Elevación tectónica

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 solo puede ocurrir en respuesta a procesos tectónicos de engrosamiento de la corteza (como eventos orogénicos ), cambios en la distribución de densidad de la corteza y el manto subyacente , y soporte flexural debido a la flexión de la litosfera rígida .

El levantamiento tectónico produce denudación (procesos que erosionan la superficie terrestre) al elevar las rocas enterradas hacia la superficie. Este proceso también puede redistribuir grandes cargas desde una región elevada hacia una zona topográficamente más baja, lo que promueve una respuesta isostática en la zona denudada (que puede causar un levantamiento local del lecho rocoso). Los geólogos pueden estimar el momento, la magnitud y la velocidad de la denudación mediante estudios de presión y temperatura.

El engrosamiento de la corteza tiene un componente ascendente de movimiento y suele ocurrir cuando la corteza continental se superpone a la corteza continental. Básicamente, los mantos de corrimiento de cada placa chocan y comienzan a apilarse uno encima del otro; la evidencia de este proceso se puede observar en los mantos ofiolíticos conservados (conservados en el Himalaya ) y en rocas con un gradiente metamórfico invertido . El gradiente metamórfico invertido conservado indica que los mantos se apilaron tan rápidamente que las rocas calientes no tuvieron tiempo de equilibrarse antes de ser empujadas sobre las rocas frías. El proceso de apilamiento de mantos solo puede continuar durante un tiempo limitado, ya que la gravedad eventualmente impedirá un mayor crecimiento vertical (existe un límite superior para el crecimiento vertical de las montañas).

Si bien las elevaciones de las cordilleras se deben principalmente al engrosamiento de la corteza terrestre, existen otras fuerzas que influyen en la actividad tectónica. Todos los procesos tectónicos están impulsados ​​por la fuerza gravitatoria cuando existen diferencias de densidad. Un buen ejemplo de ello es la circulación a gran escala del manto terrestre . Las variaciones laterales de densidad cerca de la superficie (como la formación, el enfriamiento y la subducción de las placas oceánicas ) también impulsan el movimiento de las placas .

La dinámica de las cordilleras está regida por las diferencias en la energía gravitacional de columnas enteras de la litosfera (véase 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 la energía potencial por unidad de área superficial es proporcional a la tasa de aumento de la altura superficial promedio. Las tasas más altas de trabajo contra la gravedad se requieren cuando cambia el espesor de la corteza (no de 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 en crecimiento o los cambios en el espesor del hielo relacionados con la glaciación. La litosfera descansa sobre la astenosfera , una capa viscosa que, en escalas de tiempo geológicas, se comporta como un fluido. Por lo tanto, al ser sometida a carga, 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 produce cadenas montañosas o un levantamiento más moderado en una gran región. Quizás la forma más extrema de levantamiento orogénico sea la colisión de la corteza continental con la continental. En este proceso, dos continentes se unen y se producen grandes cadenas montañosas. La colisión de las placas india y euroasiática es un buen ejemplo del alcance que puede tener el levantamiento orogénico. Las fuertes fallas de cabalgamiento (de la placa india bajo la placa euroasiática) y el plegamiento son responsables de la unión 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, en Siberia . ^{[ 3 ]} Las montañas Pamir , Tian Shan , Altai , Hindu Kush y otros cinturones montañosos son ejemplos de cadenas montañosas formadas como resultado de la colisión de la placa india con la euroasiática.

La meseta de Ozark es una extensa área elevada que resultó de la orogenia Ouachita del Pérmico al sur, en los estados de Arkansas , Oklahoma y Texas . Otra elevación relacionada es la de Llano en Texas, una ubicación geográfica que recibe su nombre por sus características de elevación. La meseta de Colorado , que incluye el Gran Cañón, es el resultado de una extensa elevación tectónica seguida de la erosión fluvial . ^{[ 4 ]}

Cuando las montañas se elevan lentamente, ya sea por elevación orogénica u otros procesos (por ejemplo, rebote tras una glaciación ), puede aparecer un fenómeno inusual conocido como desfiladero fluvial . En estos desfiladeros, la erosión causada por un arroyo es más rápida que la elevación de la montaña, lo que da lugar a una garganta o valle que atraviesa una cordillera, desde una zona baja a otra de características similares. Ejemplos de estos desfiladeros fluviales son la garganta de Manawatū en Nueva Zelanda y los estrechos de Cumberland en Maryland .

La remoción de masa de una región será compensada isostáticamente por el rebote cortical. Si tomamos en consideración las densidades típicas de la corteza y el manto, la erosión de un promedio de 100 metros de roca en una superficie amplia y uniforme hará que la corteza rebote isostáticamente unos 85 metros y causará solo una pérdida de 15 metros de elevación superficial media. ^{[ 5 ]} Un ejemplo de elevación isostática es el rebote posglacial después del derretimiento de los casquetes polares . La región de la Bahía de Hudson en Canadá, los Grandes Lagos de Canadá y Estados Unidos, y Fennoscandia están experimentando actualmente un rebote gradual como resultado del derretimiento de los casquetes polares hace 10 000 años.

El engrosamiento cortical, que por ejemplo está ocurriendo actualmente en el Himalaya debido a la colisión continental entre las placas india y euroasiática, también puede conducir a un levantamiento de la superficie; pero debido al hundimiento isostático de la corteza engrosada, la magnitud del levantamiento de la superficie será solo alrededor de una sexta parte de la cantidad de engrosamiento cortical. 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 mediciones directas del cambio de elevación de la superficie terrestre solo pueden usarse para estimar las tasas de erosión o levantamiento del lecho rocoso cuando se conocen otros controles (como cambios en la elevación superficial media, volumen de material erosionado, escalas de tiempo y retrasos de la respuesta isostática, variaciones en la densidad cortical).

En algunos casos, se observa elevación tectónica en islas de coral . Esto se evidencia en la presencia de diversas islas oceánicas compuestas enteramente de coral , que de otro modo parecerían islas volcánicas . Ejemplos de estas islas se encuentran en el Pacífico, en particular los tres islotes fosfáticos 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 . La elevación de estas islas es resultado del movimiento de las placas tectónicas oceánicas. Las islas sumergidas o guyots con sus arrecifes de coral son el resultado de la subsidencia de la corteza a medida que la placa oceánica transporta las islas a zonas más profundas o de menor profundidad de la corteza oceánica.

La palabra "elevación" se refiere al desplazamiento contrario a la dirección del vector gravedad, y el desplazamiento solo se define cuando se especifica el objeto desplazado y el sistema de referencia. Molnar y England ^{[ 1 ]} identifican tres tipos de desplazamiento a los que se aplica el término "elevación":

1. Desplazamiento de la superficie terrestre con respecto al geoide . A esto nos referimos como "elevación de la superficie"; y la elevación de la superficie se puede definir promediando la elevación y los cambios de elevación sobre áreas de superficie de un tamaño determinado.
2. El "elevamiento de las rocas" se refiere al desplazamiento de las rocas con respecto al geoide.
3. El desplazamiento de las rocas con respecto a la superficie se denomina exhumación .

Esta sencilla ecuación relaciona los tres tipos de desplazamiento:

Elevación de la superficie = elevación de la roca – exhumación

El término geoide se utiliza anteriormente para referirse al nivel medio del mar y constituye un buen marco de referencia. Un desplazamiento determinado dentro de este marco de referencia permite cuantificar el trabajo realizado contra la gravedad.

Medir el levantamiento y la exhumación puede ser complicado. Medir el levantamiento de un punto requiere medir su cambio de elevación; por lo general, los geocientíficos no intentan determinar el levantamiento de un punto singular, sino el levantamiento sobre un área específica. En consecuencia, se debe medir el cambio de elevación de todos los puntos en la superficie de esa área, y la tasa de erosión debe ser cero o mínima. Además, deben conservarse las secuencias de rocas depositadas durante ese levantamiento. Huelga decir que, en las cordilleras donde las elevaciones están muy por encima del nivel del mar, estos criterios no se cumplen fácilmente. Sin embargo, las reconstrucciones paleoclimáticas pueden ser valiosas; estos estudios implican inferir cambios en el clima en un área de interés a partir de los cambios a lo largo del 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 estado sometida una roca puede inferirse a partir de la geotermobarometría (medición del historial previo de presión y temperatura de una roca o conjunto). Conocer el historial de presión y temperatura de una región permite estimar el gradiente geotérmico ambiental y los límites del proceso de exhumación; sin embargo, los estudios geobarométricos/geotermométricos no proporcionan una tasa de exhumación (ni ninguna otra información temporal). Las tasas de exhumación pueden inferirse a partir de trazas de fisión y edades radiométricas , siempre que se pueda estimar un perfil térmico.

• 
  Acantilados de Moher
• 
  Elevación tectónica en el Parque Nacional de las Montañas Azules.
• 
  Parque Nacional de los Acantilados de Tasmania
• 
  Incised meander caused by downcutting of Colorado River during uplift of Colorado Plateau
• 
  Duncansby Stacks
• 
  The Twelve Apostles
• 
  Coast and cliffs of Paracas National Reserve

• An explanation of tectonic forces