Adelgazamiento y extensión de una corteza engrosada
En geología , el colapso orogénico es el adelgazamiento y la expansión lateral de la corteza engrosada . Es un término amplio que se refiere a los procesos que distribuyen material desde regiones de alta energía potencial gravitatoria a regiones de baja energía potencial gravitatoria. [1] [2] El colapso orogénico puede comenzar en cualquier punto durante una orogenia debido al engrosamiento excesivo de la corteza. El colapso postorogénico y la extensión postorogénica se refieren a procesos que tienen lugar una vez que se han liberado las fuerzas tectónicas y representan una fase clave del Ciclo de Wilson , entre la colisión continental y el rifting. [3]
Descripción
Los orógenos (también conocidos como cinturones orogénicos o, más simplemente, cadenas montañosas ) son secciones de corteza engrosada que se forman a medida que las placas tectónicas chocan. El engrosamiento de la corteza marca el inicio de una orogenia o "evento de formación de montañas". A medida que avanza la orogenia, el orógeno puede comenzar a separarse y adelgazarse. Los procesos de colapso pueden comenzar una vez que la orogenia termina cuando cesan las fuerzas tectónicas, o durante la orogenia si la corteza se vuelve inestable. [1]
Hay dos mecanismos principales en funcionamiento en un colapso orogénico: exceso de energía potencial gravitatoria y flujo de calor hacia la corteza engrosada. La corteza demasiado engrosada puede volverse frágil y comenzar a colapsar y extenderse por su propio peso. El peso adicional de la corteza engrosada también hace que se hunda más profundamente en el manto , donde el calor adicional puede fluir hacia la corteza. El calor agregado ablanda la roca y hace que fluya más fácilmente, lo que puede permitir que el material en secciones más profundas se mueva hacia áreas más delgadas a través de fuerzas de flotabilidad , reduciendo el espesor total. [1] Los orógenos también pueden ser destruidos por educción y erosión , pero estos procesos no están necesariamente asociados con el colapso orogénico. [2] Se ha argumentado que la extensión durante el colapso orogénico es un mecanismo más eficaz para bajar las montañas que la erosión. [4]
Modelos
Colapso de límites fijos
Un colapso de límite fijo es la ruptura de la corteza superior frágil y ocurre cuando la corteza se ha engrosado excesivamente mientras las fuerzas tectónicas aún están activas. Cuando esto sucede, puede o no ocurrir flujo en la corteza inferior, lo que puede llevar a la exhumación de características enterradas. [2] [1]
Colapso de límites libres
El colapso de los límites libres se produce cuando se liberan las fuerzas tectónicas y la corteza engrosada puede moverse libremente. Esto da como resultado la extensión de la corteza superficial y el flujo de la corteza inferior hacia regiones más delgadas. La expresión superficial de la extensión puede incluir fallas normales extensas . [1] [2] Este tipo de deformación se ha comparado con dejar un trozo de queso camembert afuera durante la noche: a medida que el queso comienza a combarse y extenderse, la corteza eventualmente se agrietará y se partirá. [5]
Ejemplos
Orogenia caledonia
Las Caledonides escandinavas son un ejemplo de una orogenia y cadena montañosa que alcanzó alturas de 8-9 km y luego colapsó en el Devónico , formando importantes estructuras extensionales como el Destacamento Nordfjord-Sogn . [6] El colapso fue tal que las montañas escandinavas modernas no deben su altura a la orogenia anterior sino a otros procesos que ocurrieron en el Cenozoico . [7] [8]
La placa del mar Egeo es una sección de corteza continental que se ha adelgazado y se considera una meseta alta entre el Mediterráneo y el mar Negro . La parte norte de la placa experimentó la orogenia del mar Egeo ( hace unos 70-14 millones de años ), seguida de una extensión y adelgazamiento de la corteza debido al retroceso de la placa africana . [11]
Orogenia varisca
La orogenia varisca fue el resultado de la colisión entre las placas de Laurussia y Gondwana durante la formación de Pangea . Esto dio lugar a una alta meseta de corteza engrosada. Hacia 345-310 Ma , la placa que subducía hacia el norte comenzó a retroceder hacia el sur, lo que provocó que la corteza engrosada comenzara a adelgazarse debido a una combinación de colapso gravitacional, desprendimiento de fallas y ablandamiento de la corteza debido al calor adicional. [12] [13]
Meseta tibetana
Aunque la meseta tibetana se encuentra en un entorno principalmente compresivo causado por la colisión de las placas india y euroasiática , también está experimentando una extensión de este a oeste que comenzó hace aproximadamente 14 millones de años . [14] [15] [16] La causa principal de esta extensión es probablemente el colapso gravitacional de la meseta debido al exceso de energía potencial gravitacional, así como un posible cizallamiento basal a medida que la placa india se subduce bajo el Tíbet. [17] [18]
Referencias
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