El término topografía dinámica se utiliza en geodinámica para referirse a las diferencias de elevación causadas por el flujo dentro del manto de la Tierra .
En geodinámica, la topografía dinámica se refiere a la topografía generada por el movimiento de zonas de diferentes grados de flotabilidad (convección) en el manto de la Tierra . [1] También se considera como la topografía residual obtenida al eliminar la contribución isostática de la topografía observada (es decir, la topografía que no se puede explicar por un equilibrio isostático de la corteza o la litosfera que descansa sobre un manto fluido) y toda la topografía observada debido al rebote postglacial . Las diferencias de elevación debido a la topografía dinámica son con frecuencia del orden de unos pocos cientos de metros a un par de kilómetros. [2] Las características de la superficie a gran escala debido a la topografía dinámica son las dorsales oceánicas y las fosas oceánicas . [1] Otros ejemplos destacados incluyen áreas superpuestas a penachos del manto, como el superswell africano . [3] Para una revisión reciente de las restricciones observacionales y de modelado sobre la topografía dinámica, consulte Davies et al. (2023). [4]
Las dorsales oceánicas son altas debido a su topografía dinámica, ya que el material caliente que surge debajo de ellas las empuja hacia arriba por encima del fondo marino circundante. Esto proporciona una importante fuerza impulsora en la tectónica de placas llamada empuje de dorsales : la mayor energía potencial gravitatoria de la dorsal oceánica debido a su elevación dinámica hace que se extienda y empuje la litosfera circundante lejos del eje de la dorsal. La topografía dinámica y las variaciones de densidad del manto pueden explicar el 90% del geoide de longitud de onda larga después de restar el elipsoide hidrostático . [1]
La topografía dinámica es la razón por la que el geoide es alto sobre regiones de manto de baja densidad. Si el manto fuera estático, estas regiones de baja densidad serían bajas geoides. Sin embargo, estas regiones de baja densidad se mueven hacia arriba en un manto móvil y convectivo, elevando las interfaces de densidad como el límite núcleo-manto , las discontinuidades de 440 y 670 kilómetros y la superficie de la Tierra. Dado que tanto la densidad como la topografía dinámica proporcionan aproximadamente la misma magnitud de cambio en el geoide, el geoide resultante es un valor relativamente pequeño (siendo la diferencia entre números grandes pero similares). [1]
La historia geológica de la meseta de Colorado durante los últimos 30 millones de años se ha visto considerablemente afectada por la topografía dinámica. En un primer momento, entre 30 y 15 millones de años atrás, la meseta se elevó considerablemente. Luego, en una segunda fase, entre 15 y 5 millones de años atrás, la meseta se inclinó hacia el este. Finalmente, en los últimos 5 millones de años, la parte occidental de la meseta se inclinó hacia el oeste. La meseta habría alcanzado su máxima elevación de 1.400 msnm debido a la topografía dinámica. [5] En la Patagonia, una transgresión del Mioceno se ha atribuido a un efecto de arrastre descendente de la convección del manto. Una regresión posterior en el Mioceno tardío y el Plioceno y una mayor elevación del Cuaternario en la costa oriental de la Patagonia pueden haber causado a su vez una disminución de esta convección. [6] [7] La topografía dinámica del Mioceno que se desarrolló en la Patagonia avanzó como una onda de sur a norte siguiendo el desplazamiento hacia el norte de la Triple Unión de Chile y la ventana astenosférica asociada a ella. [8] [9]