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anticlinal fluvial

Un anticlinal fluvial es una estructura geológica formada por el levantamiento concentrado de la roca causado por altas tasas de erosión de grandes ríos en relación con las área...

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Un anticlinal fluvial es una estructura geológica formada por el levantamiento concentrado de la roca causado por altas tasas de erosión de grandes ríos en relación con las áreas circundantes. [ 1 ] Un anticlinal es un pliegue cóncavo hacia abajo, cuyos flancos se inclinan alejándose de su eje, y cuyas unidades más antiguas se encuentran en el centro del pliegue. [ 2 ] Estas características se forman en diversos entornos estructurales. En el caso de los anticlinales fluviales, se forman debido a altas tasas de erosión, generalmente en entornos orogénicos. En un entorno de formación de montañas, como el del Himalaya o los Andes , las tasas de erosión son altas y el eje del pliegue del anticlinal fluvial tenderá a ser paralelo a un río principal. Cuando se forman los anticlinales fluviales, presentan una zona de levantamiento de entre 50 y 80 kilómetros de ancho a lo largo de los ríos que los forman. [ 3 ]

Causa y efecto

El tipo de característica geológica que se formará está determinado por la fuerza de la corriente y la rigidez flexural de la corteza. Cuando la fuerza de la corriente aumenta y la rigidez flexural disminuye, esto provoca que la estructura progrese de un anticlinal transversal a un anticlinal fluvial y, en casos extremos, a un aneurisma tectónico. [ 1 ] Los anticlinales transversales se orientan en la dirección de y se forman alrededor de pequeños ríos con una resistencia cortical relativamente alta. [ 4 ] Los anticlinales fluviales se forman alrededor de grandes ríos altamente erosivos donde la resistencia cortical es relativamente baja. Los aneurismas tectónicos se formarán cuando la erosión sea muy alta y la corteza sea muy débil, para formar una protuberancia estructural. [ 1 ]

La forma en que se forman los anticlinales fluviales mediante profundas incisiones fluviales y el rebote cortical asociado, provoca que las rocas profundas de la corteza se exhumen preferentemente a lo largo de grandes ríos como el Arun , el Indo , el Sutlej y el Yarlung Zangbo . [ 1 ] La exhumación aislada provoca que muestras metamórficas de alta y ultra alta presión sean llevadas a la superficie a tasas sostenidas de hasta 5 mm por año. [ 5 ] El análisis y la datación radiométrica de estas rocas metamórficas de alta y ultra alta presión pueden ayudar a reconstruir la evolución tectónica del cinturón orogénico que las formó. [ 5 ]

Evidencia

En el Himalaya, la placa continental india choca contra la placa continental euroasiática con un movimiento casi norte-sur. Por lo tanto, la compresión de las rocas en el Himalaya se produce en dirección norte-sur. Así, el plegamiento debería ocurrir con una orientación este-oeste, como se observa. Sin embargo, también se ha observado que el plegamiento ocurre en dirección norte-sur. Se ha notado que estos pliegues siguen el curso de los principales ríos, como el Arun y el Indo. Originalmente, estos pliegues se explicaron asumiendo que los ríos no formaron estos anticlinales, sino que su curso coincidió con estas características geológicas, formándose por erosión diferencial. [ 6 ] La idea del rebote isostático se sugirió como el mecanismo que mejor se ajusta a estos pliegues con orientación norte-sur y ahora es ampliamente aceptada. [ 1 ]

Procesos de formación

formación de un anticlinal fluvial

La formación de un anticlinal fluvial por rebote isostático se ilustra en la figura de la derecha en pasos idealizados. El principio de isostasia establece que si la litosfera puede moverse verticalmente, flotará a una profundidad adecuada en la astenosfera, según el espesor y la densidad de la litosfera. [ 2 ] Los anticlinales fluviales se forman cuando la erosión fluvial elimina grandes cantidades de material en un área con baja rigidez cortical. La corteza rebota específicamente a lo largo del río, mientras que el resto del área permanece relativamente constante. Esto curva la corteza formando un anticlinal, proceso que puede tardar hasta diez mil años. [ 7 ] A medida que un río fluye por el área, erosiona grandes cantidades de la roca suprayacente, lo que provoca una disminución en la masa de la litosfera y, por consiguiente, una respuesta isostática. Sin roca suprayacente, el material subyacente rebota, como si se quitara un peso de una balsa. A medida que el río avanza, la erosión continúa y, por lo tanto, el rebote también, lo que dará lugar a una estructura anticlinal baja y ancha. Para que se produzca este rebote, la erosión del río debe superar la tasa de erosión promedio de la zona y superar el levantamiento del orógeno. [ 1 ] Las tasas de erosión promedio del Himalaya son de aproximadamente 1  mm por año, mientras que la tasa de erosión del río Arun del Himalaya oriental es de hasta 8  mm por año, [ 1 ] [ 8 ] por lo que tiene sentido que veamos anticlinales fluviales a lo largo del río Arun.

Aneurismas tectónicos

Un aneurisma tectónico es una zona aislada de tasas extremas de elevación y exhumación. Se forma cuando la elevación de la tectónica local se combina con una corteza muy débil y la elevación de un anticlinal fluvial. Cuando un río importante fluye sobre un área de elevación tectónica, la erosión del río erosionará el material elevado. Esto provocará una exhumación extremadamente rápida a lo largo de los ríos principales, de hasta 10  mm por año. [ 5 ] Dentro del Himalaya hay dos aneurismas tectónicos, cada uno en una de las dos sintaxis del cinturón orogénico : Nanga Parbat en el oeste y Namche Barwa en el este. [ 9 ] [ 10 ] Estos aneurismas tectónicos se forman de manera similar a los anticlinales fluviales, pero con tasas de erosión extremas y una corteza muy débil y dúctil. La sintaxis marca el final del orógeno del Himalaya a cada lado y define la ubicación de dos grandes ríos, el Indo y el río Yarlung Tsangpo . La sintaxis a ambos lados del Himalaya está dominada por una zona de falla de deslizamiento horizontal , en lugar de una falla de cabalgamiento compresiva , como en el resto del orógeno. [ 10 ] En el oeste, el río Indo fluye a través del Nanga Parbat y en el este, el río Yarlung Tsangpo fluye a través del Namche Barwa. Las altísimas tasas de erosión de estos dos ríos se combinan con una corteza débil, caliente, delgada y seca [ 9 ] para formar áreas de elevación y exhumación extremas.

Figura 1: Diagrama de un aneurisma tectónico joven. Anticlinal con gradiente isotérmico causado por la incisión del canal, que crea una corteza más delgada que la circundante. La tensión se concentra en la zona de debilidad, forzando el paso de material caliente hacia la zona, elevando así las isotermas localmente.
Figura 2: Un aneurisma tectónico avanzado. El gradiente isotérmico se vuelve más avanzado que en la etapa inicial. El flujo de material provoca el levantamiento de la superficie de la roca joven en los bordes periféricos del área de erosión. Este levantamiento lleva rocas calientes y débiles a la superficie y crea un relieve pronunciado. Esto provoca una aceleración de los movimientos de masa y una erosión más fácil, reforzando así la retroalimentación positiva.
Figura 3: Este diagrama compara la resistencia de la corteza terrestre de un paisaje con erosión localizada significativa (línea discontinua azul) con la de un paisaje no modificado (línea discontinua verde). El perfil de resistencia ilustrado en el diagrama se limita a la zona frágil, con un aumento constante asumido con la profundidad debido al incremento de la presión por el aumento de la masa suprayacente.

Mecanismo de deformación

La deformación causada por aneurismas tectónicos es similar a los aneurismas en los vasos sanguíneos, donde el debilitamiento de la fuerza de confinamiento permite el crecimiento o levantamiento localizado. Sin embargo, en el contexto geológico, la deformación ocurre durante millones de años con una potencia de erosión sostenida significativa que oscila entre decenas y cientos de kilovatios por metro. [ 11 ] La incisión o el adelgazamiento cortical de un área en la superficie en relación con el espesor de la corteza de fondo provoca dos cosas que permiten la formación de aneurismas. En primer lugar, debido a la naturaleza frágil de las rocas corticales y su resistencia dependiente de la presión, la disminución del material suprayacente reduce la resistencia cortical en comparación con las áreas circundantes. Esto ocurre porque la eliminación de la corteza disminuye la sobrecarga y, por lo tanto, la presión que influye en la resistencia. En segundo lugar, el gradiente geotérmico aumenta verticalmente. Los valles profundos localizados crean áreas más débiles que concentran la tensión y, por lo tanto, el movimiento del material dúctil profundo.

Al debilitar la corteza en un área localizada, se puede desarrollar una región de deformación preferencial que concentra el flujo de material. Las rocas dúctiles más profundas en la corteza podrán moverse hacia el gradiente de potencial, mientras que las rocas frágiles cerca de la superficie se fracturarán al ser sometidas a una mayor deformación. La transición entre la deformación frágil y la dúctil está determinada por la temperatura, que generalmente está controlada por la profundidad y la reología. Los minerales calientes débiles, por debajo de la transición dúctil, con una fusión parcial significativa, se mueven hacia el área subyacente a la corteza adelgazada como resultado de la disminución del gradiente de presión en dicha área. En cierto punto, la presión disminuirá sustancialmente al pasar de la roca del basamento convergente a la corteza adelgazada. Esto provoca una rápida descompresión en isotermas relativamente estables y elevadas . Se produce la fusión por descompresión, lo que aumenta la proporción de fusión parcial dentro del material y provoca una rápida advección de calor hacia la superficie. El movimiento continuo de las placas convergentes concentra el flujo de material en las áreas sintaxiales, y la debilidad localizada permite el escape ascendente como mecanismo de acomodación. Este proceso resuelve el problema fundamental de la confinamiento de material mediante la creación de una salida. El resultado genera una retroalimentación positiva, con la erosión concentrada en el levantamiento, que transporta más roca débil verticalmente, aumentando así la capacidad erosiva. Las áreas de elevación constante en valles fluviales y montañas con relieve pueden mantenerse gracias a altas tasas de exhumación de rocas débiles relativamente jóvenes. La edad de los minerales en la zona será menor que la de la corteza circundante debido al enfriamiento que se produce en un área con un gradiente térmico más pronunciado a menor profundidad. Los sistemas de aneurismas tectónicos maduros, como el Nanga Parbat , pueden presentar relieves locales muy elevados de rocas jóvenes debido a la erosión constante que mantiene la elevación en la zona erosiva y a la tensión vertical que empuja el material hacia arriba a lo largo de los bordes proximales.

Ubicaciones

Los aneurismas tectónicos se encuentran en áreas con relieve elevado localizado y rocas relativamente jóvenes en comparación con su entorno. Los sistemas observados activamente y más estudiados se ubican en dos regiones principales del Himalaya : el macizo de Nanga Parbat - Haramosh y Namche Barwa - Gyala Peri , situados en los bordes oriental y occidental, respectivamente. El río Indo es el responsable de la erosión cortical en la región de Nanga Parbat , mientras que el río Tsangpo es el principal responsable de la erosión en la región de Namche Barwa .

Se han propuesto aneurismas tectónicos en la región de San Elías en Alaska , en Kongur Shan y Muztagh Ata en China, y en el Domo Lepontino en los Alpes suizos . Estas ubicaciones presentan características incipientes o similares, aunque menos significativas, a las de los sistemas observados activamente. Se cree que los mecanismos glaciares de erosión y transporte son los responsables en muchas zonas alpinas, incluido el sistema de San Elías .

Aneurisma tectónico de Nanga Parbat-Haramosh

El Nanga Parbat -Haramosh es la región más estudiada en el contexto de los aneurismas tectónicos. La región presenta un relieve extremo en distancias muy cortas, con el valle del río Indo aproximadamente 7 kilómetros por debajo de la cima de la montaña. Dentro del área de estudio, las edades de enfriamiento de la biotita (280  °C ± 40  °C) son consistentemente menores a 10 millones de años, lo que indica tasas de exhumación rápidas en el área. [ 11 ] Los estudios de composición y estructura de las rocas en el área sugieren exhumación a profundidades inferiores a 20 kilómetros. [ 11 ] Las tasas de exhumación del macizo y del valle son significativamente más altas que las tasas de fondo. Los cálculos de las tasas máximas de exhumación varían de 5 a 12  mm por año [ 11 ] dependiendo de la ubicación. La cima de la montaña tiene una tasa menor que el fondo del valle, pero ambas son significativamente más altas cuando se comparan con las tasas de fondo fuera de la sintax. La granulita expuesta dentro del área central del aneurisma representa fusión a baja presión y advección a medida que el material se desplazaba hacia áreas con presión decreciente. Se ha inferido un destechamiento de hasta 20 kilómetros en forma de domo en un período de tiempo muy corto, basándose en edades de las muestras que oscilan entre 1 y 3 millones de años. [ 11 ]

Namche Barwa-Gyala Peri

El aneurisma tectónico peri de Namche Barwa -Gayla se encuentra en el lado oriental del Himalaya , con el río Tsangpo activo fluyendo por el valle entre las montañas. Muchos investigadores concluyen que el modelo de aneurisma tectónico es la mejor explicación de las estructuras observadas y la disposición tectónica de la región. Las edades de biotita argón-argón y las edades de trazas de fisión de circones de las rocas de la zona son de 10 millones de años o menos, [ 11 ] lo que es joven en comparación con las rocas circundantes. Relieves altos similares a los vistos en el Nanga Parbat también son evidentes en la región de Namche Barwa, con aproximadamente 4 kilómetros de cambio de elevación vertical en una corta distancia horizontal. [ 11 ] En la región se encuentran rocas metamórficas de alto y bajo grado, con evidencia que sugiere una variación de la actividad metamórfica entre las regiones del centro de deformación y los bordes. La exhumación ocurre en un área circular con fundidos de descompresión jóvenes y de alto grado concentrados en el centro. [ 11 ] Alrededor del exterior del foco, las proporciones de rubidio a estroncio sugieren fusión con presencia de fluido. [ 12 ] Se ha modelado que la presencia de fluido dentro del fundido ocurre como resultado de una precipitación inmensa que permite que el agua penetre en rocas corticales superficiales durante largos períodos de tiempo. Las edades y los regímenes barométricos de las rocas se utilizaron para calcular el volumen de sobrecarga removida, que se utilizó para determinar 3 milímetros de incisión anual durante los últimos 10 millones de años. [ 11 ]

San Elías

El sistema de aneurismas tectónicos propuesto, de cuatro millones de años de antigüedad, en las montañas de San Elías , Alaska, se formó por la erosión glacial en las montañas, desarrolladas por la subducción de la microplaca de Yakutat bajo el margen norteamericano. El aneurisma se produce en la esquina norte de la placa, donde se produce una transición de un movimiento de deslizamiento lateral dextral a un movimiento de empuje, concentrando así la tensión. La relación interpretada entre la erosión y el desarrollo de las montañas presenta más variaciones entre los investigadores que en los sistemas del Himalaya, debido a la antigüedad del sistema y a las limitaciones del trabajo de campo derivadas de la cobertura glacial. En la cordillera de San Elías, la colisión y la subducción provocaron un levantamiento de la superficie, formando montañas. El régimen climático de aumento de altitud permitió el desarrollo de glaciares, lo que resultó en un potencial de erosión glacial extremo. Desde su inicio, la erosión glacial transportó sedimentos hacia el oeste, al océano Pacífico y al margen continental. Posteriormente, hace aproximadamente dos millones de años, la formación de un despegue provocó que el foco de tensión se propagara hacia el sur. El cambio en el foco de la tensión provocó el desarrollo de montañas más al sur, lo que alteró el sistema climático y, por consiguiente, disminuyó las precipitaciones en las regiones septentrionales de las montañas de San Elías. [ 13 ] La erosión y la exhumación se concentran ahora en la parte sur de la cordillera, lo que produce edades de enfriamiento jóvenes asociadas con el centro del aneurisma tectónico actual.

La datación por trazas de fisión de circones detríticos jóvenes (240 °C ± 40 °C) y las edades de enfriamiento por trazas de fisión de apatita y uranio - torio / helio (110 °C ± 10 °C) de sedimentos en áreas de cuencas glaciares [ 13 ] apoyan la teoría de la influencia erosiva en el sistema tectónico de San Elías . Las tasas de exhumación se infirieron calculando la diferencia entre las edades de circones detríticos y apatita en los sedimentos. Cuanto menor sea la diferencia entre las edades de circones y apatita, representa un movimiento más rápido del material a través de las isotermas y un enfriamiento más rápido. En la esquina norte del contacto entre las placas, las edades de circones y apatita no difieren significativamente, lo que proporciona evidencia de una exhumación rápida. La proximidad al ambiente deposicional a lo largo del margen costero y dentro de los fiordos conserva un registro de la tasa de sedimentación que se utiliza para interpretar tasas de exhumación de 0,3 mm/año originalmente y aproximadamente 1,3 mm/año durante el último millón de años. [ 13 ] La edad y el espesor del sedimento se utilizan para rastrear el movimiento del foco de erosión del norte al sur.      

La existencia de un sistema de aneurismas tectónicos definido en la región es objeto de amplio debate, y muchos investigadores concluyen que la exhumación focalizada es insuficiente para respaldar la hipótesis. La importante cobertura glacial limita el número de muestras de campo y observaciones geológicas que se pueden realizar directamente en la superficie, lo que añade incertidumbre a las interpretaciones. Teorías alternativas defienden un control tectónico transpresivo de la exhumación con escasa influencia erosiva en el sistema general. Las edades más recientes se explican por áreas de deformación focalizada resultantes de fallas.

Trabajo de campo en las regiones propuestas.

Al comparar la profundidad en la Tierra a la que cristalizan ciertos minerales y la elevación a la que fueron muestreados, la edad de los minerales puede usarse para determinar la velocidad a la que la zona de deformación movió el material verticalmente. Se utilizaron varios métodos de datación en inclusiones fluidas y minerales específicos para proporcionar datos cronológicos de la tasa de exhumación de rocas en el área. Las fechas de edad se utilizaron para reconstruir la historia de exhumación y regímenes térmicos comparándolas con los límites de cristalización de presión y temperatura de los minerales. Las edades de enfriamiento de uranio - torio y uranio- helio [ 11 ] [ 14 ] [ 12 ] [ 13 ] de muestras de apatita indican el momento del  enfriamiento a 70 °C. Las temperaturas de cierre más altas se dataron utilizando métodos de datación argón-argón para muestras de biotita (300  °C) [ 11 ] y métodos de datación de trazas de fisión de circón (230 °C - 250 °C) [ 11 ] . Al analizar las edades de los minerales con diversas temperaturas de cierre , los investigadores pueden inferir la velocidad a la que se movieron a través de las isotermas . Cuando la diferencia entre la edad de un mineral que se enfrió a alta temperatura y uno que se enfrió a baja temperatura es relativamente similar, se infiere que la exhumación es rápida. La geotermobarometría se obtiene utilizando granate - biotita plagioclasa para restringir regímenes metamórficos de mayor presión. [ 12 ] Las tasas de exhumación más superficiales (edades de enfriamiento a baja temperatura) por sí solas no pueden usarse de manera realista para describir aneurismas tectónicos ya que los cambios profundos del gradiente isotérmico pueden no afectar significativamente las profundidades más superficiales. Además, el enfriamiento superficial a baja temperatura puede estar más relacionado con la exposición dominada por la erosión que con el levantamiento impulsado por la tectónica. Las edades de las muestras de minerales con temperaturas de enfriamiento más altas significan la exhumación de material más profundo que es la función modelada de un aneurisma tectónico.  

Los perfiles de velocidad sísmica se utilizan frecuentemente en grandes áreas de estudio para identificar posibles irregularidades isotérmicas. [ 11 ] Los datos de baja velocidad indican rocas más calientes con un mayor grado de fusión parcial, lo que ralentiza las ondas P en comparación con el entorno. El muestreo magnetotelúrico se realiza para medir la resistividad de las rocas, la cual se utiliza para inferir la cantidad de fluido presente en ellas. [ 11 ]

Referencias

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