|   | 

INVESTIGACION ACERCA DEL RIFT AFRICANO

INTRODUCCIÓN

Las zonas de rift, o simplemente rift, son zonas de la corteza terrestre en las que aparecen fisuras y fallas como consecuencia de la divergencia de dos placas tectónicas. Son zonas de actividad magmática y sísmica frecuente y en ellas es típica la aparición de fisuras volcánicas y fosas tectónicas. Se localizan en los llamados límites constructivos, que son los límites entre dos placas tectónicas que se separan y por dónde se va formando nueva corteza a partir del magma que asciende desde el manto. Por ejemplo, las dorsales oceánicas o los rift continentales.

Los rift comienzan a formarse con una distensión linear de la parte superior de la litosfera. Esta divergencia produce una serie de fallas en principio inconexas que dejan cuencas separadas entre sí. A medida que el rift evoluciona, algunas fallas crecen y pueden unirse con otras formando grandes valles y depresiones.

La corteza terrestre se va haciendo cada vez más delgada y la zona de transición entre la corteza y el manto (Discontinuidad de Mohorovičić o Moho) queda cada vez más próxima a la superficie. Finalmente, las fuerzas de distensión y el empuje del magma desde el manto rompen la corteza produciendo un gran número de fisuras y grietas a través de la cuáles sale magma. El magmatismo de estas zonas representa aproximadamente el 80% de toda la actividad magmática de la superficie terrestre.

Las zonas de rift pueden aparecer también en tierra firme en zonas en las que se está creando una nueva separación tectónica. Estas zonas son llamadas rift continentales y el mejor ejemplo es el Gran Valle del Rift, en África Oriental. Las fuerzas divergentes a lo largo de esta nueva zona de separación hacen que la tierra se hunda formando un gran valle, las llamadas fosas tectónicas, cada vez más profundo entre dos cordilleras montañosas. A lo largo de esta zona aparecen puntos calientes y fisuras volcánicas por dónde fluye magma desde el manto. Con el paso del tiempo, el valle llegará a estar por debajo del nivel del mar y comenzará a entrar agua oceánica y un nuevo océano comenzará a formarse.

PÁGINA 1

QUÉ ES EL GRAN VALLE DEL RIFT AFRICANO/RIFT DEL ESTE AFRICANO

El Rift del Este Africano es uno de las grandes características tectónicas de Africa. Ocasionado por fracturas en la corteza terrestre. Este rift es, tradicionalmente, interpretado como compuesto por dos segmentos distintos: uno más viejo, volcánicamente activo, la Rama Este, y uno más joven, con menos actividad volcánica, la Rama Oeste.

Fotografía de la Rama Este de el Rift 1

En un lado del rift yace la Placa Tectónica conocida como Nubia (o Africana), la cual incluye la corteza continental más vieja de África. La Placa Somalia – La cual se mueve lejos en otra dirección- yace al otro lado e incluye el “Cuerno de África”.

El Gran Valle del Rift Africano es una fractura geológica cuya extensión es de 4830 km desde el norte del continente africano hasta el sur del mismo. El término de “Rift Africano” es usado comúnmente para referirse solamente a la parte ubicada dentro de la placa africana, aunque también se ubica en el mar Rojo y el rio Jordán. Su formación comenzó hace varios millones de años en el sureste de África y continúa creciendo en la actualidad. Se dice que actualmente éste se encuentra en la 2° fase del “Ciclo de Wilson”, es decir, es una fractura geológica que con el paso del tiempo se convertirá en una cuenca oceánica, y de ser así, eventualmente se fracturará en dos continentes distintos.

PÁGINA 2

Su origen de produce debido a la separación de las placas tectónicas en expansión en la corteza terrestre por procesos divergentes a lo largo del propio rift, siendo este un borde divergente. La zona rocosa central del rift se fragmenta y se derrumba con el paso del tiempo, dando origen a fallas normales en las que los bloques rocosos ejercen deslizamientos. Estos movimientos pueden llegar a originar las llamadas fosas tectónicas o “graben”.

Este rift es uno de los mejores desarrollados actualmente, es conocido también como la “Región de Los Grandes Lagos”, los cuales ocupan precisamente el fondo de los grabens. Son zonas con gran sismicidad y que están limitadas por grandes fallas a ambos lados. Los sedimentos que se encuentran allí son, naturalmente, continentales, y las rocas volcánicas son muy frecuentes. El vulcanismo es bimodal, es decir, se compone de dos tipos principales de rocas: ácidas y básicas.

Las zonas de rift continentales son áreas de extensión litosférica localizadas y caracterizadas por una depresión central, flancos levantados y adelgazamiento cortical. Con esta estructura generalmente se asocia un alto flujo de calor, amplias zonas de levantamiento regional y magmatismo. Los rifts tienen, mayormente, pocas decenas de kilómetros de ando, y decenas a centenas de kilómetros de largo. El origen de los rift, en general, se deben a distintos factores, tales como colisiones continente-continente o cuencas de retro-arco relacionadas a subducción, aunque generalmente todas originan procesos de fusión en el manto subyacente en respuesta a tectónica distensiva.

PÁGINA 3

UBICACIÓN GEOGRÁFICA Y GEOTECTÓNICA

Esta fractura se encuentra ubicada dentro de la Placa Africana, una placa tectónica continental que cubre el continente africano y que se extiende hacia el oeste.

Placas Tectónicas y sus Límites 1

Todos los límites de la Placa Africana son muy divergentes, excepto el que tiene con la Placa Euroasíatica, hacia el norte. Esta placa abarca varios bloques continentales estable de rocas viejas, siendo estos el Kalahari, Congo y Sáhara, y el bloque africano del oeste. La Placa Sudamericana y la Placa Africana forman una zona de divergencia, es decir, se están alejando unas de otras.

Actualmente, varios textos científicos explicitan que la Placa Africana se fracturará por completo dando, eventualmente, origen a dos placas; la Placa Nubia, y la Placa Somalí. El movimiento de la Placa Africana es hacia el Norte, a unos 2.15 centímetros cada año, lo cual la llevará a unirse al extremo sur de España, en aproximadamente de 650,000 años.

PÁGINA 4

Placas Tectónicas del Rift Africano 1

En la imagen superior se puede observar la Placa Africana, así como la Placa Somalí y la Placa Arábiga. Se puede observar también el Mar Rojo, el Golfo de Adén así como algunos de los lagos que conforman el llamado “Gran Valle”.

PÁGINA 5

CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS

Los valles del rift son un sistema de fallas normales que bordean una amplia zona, canalizándose hacia el Norte, hacia la región de Afar.

Patrón de Fallas al Norte de Kenía 1

Patrón de Fallas al Sur de Kenia 1

En Yibuti y Etiopía son conocidos por ocurrir episodios volcánicos y de “rifting”, que implican magmatismo y ampliación de sistemas volcánicos discretos. Ellos son controlados por procesos de “rifting”: El esfuerzo se acumula por largos periodos de tiempo (siglos) hasta un límite de ruptura. Las zonas débiles se abren a lo largo de fallas pre-existentes y el basalto se introduce en ellos a profundidad.

PÁGINA 6

Pueden producirse erupciones de fisura dependiendo del suministro de magma. Las calderas centrales de las grietas son sustentadas por cámaras magmáticas de la corteza durante algunas etapas de sus periodos activos. Entran en erupción de magma silícico cuando la sobrepresión rompe su techo- ya sea como grandes volúmenes piroclásticos o como domos y flujos de menor volumen.

La expansión se ralentiza de Norte a Sur desde 2.6cm/año en el Mar Rojo a cerca de 1cm/año en Afar, en el rift de Etiopía y 0.5mm/año combinado en los rifts del Este y Oeste através del domo de Kenia y disminuyendo gradualmente de allí hacia el Sur.

Hay una relación cercana entre “doming” (proceso de formación de un domo), “rifting” y magmatismo/vulcanismo alcalino. La figura muestra los volúmenes estimados involucrados en el rift del este.

Volumén estimado de vulcanismo 1

La primera aparición de las fases de desarrollo fue:

1) Temprano al Mioceno. Elevación temprana. Basaltos alcalinos.2) Mioceno superior. Proceso de formación de domo de

aproximadamente 300 m. Raiz del hundimiento futuro de los hombros del rift. Erupción de fisuras. Mas basaltos. Se apagan los volcanes del este del rift en Uganda.

PÁGINA 7

Volcanismo de Mioceno-Fallamiento Kenia 1

3) Plioceno. Proceso de formación de domo de aproximadamente 1400 m. Rifting principal. Fallamientos en graben. Vulcanismo basáltico.

Vulcanismo del Bajo-Medio Plioceno 1

PÁGINA 8

Plioceno Superior-Bajo Pleistoceno 1

4) Cuaternario. Fallamientos mayores en los grabens, calderas de volcanes y zonas axiales.

PÁGINA 9

Vulcanismo del Cuaternario 1

PÁGINA 10

ESTRATIGRAFÍA

Interpretacion Geologica-Vision General 1

PÁGINA 11

TECTÓNICA

Las primeras etapas de desarrollo del rift en el Este Africano fueron caracterizadas por una series de grabens fuertemente asimétricos, los cuales son típicamente de algunos 40-50 km de anchura y 60-120 km de longitud con una razón de apertura de 3mm/año. Las dimensiones de los graben son básicamente una función de la resistencia de la placa y refleja etapas tempranas de la extensión de un lugar de la litósfera. Hay distintas variaciones en la arquitectura del rift y la evolución tectónica, particularmente en el grado de participación del magma. En los sectores del rift con una mayor pronunciación de magmatismo, el rift parece dividirse en diferentes “brazos” o “ramificaciones” y los graben con un mayor grado de actividad magmática es elegida para la propagación del rift. Esta observación sugiere que el grado de actividad del magma tiene un efecto debilitante y facilita la propagación del rift.

Las fallas en las fronteras son muy largas, las medidas de profundidad de estas indica que estas cuencas alcanzaron su máxima longitud 100/120 km longitud, los segmentos de falla pueden romperse en eventos de terremoto. Los sistemas de fallas en los bordes asociados a una fuerte y gruesa litósfera y actividad magmática limitada parecer controlar la gran subsidencia en estos rifts.

Especialmente donde no hay actividad magmática relacionada, los sectores jóvenes del rift permiten rastrear las primeras aperturas en la historia del rift. Para el rift de Malawi, por ejemplo, se mostró que la dirección de apertura cambio del NE al SE, posiblemente como resultado de fuerzas de límites de placas asociadas con la apertura del Mar Rojo. Se ha especulado que esos cambios cinemáticos en escalas de tiempo de 108 - 107 años están asociados a periodos de inactividad tectónica y limitada actividad tectónica-magmática.

El rift de Kenia representa una etapa más avanzada de rifting en el rift del este Africano. Cambios en las direcciones de apertura son aún discernibles. El rift central de Kenia también guarda una temprana apertura que cambió de dirección cerca de 0.5 millones de años atrás. Del mismo modo, su geometría refleja las condiciones de inicio del rift. Sin embargo, la corteza terrestre que se extiende ha alcanzado ahora 10 km y los terremotos están restringidos a la corteza superior. El adelgazamiento de la corteza se ha convertido en un proceso multiple que incluye flujo dúctil horizontal in la corteza inferior que se extiende.

El rift de Kenia está registrando una etapa avanzadade ifting caracterizada por un flujo dúctil en la corteza inferior y el fundamental cambio de la geometría de un graben-medio a una etapa donde la actividad magmática y deformaciones son localizadas a lo largo del eje central del rift.

PÁGINA 12

PROCESOS MAGMATICOS

El sistema del Rift del Este Africano es notable debido a su considerable actividad volcánica, incluyendo erupciones de lava desde las fisuras a lo largo del rift en la región. Muchas de las fallas observadas en esta imagen

Fotografía de la Rama Este de el Rift 2

Cortan a través de tales lavas. En otras partes a lo largo del sistema, se forman volcanes individuales. Algunos de esos volcanes son muy grandes, incluyendo al Monte Kilimanjaro y el Monte Kenia. En esta imagen, un volcán (Lenderut) parece estar sobrepuesto en las fallas, indicando que es más joven que las fallas que cubre.

La fusión parcial en los entornos del rift es principalmente controlada por la temperatura y el contenido volátil de las astenósfera, así como el grado de descompresión, el cual depende de la geometría y razón de adelgazamiento litosférico. La fusión parcial puede por lo tanto ser, en parte, usada como representación del grado de madurez de un sector del rift. Los rift del este y oeste muestran remarcadas diferencias en su actividad ígnea y morfología. Actividad volcánica extensa ocurre únicamente en la parte este, el cual está rodeado por una extensa culminación regional, el domo de Kenia. La rama oeste tiene actividad volcánica intermitente y no está rpdeada por algún borde de placa regional, pero muestra grandes subsidencias.

PÁGINA 13

EVOLUCIÓN DEL RIFT

La secuencia vista en CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS representa una forma progresiva

1. Iniciando con la fusión del manto superior asociado con una elevación temprana

2. Extensa fusión parcial del manto superior e inferior que da lugar a fonolitas3. Fusión parcial generalizada de la corteza inferior debido a la disminución

del segmento del rift central dentro de la zona calentada produciendo efusiones de traquita.

La formación de fracturas del rift iniciaron el magmatismo, el volumen y composición de las rocas volcánicas. A razón de menos que 1mm/año hay o no muy poco vulcanismo. A razón de 1-10 mm/año basaltos alcalinos a medio-alcalinos aparecen acompañados por grandes volúmenes de sílices per alcalinos y razones de 1-2 cm/año tiene relación con grandes volúmenes de basaltos transicionales con sílices per alcalinos secundarios.

Las primeras erupciones de rocas en el ciclo, vistos en Etiopía y Kenia, fueron ampliamente basaltos alcalinos generados por fusiones a profundidades mayores que 35 km. Basaltos más saturados (transicionales entre alcalinas y toleíticas) seguidos en los rifts, generados a poca profundidad, a profundidad más superficial. Una nueva etapa, con separación a gran escala de los bloques continentales y magmatismo formando nueva corteza oceánica, ha sido alcanzado en el triángulo de Afar.

La secuencia de rocas ígneas relacionadas al desarrollo del rift fueron controladas por el incremento progresivo de geo-isotermas en la corteza.

Las fuentes geotermales de altas temperaturas son cercanamente relacionadas a los centros volcánicos. Esto guarda relación a cámaras magmáticas las cuales alimentan su producción de sílice volcánica.

PÁGINA 14

AULACÓGENOS O ZONAS DE RIFT FALLIDAS

Se conocen como zonas de rift fallidas a aquellas zonas de rift que no se sitúan entre dos placas de separación. Se originan en zonas de rift entre tres placas tectónicas, dos de ellas acaban formando un nuevo suelo oceánico en separación y la tercera termina formando la estructura conocida como “aulacógeno”, una fosa tectónica continteal.

PÁGINA 15