Geología de los Estados Unidos

El paisaje de gran riqueza textural de Estados Unidos es producto de la interacción de la tectónica de placas , la meteorización y la erosión . A lo largo de los 4.500 millones de años de historia de la Tierra, los movimientos tectónicos y la colisión de placas han elevado grandes cordilleras, mientras que la erosión y la meteorización las han erosionado. Incluso después de millones de años, los vestigios de los grandes movimientos tectónicos permanecen impresos como variaciones texturales y patrones superficiales que definen paisajes o provincias distintivas. ^{[ 1 ]}

La diversidad de los paisajes de Estados Unidos se aprecia fácilmente en la imagen de relieve sombreado de la derecha. El marcado contraste entre la textura «áspera» del oeste de Estados Unidos y las regiones «lisas» del centro y el este es inmediatamente evidente. Las diferencias en la rugosidad (relieve topográfico) son el resultado de diversos procesos que actúan sobre la roca subyacente. La historia tectónica de placas de una región influye notablemente en el tipo y la estructura de la roca expuesta en la superficie, pero las diferentes tasas de erosión que acompañan a los cambios climáticos también pueden tener profundos impactos en el terreno. ^{[ 1 ]}

En Estados Unidos existen doce provincias geológicas principales: Pacífico, Meseta del Columbia , Cuenca y Cordillera , Meseta del Colorado , Montañas Rocosas , Tierras Altas Laurentinas , Llanuras Interiores , Tierras Altas Interiores , Tierras Altas Apalaches , Llanura Atlántica , Alaska y Hawái . Cada provincia tiene su propia historia geológica y características únicas. ^{[ 1 ]} Este artículo describirá cada provincia por separado.

Esta región es una de las más jóvenes geológicamente y tectónicamente activas de Norteamérica. El paisaje montañoso, generalmente accidentado, de esta provincia evidencia la continua formación de montañas. ^{[ 2 ]}

La provincia del Pacífico se extiende a ambos lados de los límites entre varias placas tectónicas de la Tierra : la fuente de las fuerzas monumentales necesarias para la formación del extenso arco montañoso que se extiende desde Alaska hasta el extremo sur de Sudamérica . Esta provincia incluye los volcanes activos y a veces mortales de la Cordillera de las Cascadas y las jóvenes y escarpadas montañas de la frontera del Pacífico y la Sierra Nevada . ^{[ 2 ]}

Sierra Nevada

Aunque la Sierra Nevada y la Cordillera de las Cascadas forman una barrera casi continua a lo largo del borde occidental de los Estados Unidos, en realidad ambas cordilleras tienen muy poco en común. Se han formado y siguen formándose por fuerzas y procesos geológicos muy diferentes. ^{[ 2 ]}

Las rocas que forman la columna vertebral de Sierra Nevada son principalmente rocas graníticas que se formaron durante la Era Mesozoica , cuando los dinosaurios no aviares poblaban la Tierra. En aquel entonces, una cadena de volcanes en forma de arco, similar al actual arco volcánico de las Cascadas, entró en erupción donde ahora se encuentra Sierra Nevada. Ascendiendo a través de rocas paleozoicas más antiguas , la roca fundida erupcionó en la superficie como lava, pero la mayor parte se solidificó en las profundidades de la tierra, formando las rocas graníticas grises que resultan familiares para cualquier viajero de Sierra Nevada. ^{[ 2 ]}

Aunque desde la distancia la roca de Sierra Nevada parece bastante similar, en realidad está compuesta por muchos cuerpos rocosos individuales que se formaron a partir de repetidas intrusiones de magma a lo largo de muchos millones de años. ^{[ 2 ]}

A medida que crecían, la erosión desgastaba estos volcanes de la Era Mesozoica. A finales del Cretácico , hace unos 70 millones de años, las rocas graníticas, antes profundas, comenzaron a quedar expuestas en la superficie terrestre. Hace unas decenas de millones de años, gran parte de la parte superior se había erosionado tanto que la superficie de la antigua cordillera presentaba un relieve bajo de apenas unos miles de pies. ^{[ 2 ]}

No fue hasta hace relativamente poco tiempo, geológicamente hablando, que la cordillera de Sierra Nevada, tal como la conocemos hoy, comenzó a crecer. Durante el Mioceno , hace menos de 20 millones de años, la corteza continental al este de Sierra Nevada comenzó a extenderse en dirección este-oeste. La corteza se dividió en una serie de valles y cadenas montañosas con orientación norte-sur: el inicio de la provincia de Cuencas y Cordilleras. ^{[ 2 ]}

Hace menos de cinco millones de años, la cordillera que hoy conocemos como Sierra Nevada comenzó a elevarse a lo largo de su margen oriental. Mediante una combinación de elevación del bloque sierral y hundimiento de la zona al este, la Sierra se alzó. Con una pendiente mucho más pronunciada hacia el este que hacia el oeste, toda la Sierra Nevada puede considerarse como un enorme bloque de falla inclinado con una pendiente suave y prolongada hacia el oeste, hasta el Valle Central de California, y una pendiente pronunciada hacia el este. ^{[ 2 ]}

Poco después de que comenzara el levantamiento de Sierra Nevada, la Tierra se enfrió, marcando el inicio del Pleistoceno (Edad de Hielo). Los glaciares crecieron en las tierras altas de Sierra Nevada y descendieron por antiguos cauces fluviales, esculpiendo valles en forma de U. Las escarpadas paredes y los valles colgantes del Parque Nacional Yosemite son producto de este pasado gélido. ^{[ 2 ]}

Provincia volcánica de las Cascadas

Donde termina la Sierra Nevada, comienza una cadena de centros volcánicos explosivos: los volcanes de la Cascada. La provincia de las Cascadas forma una franja en forma de arco que se extiende desde la Columbia Británica hasta el norte de California, aproximadamente paralela a la costa del Pacífico. Dentro de esta región, trece importantes centros volcánicos se disponen en secuencia como un collar de perlas explosivas. ^{[ 3 ]}

Aunque los volcanes más grandes, como el Monte Santa Helena, acaparan la mayor atención, la Cordillera de las Cascadas está formada en realidad por una franja de miles de volcanes muy pequeños y efímeros que han creado una plataforma de lava y escombros volcánicos. Sobre esta plataforma volcánica se alzan unos pocos volcanes de gran tamaño que dominan el paisaje. ^{[ 3 ]}

Los volcanes de la Cascada definen la sección noroeste del Pacífico del Cinturón de Fuego , un conjunto de volcanes que bordean el océano Pacífico. Como si los peligros volcánicos no fueran suficientes, el Cinturón de Fuego también es tristemente célebre por sus frecuentes terremotos. Para comprender los orígenes de esta zona concentrada de peligros terrestres, debemos adentrarnos profundamente en la Tierra. ^{[ 4 ]}

Una sección de la Tierra desde el Océano Pacífico hasta el Noroeste del Pacífico podría verse como la imagen adjunta. Debajo de las Cascadas, una densa placa oceánica se hunde bajo la placa norteamericana ; un proceso conocido como subducción . A medida que la placa oceánica se hunde profundamente en el interior de la Tierra bajo la placa continental, las altas temperaturas y presiones permiten que las moléculas de agua atrapadas en los minerales de la roca sólida escapen. El vapor de agua asciende al manto maleable sobre la placa en subducción, provocando que parte del manto se derrita. Este magma recién formado asciende hacia la superficie terrestre para entrar en erupción, formando una cadena de volcanes (la Cordillera de las Cascadas) sobre la zona de subducción. ^{[ 4 ]}

Una mirada más de cerca a las Cascadas revela una imagen más compleja que la simple zona de subducción que se muestra en la imagen de la izquierda. No muy lejos de la costa del Pacífico Norte se encuentra una dorsal oceánica ; un límite de placas divergente formado por una serie de fracturas en la corteza oceánica donde se crea nueva corteza oceánica. A un lado de la dorsal se forma nueva corteza de la placa del Pacífico , que luego se aleja de la dorsal. Al otro lado de la dorsal, las placas de Juan de Fuca y Gorda se mueven hacia el este. ^{[ 4 ]}

En la zona de subducción de Cascade se observan algunas características inusuales. Donde la placa Juan de Fuca se hunde bajo la placa norteamericana, no existe una fosa profunda, la sismicidad (terremotos) es menor de lo esperado y hay evidencia de una disminución de la actividad volcánica en los últimos millones de años. La explicación probable radica en la velocidad de convergencia entre las placas Juan de Fuca y norteamericana. Actualmente, estas dos placas convergen a una velocidad de 3 a 4 centímetros por año, aproximadamente la mitad de la velocidad de convergencia de hace 7 millones de años. ^{[ 4 ]}

La pequeña placa Juan de Fuca y dos plaquetas, la placa Explorer y la placa Gorda, son los escasos restos de la mucho mayor placa oceánica Farallón . La placa Explorer se separó de la Juan de Fuca hace unos 4 millones de años y no muestra indicios de que siga subduciendo. La plaqueta Gorda se separó hace entre 18 y 5 millones de años y continúa hundiéndose bajo Norteamérica. ^{[ 4 ]}

La Cordillera de las Cascadas apareció por primera vez hace 36 millones de años, pero los picos principales que se elevan desde los centros volcánicos actuales nacieron en los últimos 1,6 millones de años (durante el Pleistoceno). Más de 3000 chimeneas volcánicas entraron en erupción durante el episodio volcánico más reciente, que comenzó hace 5 millones de años. Mientras continúe la subducción, seguirán surgiendo nuevos volcanes en la Cordillera de las Cascadas. ^{[ 4 ]}

^{La provincia de la} Meseta Columbia está envuelta por una de las mayores acumulaciones de lava del mundo. Cubre más de 500 000 km² (190 000 mi² ^{) de la superficie terrestre, un área aproximadamente del tamaño de} España . La topografía de esta región está dominada por flujos de lava geológicamente recientes que inundaron el paisaje con una velocidad asombrosa, todo ello en los últimos 17 millones de años . ^{[ 5 ]}  

Más de 170 000 ^km³ ( 41 000 mi³ ⁾ de lava basáltica, conocida como basaltos del río Columbia , cubren la parte occidental de la provincia. Estos enormes flujos entraron en erupción hace entre 17 y 6 millones de años. La mayor parte de la lava se desbordó en los primeros 1,5 millones de años: un tiempo extraordinariamente corto para semejante erupción de roca fundida. ^{[ 5 ]}  

La llanura del río Snake se extiende por Oregón, el norte de Nevada, el sur de Idaho y termina en la meseta de Yellowstone en Wyoming. Con una apariencia similar a la de una gran cuchara que ha vaciado la superficie terrestre, la suave topografía de esta provincia contrasta notablemente con el robusto tejido montañoso que la rodea. ^{[ 5 ]}

La llanura del río Snake se encuentra en una marcada depresión. En el extremo occidental, la base ha descendido a lo largo de fallas normales, formando una estructura de fosa tectónica . Aunque existe una extensa red de fallas en el extremo oriental, la estructura no es tan clara. ^{[ 5 ]}

Al igual que en la región del río Columbia, las erupciones volcánicas dominan la historia de la llanura del río Snake en la parte oriental de la provincia de la meseta del Columbia. Las primeras erupciones de la llanura del río Snake comenzaron hace unos 15 millones de años, justo cuando terminaban las tremendas erupciones iniciales del basalto del río Columbia. Pero la mayor parte de la roca volcánica de la llanura del río Snake tiene menos de unos pocos millones de años, de la era del Plioceno (hace entre 5 y 1,6 millones de años) o más reciente. ^{[ 5 ]}

En el oeste, los basaltos del río Columbia son precisamente eso: casi exclusivamente basalto negro . No ocurre lo mismo en la llanura del río Snake, donde erupciones relativamente tranquilas de flujos de lava basáltica negra y fluida se alternaban con tremendas erupciones explosivas de riolita , una roca volcánica de color claro. ^{[ 5 ]}

Los conos de ceniza salpican el paisaje de la llanura del río Snake. Algunos se alinean a lo largo de las chimeneas volcánicas, las fisuras que alimentaron los flujos de lava y las erupciones formadoras de conos. Las calderas , grandes cráteres formados por vulcanismo explosivo, los volcanes en escudo de baja altura y las colinas de riolita también forman parte del paisaje, pero muchos están ocultos por flujos de lava posteriores. ^{[ 5 ]}

Los geólogos suelen asociar las erupciones volcánicas con los límites entre placas que colisionan o divergen. Sin embargo, el foco del vulcanismo en Yellowstone, en la provincia de la Meseta del Columbia, se encuentra tierra adentro, lejos de la zona de subducción que se extiende a lo largo de la costa de Oregón y Washington. La evidencia sugiere que una fuente de calor concentrada está fundiendo roca bajo la provincia de la Meseta del Columbia, en la base de la litosfera (la capa de corteza y manto superior que forma las placas tectónicas móviles de la Tierra). Para comprender por qué esta área, lejos de un límite de placa, tuvo una erupción de lava tan enorme, los científicos establecieron fechas de solidificación para muchos de los flujos de lava individuales. Descubrieron que las rocas volcánicas más jóvenes se agrupaban cerca de la Meseta de Yellowstone, y que cuanto más al oeste se extendían, más antiguas eran las lavas. ^{[ 5 ]}

Una explicación probable es que un punto caliente , una columna extremadamente caliente de material del manto profundo , esté ascendiendo a la superficie bajo la provincia de la Meseta Columbia. Sabemos que bajo Hawái e Islandia se desarrolla una inestabilidad de temperatura (por razones aún no bien comprendidas) en el límite entre el núcleo y el manto. El calor concentrado desencadena una columna de cientos de kilómetros de diámetro que asciende directamente a la superficie de la Tierra. ^{[ 5 ]}

Cuando la columna de agua caliente llega a la base de la litosfera, parte de la roca más ligera de la litosfera se funde rápidamente. Es esta litosfera fundida la que se convierte en las lavas basálticas que brotan a la superficie para formar los basaltos de la llanura del río Columbia y del río Snake. ^{[ 5 ]}

El rastro de este punto caliente comienza en el oeste y se extiende hasta el Parque Nacional de Yellowstone. Las fumarolas humeantes y los géiseres explosivos son prueba fehaciente de una concentración de calor bajo la superficie. El punto caliente es estacionario, pero la placa norteamericana se mueve sobre él, creando un registro de la velocidad y la dirección del movimiento de las placas. ^{[ 5 ]}

La provincia de Cuencas y Sierras abarca gran parte del oeste de Norteamérica . En Estados Unidos, limita al oeste con la escarpa de falla oriental de Sierra Nevada y se extiende a lo largo de más de 800 km (500 millas ) hasta su límite oriental, marcado por la falla de Wasatch , la meseta de Colorado y el rift del Río Grande . La provincia de Cuencas y Sierras se extiende hacia el norte hasta la meseta de Columbia y hacia el sur hasta el Cinturón Volcánico Transmexicano en México , aunque sus límites meridionales son objeto de debate. ^{[ 6 ]} 

La provincia de Cuencas y Sierras posee una topografía característica, familiar para cualquiera que la recorra. Empinadas ascensiones a lo largo de extensas cadenas montañosas se alternan con largas travesías por desiertos áridos y llanos. Este patrón topográfico básico se extiende desde el este de California hasta el centro de Utah, y desde el sur de Idaho hasta el estado de Sonora en México. Las fuerzas que crearon esta singular topografía yacen en las profundidades de la tierra. ^{[ 7 ]}

Dentro de la provincia de Cuencas y Sierras, la corteza terrestre (y el manto superior ) se ha estirado hasta alcanzar el 100% de su anchura original. Toda la región ha estado sometida a una extensión que adelgazó y agrietó la corteza al separarse, creando grandes fallas . A lo largo de estas fallas, con una orientación aproximada norte-sur, se elevaron montañas y se hundieron valles, produciendo el distintivo patrón alternado de cadenas montañosas y valles lineales de la provincia de Cuencas y Sierras. ^{[ 7 ]}

Aunque existen otros tipos de fallas en la provincia de Cuencas y Sierras, la extensión y el estiramiento de la corteza que han modelado el paisaje actual producen principalmente fallas normales . El lado elevado de estas fallas forma montañas que se alzan abruptamente y con gran pendiente, y el lado hundido crea valles bajos. El plano de falla, a lo largo del cual se mueven los dos lados de la falla, se extiende profundamente en la corteza, generalmente con un ángulo de 60 grados. En algunos lugares, el relieve o la diferencia vertical entre los dos lados alcanza los 3000 metros (10 000 pies ) . ^{[ 7 ]} 

A medida que las cordilleras rocosas se elevan, quedan inmediatamente expuestas a la meteorización y la erosión. El lecho rocoso expuesto es atacado por el agua, el hielo, el viento y otros agentes erosivos. Las partículas de roca se desprenden y son arrastradas ladera abajo, cubriendo a menudo fallas jóvenes hasta que vuelven a romperse. Los sedimentos se acumulan en los valles adyacentes, llegando en algunos lugares a sepultar el lecho rocoso bajo miles de pies de escombros. ^{[ 7 ]}

Clarence Dutton comparó las numerosas y estrechas cadenas montañosas paralelas que caracterizan la singular topografía de la Cuenca y Sierra con un «ejército de orugas marchando hacia México», una metáfora útil para visualizar el aspecto general de la región. ^{[ 8 ]} La provincia de Cuenca y Sierra no debe confundirse con la Gran Cuenca , que es una subsección de la región fisiográfica más amplia de Cuenca y Sierra, definida por sus características hidrológicas únicas (drenaje interno).

Gran Cuenca

La Gran Cuenca es la región geográfica e hidrológica que comprende la mayor parte de Nevada, el sur de Oregón e Idaho, el oeste de Utah y una pequeña parte del este de California. Caracterizada por un drenaje interno, las fuentes de agua superficial de esta región se evaporan o se filtran antes de poder llegar al océano. ^{[ 7 ]}

La dinámica historia de fallas de la provincia de Cuencas y Sierras ha afectado profundamente el sistema de drenaje de agua de la Gran Cuenca. La mayor parte de la precipitación en la Gran Cuenca cae en forma de nieve que se derrite en primavera. La lluvia que llega al suelo, o la nieve que se derrite, se evapora rápidamente en el árido entorno desértico. Parte del agua que no se evapora se infiltra en el suelo y se convierte en agua subterránea . El agua restante fluye hacia arroyos y se acumula en lagos efímeros llamados salares en el fondo del valle, donde finalmente se evapora. El agua que cae en forma de lluvia o nieve en esta región no sale de ella; ninguno de los arroyos que se originan dentro de esta cuenca encuentra jamás una salida al océano. La extensión del drenaje interno, el área en la que el agua superficial no puede llegar al océano, define la región geográfica conocida como la Gran Cuenca. ^{[ 7 ]}

El drenaje interno de la Gran Cuenca se debe al bloqueo del movimiento del agua por altas montañas formadas por fallas y a la falta de un flujo de agua suficiente para unirse con drenajes más grandes fuera de la Gran Cuenca. Esta área de drenaje interno ocupa aproximadamente 200 000 millas cuadradas (520 000 ^km² ) , incluyendo la mayor parte de Nevada, una gran parte de Utah y porciones de Idaho, California y Oregón. Gran parte de la actual Gran Cuenca drenaría hacia el mar, tal como lo hizo durante las recientes edades de hielo, si hubiera más lluvia y nieve. ^{[ 7 ]} 

La meseta de Colorado se centra aproximadamente en la región de las Cuatro Esquinas del suroeste de Estados Unidos . La provincia abarca una superficie de 337 000 ^km²  ( 130 000 mi² ⁾ dentro del oeste de Colorado , el noroeste de Nuevo México , el sur y el este de Utah , y el norte de Arizona . Alrededor del 90 % de la superficie está drenada por el río Colorado y sus principales afluentes : el Green , el San Juan y el Little Colorado . ^{[ 9 ] [ 10 ]} 

La belleza esculpida y los colores brillantes de las capas de roca sedimentaria de la Meseta de Colorado han cautivado la imaginación de innumerables geólogos. Esta es una vasta región de mesetas, altiplanos y profundos cañones cuyas paredes exponen rocas con edades que van desde miles de millones hasta apenas unos cientos de años. ^{[ 11 ]}

Las antiguas rocas precámbricas , expuestas únicamente en los cañones más profundos, conforman el basamento de la Meseta de Colorado. La mayoría son rocas metamórficas formadas en las profundidades de la Tierra durante una colisión continental a gran escala que produjo el núcleo del continente norteamericano hace más de mil millones de años. Las rocas ígneas inyectadas millones de años después forman una red jaspeada a través de partes del basamento metamórfico más oscuro de la Meseta de Colorado. ^{[ 11 ]}

Estas rocas de profunda formación fueron elevadas, erosionadas y expuestas durante eones. Hace 600 millones de años, Norteamérica se había biselado hasta formar una superficie notablemente lisa. Es sobre esta superficie rocosa cristalina donde se depositaron las rocas estratificadas más jóvenes y conocidas de la Meseta de Colorado. ^{[ 11 ]}

Durante la Era Paleozoica, la región de la Meseta de Colorado fue inundada periódicamente por mares tropicales. Gruesas capas de caliza, arenisca, limolita y lutita se depositaron en las aguas marinas poco profundas. En los períodos en que los mares retrocedieron, se depositaron sedimentos fluviales y arenas de dunas, o bien las capas más antiguas fueron eliminadas por la erosión. Transcurrieron más de 300 millones de años mientras se acumulaban capa tras capa de sedimento. ^{[ 11 ]}

No fue hasta que comenzaron las convulsiones que coincidieron con la formación del supercontinente Pangea hace unos 250 millones de años que los depósitos de sedimentos marinos disminuyeron y los depósitos terrestres se volvieron dominantes. Los depósitos sedimentarios de la Era Mesozoica son impresionantes. Grandes acumulaciones de arena de dunas se endurecieron formando amplios arcos en arenisca con estratificación cruzada. Las erupciones de las cordilleras volcánicas al oeste sepultaron vastas regiones bajo escombros cenicientos. Ríos, lagos y mares interiores de corta duración dejaron registros sedimentarios de su paso. ^{[ 11 ]}

Una de las características geológicas más fascinantes de la Meseta de Colorado es su notable estabilidad. Este bloque cortical alto y grueso ha sufrido relativamente poca deformación de las rocas (por ejemplo, fallas y plegamientos ) en los últimos 600 millones de años. En contraste, la meseta está rodeada de provincias que han sufrido una severa deformación. La orogénesis elevó las Montañas Rocosas al norte y al este, y una tremenda tensión que estiró la tierra creó la Provincia de Cuencas y Cordilleras al oeste y al sur. ^{[ 11 ]}

Aunque la Cuenca y Cordillera y la Meseta de Colorado parezcan tener poco en común, sus historias geológicas están íntimamente entrelazadas. A principios de esta era ( período Paleógeno ), ambas regiones presentaban elevaciones bajas, probablemente inferiores a 1 kilómetro. Los geólogos siguen recopilando evidencia y debatiendo qué sucedió después. ^{[ 11 ]}

Hace aproximadamente 20 millones de años, durante el Mioceno , tanto la región de Cuencas y Sierras como la Meseta de Colorado se elevaron hasta 3 kilómetros. Se desarrolló una gran tensión en la corteza, probablemente relacionada con los cambios en el movimiento de las placas tectónicas mucho más al oeste. A medida que la corteza se estiraba, la provincia de Cuencas y Sierras se fragmentó en multitud de valles hundidos y montañas alargadas. Sin embargo, por alguna razón aún no del todo comprendida, la vecina Meseta de Colorado logró preservar su integridad estructural y permaneció como un único bloque tectónico. Finalmente, el gran bloque de corteza de la Meseta de Colorado se elevó un kilómetro por encima de la región de Cuencas y Sierras. ^{[ 11 ]}

A medida que el terreno se elevaba, los arroyos respondieron excavando cauces cada vez más profundos. El más conocido de estos arroyos, el río Colorado , comenzó a esculpir el Gran Cañón hace menos de 6 millones de años. Las fuerzas de la erosión han dejado al descubierto el vívido caleidoscopio de capas de roca que convierten a la Meseta del Colorado en un paraíso para los amantes de las rocas. ^{[ 11 ]}

Las Montañas Rocosas forman una majestuosa barrera montañosa que se extiende desde Canadá hasta el centro de Nuevo México. Aunque imponentes, un análisis de su topografía revela una serie discontinua de cadenas montañosas con orígenes geológicos distintos. ^{[ 12 ]}

Las rocas que componen las montañas se formaron antes de que estas se elevaran. En la mayoría de los casos, los núcleos de las cordilleras están formados por fragmentos de corteza continental de más de mil millones de años de antigüedad. En el sur, se formó una cordillera más antigua hace 300 millones de años, que posteriormente se erosionó. Las rocas de esa cordillera más antigua se reorganizaron para formar las Montañas Rocosas.

Las Montañas Rocosas se formaron durante un período de intensa actividad tectónica de placas que dio forma a gran parte del accidentado paisaje del oeste de Estados Unidos. Tres importantes episodios orogénicos remodelaron el oeste entre hace aproximadamente 170 y 40 millones de años ( períodos Jurásico y Cenozoico ). El último evento orogénico, la orogenia Laramide (hace entre 70 y 40 millones de años), el último de los tres episodios, es responsable de la elevación de las Montañas Rocosas. ^{[ 12 ]}

Durante la segunda mitad de la Era Mesozoica, la Era de los Dinosaurios, gran parte de lo que hoy son California, Oregón y Washington se incorporaron a Norteamérica. El oeste de Norteamérica sufrió los efectos de repetidas colisiones a medida que placas de corteza oceánica se hundían bajo el borde continental. Fragmentos de corteza continental, arrastrados por las placas oceánicas en subducción, fueron arrastrados hacia la zona de subducción y raspados hasta el borde de Norteamérica. ^{[ 12 ]}

Aproximadamente a 200-300 millas tierra adentro, el magma generado sobre la placa subducida ascendió hacia la corteza continental norteamericana. Grandes cadenas montañosas volcánicas en forma de arco crecieron a medida que la lava y la ceniza brotaban de docenas de volcanes individuales. Bajo la superficie, grandes masas de roca fundida se inyectaron y solidificaron in situ. ^{[ 12 ]}

Durante 100 millones de años, los efectos de las colisiones de placas se concentraron muy cerca del borde de la placa norteamericana, muy al oeste de la región de las Montañas Rocosas. No fue hasta hace 70 millones de años que estos efectos comenzaron a llegar a las Rocosas. ^{[ 12 ]}

El crecimiento de las Montañas Rocosas ha sido uno de los enigmas geológicos más desconcertantes. Normalmente, la formación de montañas se concentra entre 200 y 400 millas tierra adentro desde el límite de una zona de subducción; sin embargo, las Rocosas se encuentran cientos de millas más tierra adentro. Aunque los geólogos continúan reuniendo evidencia para explicar el surgimiento de las Rocosas, la respuesta probablemente reside en una placa subducida inusual. ^{[ 12 ]}

En una zona de subducción «típica», una placa oceánica se hunde generalmente con un ángulo bastante pronunciado (véase más arriba). Un arco volcánico crece sobre la placa subducida. Durante la formación de las Montañas Rocosas, el ángulo de la placa subducida pudo haberse aplanado significativamente, desplazando el foco de fusión y orogénesis mucho más hacia el interior de lo que normalmente se esperaría. ^{[ 12 ]}

Se postula que el ángulo poco pronunciado de la placa subducida aumentó considerablemente la fricción y otras interacciones con la gruesa masa continental que se encontraba sobre ella. Enormes empujes apilaron láminas de corteza unas sobre otras, formando la extraordinariamente ancha y alta cordillera de las Montañas Rocosas. ^{[ 12 ]}

Hace 60 millones de años, las Rocosas eran como el Tíbet : una meseta elevada, probablemente a 6000 metros (20 000 pies) sobre el nivel del mar. Desde entonces, la erosión ha desgastado las altas rocas, dejando al descubierto las rocas ancestrales subyacentes y formando el paisaje actual de las Rocosas. ^{[ 13 ]} Se produjeron periodos de glaciación desde el Pleistoceno (hace entre 1,8 millones y 70 000 años) hasta el Holoceno (hace menos de 11 000 años). Las edades de hielo dejaron su huella en las Rocosas, formando extensas formas de relieve glaciar , como valles en forma de U y circos glaciares . ^{[ 14 ]} 

Cada continente posee un núcleo de rocas metamórficas muy antiguas. La Provincia Superior de las Tierras Altas es la extensión meridional de la Provincia Laurentina de las Tierras Altas, que forma parte del núcleo de Norteamérica conocido como el Escudo Canadiense . Las rocas del basamento de la Provincia Laurentina de las Tierras Altas sufrieron metamorfismo hace aproximadamente 2500 millones de años durante una colisión de placas tectónicas que dio origen a montañas, denominada Orogenia Kenorana . ^{[ 15 ]}

Las rocas de la meseta superior son principalmente rocas metamórficas precámbricas y rocas paleozoicas suprayacentes ( cámbricas ) cubiertas por una fina capa de depósitos glaciares que quedaron tras el derretimiento de los glaciares al final de la Edad de Hielo del Pleistoceno . Si pudiéramos eliminar todas las rocas más jóvenes depositadas sobre el basamento precámbrico enterrado, veríamos un paisaje de bajo relieve. La topografía de las rocas precámbricas es muy suave, con apenas 150 metros de diferencia entre el punto más alto y el más bajo. Claramente, esta región estuvo expuesta a un período muy largo de erosión en un pasado muy remoto, que biseló la superficie montañosa original hasta convertirla en una superficie suavemente ondulada. La superficie actual no es muy diferente. Las colinas se elevan apenas unos cientos de metros sobre el paisaje circundante. Las más altas, como Rib Hill , Wisconsin, están compuestas principalmente de cuarcita o granito resistentes . ^{[ 15 ]}

La estructura de las rocas de las Tierras Altas Superiores es bastante compleja. Pliegues y fallas, la mayoría datan del Precámbrico, registran varios episodios de orogénesis. Las colisiones de placas que formaron el núcleo de nuestro continente dejaron una marcada tendencia estructural. Las crestas y los valles están fuertemente alineados a lo largo de esta tendencia noreste-suroeste. El lago Superior es un ejemplo de esta tendencia estructural noreste-suroeste. Las crestas de roca resistente a la erosión se elevan sobre los valles y se adentran en unidades rocosas más débiles. ^{[ 15 ]}

Los efectos de las repetidas glaciaciones han dejado su huella en la meseta del Superior. La topografía glacial actual es producto de la glaciación más reciente, que finalizó hace apenas 10 000 años. Durante el Pleistoceno tardío de Wisconsin , la última glaciación de la época, una enorme capa de hielo continental creció primero en el norte y luego se expandió gradualmente hacia el sur. Varios lóbulos gruesos de hielo glacial, con forma de dedos, envolvieron la región a medida que se desplazaban por la cuenca del Superior. Rocas de todos los tamaños fueron arrancadas y erosionadas desde más al norte y transportadas por la masa de hielo. Cuando las capas de hielo continentales se derriten, dejan tras de sí una variedad de rocas llamadas depósitos glaciares que cubren gran parte del paisaje de la meseta del Superior. ^{[ 15 ]}

Las Llanuras Interiores son una vasta región que se extiende por el núcleo estable de Norteamérica. Esta área se formó cuando varios continentes pequeños colisionaron y se unieron hace más de mil millones de años, durante el Precámbrico. Las rocas metamórficas e ígneas precámbricas forman ahora el basamento de las Llanuras Interiores y constituyen el núcleo estable de Norteamérica. Con la excepción de las Colinas Negras de Dakota del Sur, toda la región presenta un relieve suave, lo que refleja más de 500 millones de años de relativa estabilidad tectónica. ^{[ 16 ]}

A lo largo de las eras Paleozoica y Mesozoica, la región de las Llanuras Interiores, mayormente de baja altitud, permaneció relativamente inalterada por las colisiones tectónicas formadoras de montañas que sufrieron los márgenes occidentales y orientales del continente. ^{[ 16 ]}

Durante gran parte de la Era Mesozoica, el interior continental de Norteamérica se encontraba mayormente muy por encima del nivel del mar, con dos excepciones notables. Durante parte del Jurásico (hace entre 208 y 144 millones de años), el aumento del nivel del mar inundó las zonas bajas del continente. Gran parte de las Llanuras Interiores quedaron finalmente sumergidas bajo el poco profundo Mar de Sundance . ^{[ 16 ]}

Los sedimentos erosionados de las Montañas Rocosas al oeste fueron arrastrados al mar y depositados en forma de cuñas estratificadas de finos detritos. A medida que se acumulaban arena, lodo y arcillas, el Mar de Sundance retrocedió hacia el norte. Dentro de las areniscas, lutitas y arcillas de múltiples colores que conformaban la línea costera, se conservan los restos de innumerables dinosaurios que vagaron por la costa de Sundance. ^{[ 16 ]}

Los conjuntos fósiles ocultos en las capas sedimentarias de la Formación Morrison se encuentran entre los más ricos del mundo. En algunas zonas, los huesos de muchos dinosaurios se concentran en un área muy pequeña, lo que indica que fueron transportados durante inundaciones y luego depositados juntos junto a un arroyo. ^{[ 16 ]}

Una vez más, durante el período Cretácico (hace 144-65 millones de años), niveles del mar récord inundaron el interior continental con mares poco profundos. ^{[ 16 ]}

Las Llanuras Interiores continuaron recibiendo depósitos de las Montañas Rocosas en erosión al oeste y de los Apalaches y las montañas Ozark/Ouachita al este y al sur durante la era más reciente, el Cenozoico. La planitud de las Llanuras Interiores es un reflejo de la plataforma de depósitos marinos y fluviales, en su mayoría horizontales, depositados durante las eras Mesozoica y Cenozoica. ^{[ 16 ]}

Las rocas de los Apalaches , Ouachita y Ozark son antiguas y comparten un origen común. Consisten principalmente en rocas sedimentarias del Paleozoico que se depositaron en el fondo marino y que actualmente se encuentran plegadas y falladas. Los Apalaches también contienen rocas volcánicas y fragmentos de antiguo fondo marino. ^{[ 18 ]} Estas montañas formaron parte en su día de una imponente cordillera elevada que se extendía desde las Tierras Altas de los Apalaches hasta Texas. ^{[ 19 ]}

Durante el inicio del Paleozoico , el continente que más tarde se convertiría en Norteamérica se extendía a ambos lados del ecuador. La región de los Apalaches era un margen de placa pasivo , similar a la actual Provincia de la Llanura Costera Atlántica . Durante este período, la región se sumergía periódicamente bajo mares poco profundos. Gruesas capas de sedimento y roca carbonatada se depositaban en el fondo marino cuando la región estaba sumergida. Cuando los mares retrocedían, predominaban los depósitos sedimentarios terrestres y la erosión. ^{[ 18 ]}

Durante el período Ordovícico medio (hace aproximadamente 440-480 millones de años), un cambio en el movimiento de las placas preparó el terreno para el primer evento orogénico paleozoico ( orogenia tacónica ) en Norteamérica. El margen pasivo de los Apalaches, antes tranquilo, se convirtió en un límite de placas muy activo cuando una placa oceánica vecina, la Iapetus , colisionó con el cratón norteamericano y comenzó a hundirse bajo él . Con el nacimiento de esta nueva zona de subducción, nacieron los primeros Apalaches. ^{[ 18 ]}

A lo largo del margen continental, los volcanes crecieron, coincidiendo con el inicio de la subducción. Las fallas de cabalgamiento elevaron y deformaron las rocas sedimentarias más antiguas depositadas en el margen pasivo. A medida que las montañas se elevaban, la erosión comenzó a desgastarlas. Los arroyos transportaban los detritos rocosos ladera abajo para depositarlos en las tierras bajas cercanas. ^{[ 18 ]}

Esta fue solo la primera de una serie de colisiones de placas que contribuyeron a la formación de los Apalaches. La orogénesis continuó periódicamente durante los siguientes 250 millones de años ( orogenias Caledoniana , Acadiana , Ouachita , Hercínica y Allegheniana ). El supercontinente Pangeano comenzó a tomar forma. Microplacas , fragmentos más pequeños de corteza, demasiado pequeños para ser llamados continentes, fueron arrastrados, uno por uno, para ser soldados a la masa en crecimiento. ^{[ 18 ]}

Hace aproximadamente 300 millones de años ( Periodo Pensilvánico ), África se acercaba al cratón norteamericano. El cinturón de colisión se extendió por la región de Ozark - Ouachita y a través de las montañas Marathon de Texas. La colisión continente contra continente elevó la cadena de los Apalaches-Ouachita a imponentes cordilleras de escala himalaya . La enorme masa de Pangea se completó cerca del final de la Era Paleozoica ( Periodo Pérmico ) cuando África ( Gondwana ) se unió a la aglomeración continental, con las montañas de los Apalaches-Ouachita cerca del núcleo. ^{[ 18 ]} Desde hace aproximadamente 280-230 millones de años (Era Paleozoica Tardía hasta el Triásico Tardío ), el continente que ahora conocemos como Norteamérica era continuo con África, Sudamérica y Europa. ^{[ 20 ]}

Durante el Triásico Tardío , Pangea comenzó a fragmentarse cuando se formó una fisura triple entre África, Sudamérica y Norteamérica. La formación de la grieta se inició cuando el magma ascendió a través de la debilidad de la corteza, creando una zona de rift volcánico. Las erupciones volcánicas arrojaron ceniza y escombros volcánicos por todo el paisaje a medida que estos fragmentos de Pangea, del tamaño de continentes, se separaban. ^{[ 20 ]} La grieta entre los continentes en expansión creció gradualmente hasta formar una nueva cuenca oceánica, el Atlántico . La zona de rift conocida como la dorsal mesoatlántica continuó proporcionando los materiales volcánicos para la cuenca oceánica en expansión. ^{[ 20 ]}

América del Norte fue lentamente desplazada hacia el oeste, alejándose de la zona de rift. La gruesa corteza continental que conformaba la nueva costa este colapsó en una serie de bloques de falla hundidos que discurren aproximadamente paralelos a la costa actual. Al principio, el borde caliente y fallado del continente era elevado y flotante en relación con la nueva cuenca oceánica. A medida que el borde de América del Norte se alejaba de la zona de rift caliente, comenzó a enfriarse y hundirse bajo el nuevo océano Atlántico. Este límite de placas divergente, antes activo, se convirtió en el borde pasivo y posterior de América del Norte, que se desplazaba hacia el oeste. En términos de tectónica de placas, la llanura atlántica se conoce como un ejemplo clásico de margen continental pasivo . ^{[ 20 ]}

Durante la separación, Sudamérica se desprendió de Norteamérica y se dirigió hacia el sur. El océano inundó la abertura entre los dos continentes, formando el Golfo de México . Un registro de este evento de separación permanece como una marca indeleble en el paisaje, conocida como la Ensenada del Misisipi . Fue esta ensenada la que abrió la dramática brecha entre los Apalaches del sur y las Tierras Altas de Ouachita-Ozark. ^{[ 19 ]}

La meteorización y la erosión predominaron, y las montañas comenzaron a desgastarse. ^{[ 18 ]} Hacia el final de la Era Mesozoica, las montañas Apalaches-Ouachita se habían erosionado hasta convertirse en una llanura casi plana. Los sedimentos erosionados de estas tierras altas fueron transportados hacia el este y el sur por los arroyos y gradualmente cubrieron el margen continental fallado, enterrándolo bajo una cuña de miles de pies de espesor de detritos sedimentarios y volcánicos estratificados. ^{[ 20 ]} Hoy en día, la mayoría de las capas de roca sedimentaria del Mesozoico y el Cenozoico que yacen bajo gran parte de la llanura costera y la plataforma continental marginal permanecen casi horizontales o se inclinan suavemente hacia el mar. ^{[ 20 ]}

Durante el Cenozoico, la geología de las distintas regiones divergió. Los Apalaches comenzaron a elevarse, mientras que las montañas Ouachita y Ozark permanecieron inalteradas. Esta elevación rejuveneció los arroyos, que respondieron rápidamente erosionando la antigua roca madre. Algunos arroyos fluyeron a lo largo de capas débiles que definen los pliegues y fallas creados millones de años antes. Otros, en cambio, erosionaron tan rápidamente que atravesaron las resistentes rocas plegadas del núcleo montañoso, formando cañones a través de capas de roca y estructuras geológicas. ^{[ 18 ]}

La mayor parte de Alaska está formada por terrenos acrecionados por colisiones con arcos de islas transportados durante los últimos 160 millones de años. ^{[ 21 ]} Estos terrenos fueron causados ​​por la subducción secuencial de las placas de Farallón , Kula y Pacífico . ^{[ 21 ]} Actualmente, la placa del Pacífico se subduce bajo Alaska, produciendo la serie de volcanes del Arco de las Aleutianas a través de la Península de Alaska y las Islas Aleutianas . ^{[ 21 ]}

Una de las suturas resultantes de la adición de terrenos es la falla de Denali , que se curva a través del centro-sur de Alaska. ^{[ 21 ]} La falla de Denali se dobla justo al norte de Denali . La combinación de la subducción de la placa del Pacífico y la curvatura de la falla de Denali hace que Denali sea la montaña más alta de América del Norte. ^{[ 22 ]}

El estado de Hawái consta de una cadena de islas, o archipiélago. El archipiélago se formó a medida que la placa del Pacífico se desplazaba lentamente hacia el noroeste sobre un punto caliente en el manto terrestre a una velocidad de aproximadamente 32 millas (51 km) por millón de años. Por lo tanto, la isla sureste ( Hawaiʻi ) es volcánicamente activa , mientras que las islas en el extremo noroeste del archipiélago son más antiguas y generalmente más pequeñas, debido a una mayor exposición a la erosión . La edad del archipiélago se ha estimado utilizando métodos de datación potasio-argón. ^{[ 23 ]} A partir de este estudio y otros, ^{[ 24 ] [ 25 ]} se estima que la isla más noroccidental, el atolón Kure , es la más antigua con aproximadamente 28 millones de años (Ma); mientras que Hawaiʻi tiene aproximadamente 0,4 Ma (400 000 años). El único vulcanismo activo en los últimos 200 años se ha producido en Hawái y en el volcán sumergido pero en crecimiento situado en el extremo sureste, Kamaʻehuakanaloa (anteriormente Loʻihi ) . 

Casi todo el magma del punto caliente tiene la composición del basalto , por lo que los volcanes hawaianos están compuestos casi en su totalidad por esta roca ígnea. Hay muy poco gabro y diabasa de grano más grueso . La nefelinita aflora en las islas, pero es extremadamente rara. La mayoría de las erupciones en Hawái son de tipo hawaiano, ya que el magma basáltico es relativamente fluido en comparación con los magmas que suelen participar en erupciones más explosivas, como los magmas andesíticos que producen algunas de las erupciones más espectaculares y peligrosas en los márgenes de la cuenca del Pacífico.