Levantamiento tectónico - Tectonic uplift

El levantamiento tectónico es el levantamiento geológico de la superficie de la Tierra que se atribuye a la tectónica de placas . Si bien la respuesta isostática es importante, un aumento en la elevación media de una región solo puede ocurrir en respuesta a procesos tectónicos de engrosamiento de la corteza (como eventos de formación de montañas ), cambios en la distribución de densidad de la corteza y el manto subyacente , y el soporte de flexión debido a la flexión de la litosfera rígida .

También deben considerarse los efectos de la denudación (procesos que desgastan la superficie terrestre). Dentro del alcance de este tema, el levantamiento se relaciona con la denudación en el sentido de que la denudación acerca las rocas enterradas a la superficie. Este proceso también puede redistribuir grandes cargas de una región elevada a un área topográficamente más baja, promoviendo así una respuesta isostática en la región de denudación (que puede causar levantamiento local del lecho rocoso). Los geólogos pueden estimar el momento, la magnitud y la tasa de denudación mediante estudios de presión-temperatura.

Engrosamiento de la corteza

El engrosamiento de la corteza tiene un componente de movimiento ascendente y, a menudo, ocurre cuando la corteza continental se empuja sobre la corteza continental. Básicamente, las napas (hojas de empuje) de cada plato chocan y comienzan a apilarse una encima de la otra; La evidencia de este proceso se puede ver en napas ofiolíticas preservadas (preservadas en el Himalaya) y en rocas con un gradiente metamórfico invertido . El gradiente metamórfico invertido preservado indica que las napas en realidad se apilaron unas encima de otras tan rápidamente, que las rocas calientes no tuvieron tiempo de equilibrarse antes de ser empujadas sobre rocas frías. El proceso de apilamiento de napas solo puede continuar durante un tiempo, ya que la gravedad eventualmente impedirá un mayor crecimiento vertical (hay un límite superior para el crecimiento vertical de la montaña).

Distribución de la densidad de la corteza y el manto subyacente.

Aunque las superficies elevadas de las cadenas montañosas se deben principalmente al engrosamiento de la corteza, hay otras fuerzas en juego que son responsables de la actividad tectónica. Todos los procesos tectónicos son impulsados ​​por la fuerza gravitacional cuando existen diferencias de densidad . Un buen ejemplo de esto sería la circulación a gran escala del manto terrestre . Las variaciones de densidad lateral cerca de la superficie (como la creación, enfriamiento y subducción de placas oceánicas ) también impulsan el movimiento de las placas .

La dinámica de las cadenas montañosas se rige por las diferencias en la energía potencial gravitacional de columnas enteras de la litosfera (ver isostasia ). Si un cambio en la altura de la superficie representa un cambio en el espesor de la corteza compensado isostáticamente, la tasa de cambio de energía potencial por unidad de superficie es proporcional a la tasa de aumento de la altura de la superficie promedio. Se requieren las tasas más altas de trabajo contra la gravedad cuando cambia el grosor de la corteza (no la litosfera ).

Flexión litosférica

La litosfera en el lado del océano de una fosa oceánica en una zona de subducción se curvará hacia arriba debido a las propiedades elásticas de la corteza terrestre .

Elevación orogénica

El levantamiento orogénico es el resultado de colisiones de placas tectónicas y da como resultado cadenas montañosas o un levantamiento más modesto en una gran región. Quizás la forma más extrema de elevación orogénica es una colisión continental-continental de la corteza. En este proceso, se suturan dos continentes y se producen grandes cadenas montañosas. La colisión de las placas india y euroasiática es un buen ejemplo de hasta qué punto puede llegar la elevación orogénica. Las fallas de empuje fuerte (de la placa india debajo de la placa euroasiática) y el plegado son responsables de la sutura de las dos placas. La colisión de las placas india y euroasiática no solo produjo el Himalaya, sino que también es responsable del engrosamiento de la corteza al norte de Siberia . Las montañas de Pamir , Tian Shan , Altai , Hindu Kush y otros cinturones montañosos son ejemplos de cadenas montañosas formadas en respuesta a la colisión del indio con la placa euroasiática. La deformación de la litosfera continental puede tener lugar de varios modos posibles.

La meseta de Ozark es una amplia área elevada que resultó de la orogenia Pérmica Ouachita al sur en los estados de Arkansas , Oklahoma y Texas . Otro levantamiento relacionado es el Llano Uplift en Texas , una ubicación geográfica que lleva el nombre de sus características de levantamiento.

La meseta de Colorado, que incluye el Gran Cañón, también es el resultado de un gran levantamiento tectónico seguido de la erosión del río.

Cuando las montañas se elevan lentamente, ya sea debido a un levantamiento orogénico u otros procesos (por ejemplo, rebote después de una glaciación), puede ocurrir una característica inusual conocida como brecha de agua . En estos, la erosión de un curso de agua como un río ocurre más rápido que la elevación de una montaña, lo que resulta en un desfiladero o valle que atraviesa una cadena montañosa desde un país de baja altitud por un lado hasta un país similar por el otro. Ejemplos de tales lagunas de agua incluyen Manawatu Gorge en Nueva Zelanda y Cumberland Narrows en Maryland, Estados Unidos.

Elevación isostática

La remoción de masa de una región será compensada isostáticamente por el rebote de la corteza. Si tomamos en consideración las densidades típicas de la corteza y el manto, la erosión de un promedio de 100 metros de roca a través de una superficie amplia y uniforme hará que la corteza rebote isostáticamente unos 85 metros y causará solo una pérdida de 15 metros de la elevación media de la superficie. Un ejemplo de elevación isostática sería el rebote post-glacial tras el derretimiento de los glaciares continentales y las capas de hielo . La región de la Bahía de Hudson en Canadá , los Grandes Lagos de Canadá y Estados Unidos y Fennoscandia están experimentando un repunte gradual como resultado del derretimiento de las capas de hielo hace 10.000 años.

El engrosamiento de la corteza, que por ejemplo se está produciendo actualmente en el Himalaya debido a la colisión continental entre las placas india y euroasiática , también puede conducir al levantamiento de la superficie; pero debido al hundimiento isostático de la corteza engrosada, la magnitud del levantamiento de la superficie será solo alrededor de una sexta parte de la cantidad de engrosamiento de la corteza. Por lo tanto, en la mayoría de los entornos convergentes, la elevación isostática juega un papel relativamente pequeño y la formación de picos altos puede atribuirse más a los procesos tectónicos. Las medidas directas del cambio de elevación de la superficie terrestre solo se pueden utilizar para estimar las tasas de erosión o levantamiento del lecho rocoso cuando otros controles (como cambios en la elevación media de la superficie, volumen de material erosionado, escalas de tiempo y rezagos de la respuesta isostática, variaciones en la densidad de la corteza) son conocidos.

Islas de coral

En unos pocos casos, se puede observar un levantamiento tectónico en los casos de islas de coral . Esto se evidencia por la presencia de varias islas oceánicas compuestas completamente de coral , que de otra manera parecen ser islas altas ( es decir , islas de origen volcánico ). Se encuentran ejemplos de tales islas en el Pacífico , en particular los tres islotes de fosfato , Nauru , Makatea y Banaba , así como Maré y Lifou en Nueva Caledonia , Fatu Huku en las Islas Marquesas y la Isla Henderson en las Islas Pitcairn . El levantamiento de estas islas es el resultado del movimiento de las placas tectónicas oceánicas. Las islas hundidas o guyots con sus arrecifes de coral son el resultado del hundimiento de la corteza a medida que la placa oceánica lleva a las islas a áreas de corteza oceánica más profundas o más bajas.

Elevación versus exhumación

La palabra "levantamiento" se refiere al desplazamiento contrario a la dirección del vector de gravedad, y el desplazamiento solo se define cuando se especifica el objeto que se está desplazando y el marco de referencia. Molnar e Inglaterra, identifican tres tipos de desplazamiento a los que se aplica el término "elevación":

  1. Desplazamiento de la superficie terrestre con respecto al geoide . Esto es lo que llamamos "levantamiento de superficie"; y la elevación de la superficie se puede definir promediando la elevación y los cambios de elevación sobre áreas de superficie de un tamaño específico.
  2. El "levantamiento de rocas" se refiere al desplazamiento de rocas con respecto al geoide.
  3. El desplazamiento de rocas con respecto a la superficie se llama exhumación .

Esta simple ecuación relaciona los tres tipos de desplazamiento:

Levantamiento de superficie = levantamiento de roca - exhumación

El término geoide se usa anteriormente para significar el nivel medio del mar y constituye un buen marco de referencia. Un desplazamiento dado dentro de este marco de referencia permite cuantificar la cantidad de trabajo que se realiza contra la gravedad.

Medir el levantamiento y la exhumación puede ser complicado. Medir la elevación de un punto requiere medir su cambio de elevación; por lo general, los geocientíficos no intentan determinar la elevación de un punto singular, sino más bien la elevación sobre un área específica. En consecuencia, se debe medir el cambio en la elevación de todos los puntos en la superficie de esa área, y la tasa de erosión debe ser cero o mínima. Además, se deben preservar las secuencias de rocas depositadas durante ese levantamiento. Huelga decir que en las cadenas montañosas donde las elevaciones están muy por encima del nivel del mar, estos criterios no siempre se cumplen fácilmente. Aunque las restauraciones paleoclimáticas pueden ser muy valiosas; Estos estudios implican inferir cambios en el clima en un área de interés a partir de cambios con el tiempo de la flora / fauna que se sabe que es sensible a la temperatura y la lluvia. La magnitud de la exhumación a la que ha sido sometida una roca puede inferirse de la geobarometría (midiendo el historial previo de presión y temperatura de una roca o conjunto). Conocer el historial de presión y temperatura de una región puede producir una estimación del gradiente geotérmico ambiental y los límites del proceso de exhumación; sin embargo, los estudios geobarométricos / geotermométricos no producen una tasa de exhumación (o cualquier otra información a tiempo). Se pueden inferir tasas de exhumación a partir de huellas de fisión y de edades radiométricas siempre que se tenga un perfil térmico estimado.

Referencias

enlaces externos