El término topografía dinámica se utiliza en geodinámica para referirse a las diferencias de elevación provocadas por el flujo dentro del manto terrestre .
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 terrestre . [1] También se ve como la topografía residual obtenida al eliminar la contribución isostática de la topografía observada (es decir, la topografía que no puede explicarse por un equilibrio isostático de la corteza o la litosfera que descansa sobre un manto fluido) y toda la topografía observada. debido al rebote posglacial . Las diferencias de elevación debidas a la topografía dinámica suelen ser 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 columnas de manto , como el superoleaje africano . [3] Para una revisión reciente de las limitaciones de observación y modelado en la topografía dinámica, ver Davies et al. (2023). [4]
Las dorsales en medio del océano son altas debido a la topografía dinámica porque el material caliente que surge debajo de ellas las empuja hacia arriba por encima del fondo marino circundante. Esto proporciona una fuerza impulsora importante en la tectónica de placas llamada empuje de crestas : el aumento de la energía potencial gravitacional de la dorsal en medio del océano debido a su elevación dinámica hace que se extienda y empuje la litosfera circundante lejos del eje de la cresta. 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 cual el geoide se encuentra alto sobre regiones de manto de baja densidad. Si el manto fuera estático, estas regiones de baja densidad serían mínimos 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 entre el núcleo y el 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 del Colorado durante los últimos 30 millones de años se ha visto considerablemente afectada por la topografía dinámica. Al principio, hace entre 30 y 15 millones de años, la meseta estaba muy elevada. Luego, en una segunda fase, hace entre 15 y 5 millones de años la meseta se inclinó hacia el este. Finalmente, en los últimos 5 millones de años la parte occidental de la meseta se ha inclinado 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 hacia abajo de la convección del manto. Una regresión posterior en el Mioceno tardío y el Plioceno y un mayor levantamiento del Cuaternario en la costa oriental de la Patagonia pueden, a su vez, haber causado 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]