El levantamiento tectónico es el levantamiento geológico de la superficie terrestre que se atribuye a la tectónica de placas . Si bien la respuesta isostática es importante, un aumento en la elevación media de una región sólo puede ocurrir en respuesta a procesos tectónicos de engrosamiento de la corteza terrestre (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 de la tierra) al elevar rocas enterradas más cerca de la superficie. Este proceso también puede redistribuir grandes cargas desde una región elevada a un área topográficamente más baja, promoviendo así una respuesta isostática en la región de denudación (que puede provocar un levantamiento local del lecho rocoso). Los geólogos pueden estimar el momento, la magnitud y la tasa de denudación mediante estudios de presión y temperatura.
El engrosamiento de la corteza terrestre tiene un componente de movimiento ascendente y a menudo ocurre cuando la corteza continental se empuja contra la corteza continental. Básicamente, las lanas (láminas de empuje) de cada placa chocan y comienzan a apilarse una encima de la otra; Se pueden observar evidencias de este proceso en napas ofiolíticas conservadas (conservadas en el Himalaya ) y en rocas con gradiente metamórfico invertido . El gradiente metamórfico invertido conservado indica que las siestas en realidad se apilaron unas sobre otras tan rápidamente que las rocas calientes no tuvieron tiempo de equilibrarse antes de ser empujadas sobre las rocas frías. El proceso de apilamiento de la napa sólo puede continuar durante un tiempo determinado, ya que la gravedad acabará impidiendo un mayor crecimiento vertical (hay un límite superior para el crecimiento vertical de las montañas).
Aunque las superficies elevadas de las cadenas montañosas se deben principalmente al engrosamiento de la corteza terrestre, 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 ello sería la circulación a gran escala del manto terrestre . Las variaciones laterales de densidad cerca de la superficie (como la creación, el enfriamiento y la subducción de placas oceánicas ) también impulsan el movimiento de las placas .
La dinámica de las cadenas montañosas se rige por diferencias en la energía gravitacional de columnas enteras de la litosfera (ver isostasia ). Si un cambio en la altura de la superficie representa un cambio isostáticamente compensado en el espesor de la corteza, la tasa de cambio de energía potencial por unidad de superficie es proporcional a la tasa de aumento de la altura promedio de la superficie. Se requieren tasas más altas de trabajo contra la gravedad cuando cambia el espesor de la corteza (no 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 descansa sobre la astenosfera , una capa viscosa que en escalas de tiempo geológico se comporta como un fluido. Así, cuando está cargada, la litosfera alcanza progresivamente un equilibrio isostático. Por ejemplo, la litosfera en el lado oceánico 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 en una región grande. Quizás la forma más extrema de levantamiento orogénico sea una colisión de la corteza continental-continental. 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 el levantamiento orogénico. Las fallas por empuje intenso (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, hacia Siberia . [3] Las montañas Pamir , Tian Shan , Altai , Hindu Kush y otros cinturones montañosos son ejemplos de cadenas montañosas formadas en respuesta a la colisión de la placa india con la placa euroasiática.
La meseta de Ozark es una amplia zona elevada que resultó de la orogenia pérmica Ouachita hacia el 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 del Colorado , que incluye el Gran Cañón , es el resultado de un amplio levantamiento tectónico seguido de la erosión fluvial . [4]
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 arroyo ocurre más rápido que el levantamiento de una montaña, lo que da como resultado un desfiladero o valle que atraviesa una cadena montañosa desde un país bajo 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 .
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 través de una superficie amplia y uniforme hará que la corteza rebote isostáticamente unos 85 metros y provocará sólo una pérdida de elevación media de la superficie de 15 metros. [5] Un ejemplo de levantamiento isostático es el rebote posglacial tras el derretimiento de 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 actualmente un repunte gradual como resultado del derretimiento de las capas de hielo hace 10.000 años.
El engrosamiento de la corteza terrestre, que se produce actualmente, por ejemplo, en el Himalaya debido a la colisión continental entre las placas india y euroasiática, también puede provocar un levantamiento de la superficie; pero debido al hundimiento isostático de la corteza engrosada, la magnitud del levantamiento de la superficie será sólo 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 sólo pueden usarse 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 retrasos de la respuesta isostática, variaciones en densidad de la corteza) son conocidos.
En algunos casos, se puede observar levantamiento tectónico en islas de coral . Prueba de ello es la presencia de varias islas oceánicas compuestas enteramente 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 terrestre a medida que la placa oceánica lleva las islas a áreas más profundas o más bajas de la corteza oceánica.
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 desplaza y el marco de referencia. Molnar e England [1] identifican tres tipos de desplazamiento a los que se aplica el término “levantamiento”:
Esta sencilla ecuación relaciona los tres tipos de desplazamiento:
El término geoide se utiliza anteriormente para referirse al 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 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. No hace falta 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 cambios en el tiempo de la flora/fauna que se sabe que es sensible a la temperatura y las precipitaciones. [7] La magnitud de la exhumación a la que ha sido sometida una roca se puede inferir a partir de la geotermobarometría (que mide el historial previo de presión y temperatura de una roca o conjunto). Conocer la historia 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 (ni ninguna otra información a tiempo). Las tasas de exhumación se pueden inferir a partir de huellas de fisión y de edades radiométricas , siempre que se pueda estimar un perfil térmico.