivo.
Distribuzione globale I margini passivi si trovano presso ogni oceano e confine continentale che non sia segnato come una faglia trascorrente o una zona di subduzione. I margini passivi definiscono la regione intorno all'Oceano Atlantico, al Mar Glaciale Artico e all'Oceano Indiano occidentale nonché le intere coste dell'Africa, della Groenlandia, dell'India e dell'Australia. Essi si trovano anche sulla costa orientale del Nord America e del Sud America, nell'Europa occidentale e nella maggior parte dell'Antartide. Anche l'Asia orientale contiene alcuni margini passivi.
Componenti essenziali
Margini attivi e passivi Questa distinzione riguarda il fatto se un confine crostale tra litosfera oceanica e continentale sia o no anche il confine tra due placche tettoniche. I margini attivi si trovano sul bordo di un continente dove avviene la subduzione. Essi sono spesso segnati da sollevamenti e da cinture montuose vulcaniche sulla placca continentale. Meno spesso vi è una faglia trascorrente, come quella che definisce la linea costiera meridionale dell'Africa occidentale. La maggior parte del margine dell'Oceano Indiano orientale e quasi tutto quello dell'Oceano Pacifico sono esempi di margini attivi. Sebbene una saldatura tra litosfera oceanica e continentale sia chiamata margine passivo, non si tratta di un margine inattivo. Subsidenza attiva, sedimentazione, fagliamento di crescita, formazione di fluidi nei pori e migrazione sono tutti processi attivi che hanno luogo sui margini passivi. Questi ultimi quindi sono "passivi" solo in quanto non sono confini tra placche attive.
Morfologia I margini passivi consistono sia di terne piana costiera sulla terraferma-pendio-scarpata sia di terne piattaforma continentale in mare aperto-pendio-scarpata. Le piane costiere sono spesso dominate da processi fluviali, mentre la piattaforma continentale è dominata da processi di correnti deltizie e litorali. I grandi fiumi (Rio delle Amazzoni. Orinoco, Congo, Nilo, Gange, Fiume Giallo, Fiume Azzurro e Mackenzie) drenano attraverso i margini passivi. Gli estuari estesi sono comuni sui margini passivi maturi. Sebbene vi siano molti tipi di margini passivi, le morfologie della maggior parte dei margini passivi sono notevolmente simili. Tipicamente sono costituiti da una piattaforma continentale, un pendio continentale, una scarpata continentale e una piana abissale. Le espressioni morfologiche di queste caratteristiche sono definite in gran parte dalla sottostante crosta transizionale e dalla sedimentazione sopra di essa. I margini passivi definiti da un grande bilancio sedimentario fluviale e quelli dominati dal corallo e da altri processi biogeni generalmente hanno una morfologia simile. Inoltre, la rottura della piattaforma sembra segnare il punto massimo di bassa marea del Neogene, definito dai massimi glaciali. La piattaforma e il pendio continentali esterni possono essere tagliati da grandi canyon sottomarini, che segnano la continuazione in mare aperto dei fiumi. Ad alte latitudini e durante le glaciazioni, la morfologia sottocosta dei margini passivi può riflettere processi glaciali, come i fiordi della Norvegia e della Groenlandia.
Sezione trasversale
Le caratteristiche principali dei margini passivi giacciono sotto i caratteri esterni. Al di sotto dei margini passivi la transizione tra la crosta continentale ed oceanica è un'ampia transizione conosciuta come crosta transizionale. La crosta continentale subdotta è segnata da faglie normali che si immergono verso il mare. La crosta fagliata transita nella crosta oceanica e può essere sepolta profondamente a causa della subsidenza termica e della massa di sedimento che si raccoglie sopra di essa. La litosfera al di sotto dei margini passivi è nota come litosfera. La litosfera si assottiglia verso il mare mentre transita verso il mare stesso fino alla crosta oceanica. Si formano diversi tipi di crosta transizionale, a seconda di quanto velocemente avviene il rifting e di quanto caldo era il mantello sottostante al tempo del rifting. I margini passivi vulcanici rappresentano un tipo di crosta transizionale di membro finale, l'altro tipo di membro finale (amagmatico) è il margine passivo segnato da rift. I margini passivi vulcanici sono anch'essi segnati da numerosi dicchi e intrusioni ignee all'interno della crosta continentale subdotta. Ci sono tipicamente molti dicchi formati perpendicolarmente ai flussi di lava e ai filoni-strato che si immergono verso il mare. Le intrusioni ignee all'interno della crosta possono causare flussi di lava lungo la cima della crosta continentale subdotta e formano riflettori che si immergono verso il mare.
Meccanismo di subsidenza I margini passivi sono caratterizzati da spessi accumuli di sedimenti. Lo spazio per questi sedimenti è chiamato accomodamento ed è dovuto in particolare alla subsidenza della crosta transizionale. La subsidenza è causata in definitiva dall'equilibrio gravitazionale che si stabilisce fra i tratti crostali, noto come isostasia. L'isostasia controlla il sollevamento del fianco del rift e la successiva subsidenza del margine passivo in evoluzione e si riflette per la maggior parte nei cambiamenti della trasmissione di calore. La trasmissione di calore presso i margini passivi cambia significativamente nell'arco della loro vita, alta all'inizio e decrescente con l'età. Nello stadio iniziale, la crosta continentale e la litosfera si allunga e assottiglia a causa del movimento delle placche (tettonica delle placche) e dell'associata attività ignea. La sottilissima litosfera sotto il rift permette al mantello in risalita di fondere per decompressione. L'assottigliamento litosferico permette anche all'astenosfera di salire più vicino alla superficie, riscaldando la litosfera sovrastante per conduzione e avvezione di calore mediante dicchi intrusivi. Il riscaldamento riduce la densità della litosfera e solleva la crosta e la litosfera inferiore. In aggiunta, pennacchi del mantello (mantle plumes) possono riscaldare la litosfera e causare una prodigiosa attività ignea. Una volta che si forma una dorsale oceanica e comincia l'espansione del fondale oceanico, il sito originario del rifting è separato in margini passivi coniugati (ad esempio, il margine statunitense orientale e quello africano nordoccidentale erano parti dello stesso rift nel primo periodo Mesozoico e ora sono margini coniugati) e migra lontano dalla zona di risalita del mantello, mentre comincia il riscaldamento e il raffreddamento. La litosfera del mantello al di sotto della transizione oceanica continentale assottigliata e fagliata si raffredda, si assottiglia, aumenta di densità e comincia così a sprofondare. L'accumulo di sedimenti sopra la crosta e la litosfera transizionale in subsidenza abbassa ulteriormente la crosta transizionale.
Classificazione dei margini passivi Ci sono quattro diversi aspetti in base ai quali classificare i margini passivi: la geometria della formazione vista sulla mappa (con rift, con taglio e transtensionale), la natura della crosta transizionale (vulcanica e non vulcanica), se la crosta transizionale rappresenta un cambiamento continuo dalla crosta continentale normale a quella oceanica normale o se questa include rift isolati o blocchi continentali incagliati (semplici e complessi), e la sedimentazione (dominata dai carbonati, dominata dai clasti o povera di sedimenti).
Il primo aspetto descrive la relazione tra l'orientamento del rift e il moto delle placche, il secondo descrive la natura della crosta transizionale e il terzo descrive la sedimentazione post rift. Tutti e tre gli aspetti devono essere considerati nel descrivere un margine passivo. Infatti, i margini passivi sono estremamente lunghi e variano per la loro lunghezza rispetto alla geometria del rift, alla natura della crosta transizionale e al rifornimento del sedimento; è più appropriato suddividere i singoli margini passivi in segmenti su questa base e applicare la triplice classificazione a ciascun segmento.
Geometria dei margini passivi
Margine con rift Questo è il modo tipico in cui si formano i margini passivi, quando i tratti continentali separati si muovono perpendicolarmente alla linea costiera. Così si aprì l'Atlantico Centrale, a cominciare dal periodo giurassico. Il fagliamento tende ad essere listrico: faglie normali che si appiattiscono con la profondità.
Margine con taglio I margini con taglio si formano dove la frattura continentale era associata a faglie trascorrenti. Un buon esempio di questo tipo di margine si trova sulla costa il volto sud dell'Africa occidentale. I margini con il taglio sono estremamente complessi e tendono ad essere piuttosto stretti. Essi differiscono anche dai margini passivi con il rift nello stile strutturale e nell'evoluzione termica durante la frattura continentale. Quando l'asse di espansione del fondo marino si muove lungo il margine, il sollevamento termico produce una dorsale. Questa dorsale intrappola i sedimenti, consentendo in tal modo l'accumulo di spesse sequenze. Questi tipi di margini passivi sono meno vulcanici.
Margine transtensionale Questo tipo di margine passivo si sviluppa dove il rifting è obliquo rispetto alla linea costiera, come sta ora avvenendo nel Golfo di California.
Natura della crosta transizionale La crosta transizionale, che separa le vere croste oceanica e continentale, è il fondamento di qualunque margine passivo. Questo si forma durante lo stadio di rifting e consiste di due endomembri: vulcanico e non vulcanico. Questo schema di classificazione si applica solo al margine con rift e transtensionale; della crosta transizionale dei margini con taglio si sa molto poco.
Margine con rift non vulcanico I margini non vulcanici si formano quando l'estensione è accompagnata da una fusione del mantello e da un vulcanismo di modeste dimensioni. La crosta transizionale non vulcanica consiste di crosta continentale allungata e assottigliata. I margini non vulcanici sono caratterizzati tipicamente riflettori sismici inclinati verso il continente (blocchi crostali ruotati e sedimenti associati) e basse velocità delle onde P (< 7,0 km/s) nella parte inferiore della crosta transizionale.
Margine con rift vulcanico I margini vulcanici formano parte di grandi province ignee, che sono caratterizzate da massicce messe in posto di rocce mafiche estrusive ed intrusive lungo brevissimi periodo di tempo. I margini vulcanici si formano quando il rifting è accompagnato da una significativa fusione del mantello, con vulcanismo che si verifica prima e/o durante la rottura continentale. La crosta transizionale dei margini vulcanici è composta di rocce ignee basaltiche, comprese colate di lava, filoni-strato, dicchi e gabbri.
I margini vulcanici di solito sono distinti dai margini non vulcanici (o poveri di magma) (ad es. il margine iberico, il margine di Terranova) che non contengono grandi quantità di rocce estrusive e/o intrusive e possono esibire caratteristiche crostali come il mantello senza tetto e serpentinizzato. È noto che i margini vulcanici differiscono dai margini poveri di magma in molti modi: una crosta transizionale composta di rocce ignee basaltiche, comprese, come già indicato, colate di lava, filoni-strato, dicchi e gabbri.