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 soporte de flexión debido a la flexión de la litosfera rígida .
El levantamiento tectónico produce denudación (procesos que desgastan la superficie terrestre) al elevar las rocas enterradas hacia la superficie. Este proceso también puede redistribuir grandes cargas desde una región elevada hacia un área topográficamente más baja, lo que promueve una respuesta isostática en la región de denudación (que puede causar un levantamiento local del lecho rocoso). Los geólogos pueden estimar el momento, la magnitud y la velocidad de la denudación mediante estudios de presión y temperatura.
El engrosamiento de la corteza tiene un componente ascendente de movimiento y a menudo ocurre cuando la corteza continental es empujada sobre la corteza continental. Básicamente, las capas de empuje de cada placa chocan y comienzan a apilarse una sobre la otra; la evidencia de este proceso se puede ver en las capas ofiolíticas preservadas (preservadas en el Himalaya ) y en rocas con un gradiente metamórfico invertido. El gradiente metamórfico invertido preservado indica que las capas se apilaron una sobre la otra tan rápidamente que las rocas calientes no tuvieron tiempo de equilibrarse antes de ser empujadas sobre las rocas frías. El proceso de apilamiento de capas solo puede continuar durante cierto tiempo, ya que la gravedad eventualmente impedirá un mayor crecimiento vertical (hay un límite superior para el crecimiento vertical de las montañas).
Aunque las superficies elevadas de las cadenas montañosas son resultado principalmente del 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 hay 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, el enfriamiento y la subducción de las placas oceánicas ) también impulsan el movimiento de las placas .
La dinámica de las cadenas montañosas está regida por las diferencias en la energía gravitacional de columnas enteras de la litosfera (véase isostasia ). Si un cambio en la altura de la superficie representa un cambio compensado isostáticamente en el espesor de la corteza, la tasa de cambio de la energía potencial por unidad de área de superficie es proporcional a la tasa de aumento de la altura media de la superficie. Las tasas más altas de trabajo contra la gravedad se requieren cuando cambia el espesor de la corteza (no de la litosfera). [1]
La flexión litosférica es el proceso por el cual la litosfera se dobla bajo la acción de fuerzas como el peso de una orogenia creciente o cambios en el espesor del hielo relacionados con la glaciación. La litosfera reposa sobre la astenosfera , una capa viscosa que en escalas de tiempo geológicas se comporta como un fluido. Así, cuando se carga, la litosfera alcanza progresivamente un equilibrio isostático. Por ejemplo, la litosfera del 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.
El levantamiento orogénico es el resultado de colisiones de placas tectónicas y da como resultado cadenas montañosas o un levantamiento más modesto sobre una gran región. Quizás la forma más extrema de levantamiento orogénico es una colisión de corteza continental-continental. En este proceso, dos continentes se suturan juntos y se producen grandes cadenas montañosas. La colisión de las placas india y euroasiática es un buen ejemplo de hasta qué punto puede alcanzar el levantamiento orogénico. Las fallas de empuje intensas (de la placa india debajo de la placa euroasiática) y el plegamiento son responsables de la sutura de las dos placas. [2] La colisión de las placas india y euroasiática produjo el Himalaya y también es responsable del engrosamiento de la corteza hacia el norte en Siberia . [3] Las montañas Pamir , Tian Shan , Altai , Hindu Kush y otros cinturones montañosos son todos ejemplos de cadenas montañosas formadas en respuesta a la colisión de la placa india con la euroasiática.
La meseta de Ozark es una amplia zona elevada que resultó de la orogenia pérmica Ouachita al sur en los estados de Arkansas , Oklahoma y Texas . Otra elevación relacionada es la elevación de Llano en Texas, una ubicación geográfica que recibe su nombre por sus características de elevación. La meseta de Colorado , que incluye el Gran Cañón , es el resultado de una amplia elevación tectónica seguida de erosión fluvial . [4]
Cuando las montañas se elevan lentamente, ya sea debido a la elevación orogénica u otros procesos (por ejemplo, el rebote después de una glaciación ), puede producirse una característica inusual conocida como brecha de agua . En estos casos, la erosión de un arroyo se produce más rápido que la elevación de la montaña, lo que da lugar a un desfiladero o valle que atraviesa una cadena montañosa desde un país de baja altitud en un lado hasta un país similar en el otro. Entre los ejemplos de tales brechas de agua se incluyen el desfiladero de Manawatū en Nueva Zelanda y los estrechos de Cumberland en Maryland .
La eliminación 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 lo largo 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. [5] Un ejemplo de elevación isostática es el rebote postglacial tras el derretimiento de las capas de hielo . La región de la Bahía de Hudson de Canadá, los Grandes Lagos de Canadá y Estados Unidos, y Fennoscandia están experimentando actualmente un rebote gradual como resultado del derretimiento de las capas de hielo hace 10.000 años.
El engrosamiento de la corteza, que por ejemplo está ocurriendo actualmente en el Himalaya debido a la colisión continental entre las placas india y euroasiática, también puede conducir a un levantamiento de la superficie; pero debido al hundimiento isostático de la corteza engrosada, la magnitud del levantamiento de la superficie solo será aproximadamente una sexta parte de la cantidad de engrosamiento de la corteza. Por lo tanto, en la mayoría de los límites convergentes , el levantamiento isostático juega un papel relativamente pequeño, y la formación de picos altos puede atribuirse más a procesos tectónicos. [6] 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 se conocen 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).
En algunos casos, se puede observar un levantamiento tectónico en las islas de coral . Esto se evidencia por la presencia de varias islas oceánicas compuestas completamente de coral , que de otro modo parecen islas volcánicas . Se encuentran ejemplos de tales islas en el Pacífico, en particular los tres islotes de fosfato de 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 las islas a áreas de corteza oceánica más profundas o inferiores.
La palabra "elevación" se refiere al desplazamiento en sentido contrario a la dirección del vector de gravedad, y el desplazamiento sólo se define cuando se especifica el objeto que se desplaza y el marco de referencia. Molnar y England [1] identifican tres tipos de desplazamiento a los que se aplica el término "elevación":
Esta sencilla ecuación relaciona los tres tipos de desplazamiento:
El término geoide se utiliza más arriba para referirse al nivel medio del mar y constituye un buen marco de referencia. Un desplazamiento determinado dentro de este marco de referencia permite cuantificar la cantidad de trabajo que se realiza contra la gravedad.
Medir la elevación 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 de elevación de todos los puntos de 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 esa elevación. Huelga decir que en las cadenas montañosas donde las elevaciones están muy por encima del nivel del mar, estos criterios no se cumplen fácilmente. Sin embargo, las restauraciones paleoclimáticas pueden ser valiosas; estos estudios implican inferir cambios en el clima en un área de interés a partir de los cambios con el tiempo de la flora/fauna que se sabe que es sensible a la temperatura y la lluvia. [7] La magnitud de la exhumación a la que se ha sometido una roca se puede inferir a partir de la geotermobarometría (medición del historial previo de presión y temperatura de una roca o conjunto). Conocer el historial de presión y temperatura de una región puede dar lugar a una estimación del gradiente geotérmico ambiental y de los límites del proceso de exhumación; sin embargo, los estudios geobarométricos o geotermométricos no producen una tasa de exhumación (ni ninguna otra información sobre el tiempo). Las tasas de exhumación se pueden inferir a partir de las trazas de fisión y de las edades radiométricas, siempre que se pueda estimar un perfil térmico.