I margini continentali passivi (margini di tipo Atlantico) corrispondono a regioni caratterizzate da potenti successioni, costituenti prismi sedimentari che si ispessiscono verso l’oceano, e da una sottostante litosfera continentale fagliata in horst e graben (semigraben con  depositi di syn-rift) e progressivamente assottigliata Un margine passivo rappresenta una fase successiva al sistema di rift continentale e si forma immediatamente dopo la creazione di crosta oceanica dal centro di espansione (dorsali oceaniche).

Fig. 91

Fig. 92 Profilo sismico e corrispondente line drawing del profilo sismico CROP M3, che attraversa il margine continentale maltese-ibleo. Nota il progressivo assottigliamento della crosta continentale verso est. 1) top del basamento cristallino; 2) discontinuità della Moho.

Fig. 93: Sezione geologica semplificata dalla piattaforma ibleo-maltese alla piana abissale ionica.

Fig. 94

Fig. 95 -Golfo di Biscaglia settentrionale. Il basamento acustico (B) è costituito da rocce sedimentarie stratificate del Mesozoico inferiore. Questi strati vennero fagliati e ruotati  durante la fase di rifting del cretaceo inferiore. La scala verticale è in secondi. Unità 1 A: Quaternario-Pliocene sup. Unità 1 B: Pliocene-Miocene inf. Unità 2: Miocene-Paleocene sup. Unità 3: Maastrichtiano-Campaniano. Unità 4: Albiano sup.-Aptiano sup.

Evoluzione di margini continentali passivi

La crosta resta sottile in permanenza anche dopo la scomparsa della perturbazione termica. Calcoli basati su un sistema compensato isostaticamente dimostrano che la subsidenza avviene soltanto per spessori crostali che inizialmente superavano i 18 km. L¡¯ammontare della subsidenza e i1 flusso termico dipendono esclusivamente dall¡¯ammontare dello stiramento. La Figura 28a illustra il rapporto tra subsidenza e radice quadrata del tempo (¦Â = ¡Þ corrisponde alla rottura completa della litosfera continentale e alla formazione di litosfera oceanica). Si pu¨° convertire la subsidenza in spessore del sedimento usando un modello dell¡¯equilibrio isostatico flessurale o di Airy. Occorre, per¨°, conoscere la densit¨¤ e il grado di compattazione del sedimento per poter eseguire questi calcoli separatamente per ogni bacino. Si pu¨° poi confrontare la storia della subsidenza di un bacino, ottenuta per lo pi¨´ dai sondaggi petroliferi, col modello di un evento di stiramento di velocit¨¤ e durata date (Jarvis e McKenzie, 1980).

Fig. 97 - Assottigliamento crostale e formazione..   Assottigliamento crostale e subsidenza .   Rifting, distensione

di  faglie listriche                                                                                                                       e resistenze

Figura 97b -Modello di subsidenza che combina meccanismi di sforzo e termici. (a) Al tempo t = O un blocco di crosta si estende di un fattore ¦Â, causando subsidenza; (b) astenosfera calda sale a sostituire la litosfera assottigliata; (c) ulteriore subsidenza quando la perturbazione termica cessa e la litosfera si ispessisce (ridisegnato da McKenzie 1978, con permesso di riproduzione della Elsevier).

Figura 98: Subsidenza in funzione della radice quadrata del tempo, per il modello presentato nella Figura rappresentata in relazione sia alla profondit¨¤ dell¡¯acqua sia allo spessore dei sedimenti (ridisegnato da McKenzie, 1978, con permesso di riproduzione della Elsevier).

                                     Fig. 99                                                          Fig. 100

Fig. 101: Margini Atlantici degli Stati Uniti (Baltimora Canyon). Nella sezione sismica i riflettori divergenti verso l’oceano (in basso a sinistra) sono da collegare ad una fase di separazione. La potente sezione giurassica è in parte dovuta alla subsidenza seguita al raffreddanebto litosferico dopo la fase di separazione. Il pozzo Cost B3 è collocato sul fianco occidentale di una struttura che appare più evidente sul profilo sismico ingrandito in basso.

Modello di un margine continentale ibrido

Fig. 102

Modelli di evoluzione di margini continentali passivi

Evoluzione di margini passivi. Il modello di sinistra coinvolge vulcanesimo all’interno di una ristretta zona; a questa fase segue la costruzione di una dorsale precoce, subsidenza post rift ed espandimento oceanico. Il modello di destra coinvolge una iniziale intrusione di rocce vulcaniche molto più diffuso cui segue il “salto” dell’asse di espansione e vulcanismo.

Fig. A

 

Fig. B

Fig. C

Fig. D