Anticlinal fluvial

Un anticlinal fluvial es una estructura geológica que se forma 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 que es cóncavo hacia abajo, cuyos extremos se inclinan alejándose de su eje y cuyas unidades más antiguas están en el medio del pliegue. ^[2] Estas características se forman en varios 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 Himalaya o los Andes , las tasas de erosión son altas y el eje del pliegue del anticlinal fluvial tenderá paralelo a un río principal. Cuando se forman los anticlinales fluviales, tienen una zona de levantamiento de entre 50 y 80 kilómetros de ancho a lo largo de los ríos que los forman. ^[3]

El tipo de característica geológica que se formará es causado 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 hace que la estructura progrese de un anticlinal transversal a un anticlinal fluvial y, en casos extremos, a un aneurisma tectónico. ^[1] Los anticlinales transversales tienden en la dirección de los ríos pequeños con una resistencia cortical relativamente alta y se forman alrededor de ellos. ^[4] Los anticlinales fluviales se forman alrededor de ríos grandes 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 roncha estructural. ^[1]

La forma en que se forman los anticlinales de los ríos a través de incisiones profundas de los ríos y el rebote de la corteza asociado, hace que las rocas profundas de la corteza sean exhumadas preferentemente a lo largo de grandes ríos como el Arun , el Indo , el Sutlej y el Yarlung Zangbo . ^[1] La exhumación aislada hace que la muestra metamórfica de alta presión y ultra alta presión sea llevada 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 presión y ultra alta presión pueden ayudar a reconstruir la evolución tectónica del cinturón orogénico que las formó. ^[5]

En el Himalaya, la placa continental india choca contra la placa continental euroasiática con un movimiento casi de norte a sur. Por lo tanto, la compresión de las rocas en el Himalaya se produce en dirección norte-sur. Por lo tanto, el plegamiento debería producirse en dirección este-oeste, como se observa. Sin embargo, también se ha observado que el plegamiento se produce en dirección norte-sur. Se ha observado que estos pliegues siguen las trazas de los principales ríos, como el Arun y el Indo. Originalmente, estos pliegues se explicaron suponiendo que los ríos no formaban estos anticlinales, sino que el curso del río se formaba por coincidencia sobre estas características geológicas, por erosión diferencial. ^[6] La idea del rebote isostático se sugirió como el mecanismo que mejor se ajusta a estos pliegues con tendencia norte-sur y ahora es ampliamente aceptada. ^[1]

La formación de un anticlinal fluvial por rebote isostático se ilustra en la figura de la derecha en pasos idealizados. El principio de isostasia dice que si la litosfera es libre de moverse verticalmente, flotará a una profundidad apropiada en la astenosfera en función del espesor y la densidad de la litosfera. ^{[2] Los anticlinales fluviales se forman cuando} la erosión fluvial elimina grandes cantidades de material en una zona con baja rigidez de la corteza. La corteza rebota específicamente a lo largo del río, mientras que el resto del área permanece relativamente constante. Esto doblará la corteza formando un anticlinal, lo que puede tardar hasta diez mil años. ^[7] A medida que un río fluye a través del área, erosiona grandes cantidades de la roca suprayacente, lo que provoca una disminución de la masa de la litosfera, lo que lleva a 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 continúa, lo que formará una estructura antiformal baja y ancha. Para que se produzca este rebote, la erosión del río debe superar la tasa de erosión media de la zona y superar la elevación del orógeno. ^[1] Las tasas de erosión medias del Himalaya son de alrededor de 1 mm al año, mientras que la tasa de erosión del río Arun del Himalaya oriental es de hasta 8 mm al año, ^{[1] [8]} por lo que tiene sentido que veamos anticlinales fluviales a lo largo del río Arun.

Un aneurisma tectónico es una zona aislada de tasas extremas de elevación y exhumación. Esto 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 levantado. 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 . Las sintaxis a ambos lados del Himalaya están dominadas por una zona de fallas de deslizamiento , en lugar de una falla de empuje compresivo , 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 tasas de erosión muy altas de estos dos ríos se combinan con una corteza débil, caliente, delgada y seca ^[9] para formar áreas de elevación y exhumación extremas.

La deformación causada por los aneurismas tectónicos es similar a los aneurismas en los vasos sanguíneos en los que el debilitamiento de la fuerza de confinamiento permite un crecimiento o elevación localizada. Sin embargo, en el entorno geológico, la deformación se produce a lo largo de millones de años con un poder de erosión sostenido significativo que varía de decenas de cientos de kilovatios por metro. ^[11] La incisión o adelgazamiento de la corteza de un área en la superficie en relación con el espesor de la corteza de fondo hace que ocurran dos cosas que permiten la formación de aneurismas. En primer lugar, debido a la naturaleza frágil de las rocas de la corteza y su resistencia dependiente de la presión, la disminución del material suprayacente deprime la resistencia de la corteza 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 de material dúctil profundo.

Al debilitar la corteza en un área localizada, se puede desarrollar una región preferencial de tensión 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 cuando estén sujetas a una mayor tensión. La transición entre la deformación frágil y la deformación dúctil está determinada por la temperatura, que generalmente está controlada por la profundidad y la reología. Los minerales calientes débiles, 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 el área delgada. En un punto determinado, la presión disminuirá sustancialmente al pasar de la roca del basamento convergente a la corteza adelgazada. Esto provoca una descompresión rápida 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 la placa convergente enfoca el flujo de material en las áreas sintaxiales con la debilidad localizada que permite el escape hacia arriba como mecanismo de acomodación. Este proceso resuelve el problema fundamental de forzar el material a entrar en un espacio confinado creando una salida. El resultado de esto crea una retroalimentación positiva con la erosión enfocada en la elevación que transporta más roca débil verticalmente mejorando las capacidades erosivas. Las áreas de elevación constante en valles fluviales y montañas con relieve se pueden mantener mediante altas tasas de exhumación de rocas débiles relativamente jóvenes. Las edades de los minerales en el área serán más jóvenes que la corteza circundante debido al enfriamiento que ocurre en un área con un gradiente térmico más pronunciado a profundidades menores. Los sistemas de aneurismas tectónicos maduros, como el Nanga Parbat , pueden tener relieves locales muy altos de rocas jóvenes debido a la erosión constante que mantiene la elevación en el área erosiva y la tensión vertical que fuerza el material hacia arriba a lo largo de los bordes proximales. ^{[ cita requerida ]}

Los aneurismas tectónicos se encuentran en áreas con relieves altos localizados de rocas relativamente jóvenes en comparación con sus alrededores. Los sistemas observados activamente que más se han estudiado se encuentran en dos regiones principales del Himalaya , el macizo Nanga Parbat - Haramosh y Namche Barwa - Gyala Peri , que se encuentran en los bordes oriental y occidental respectivamente. El río Indo es el mecanismo responsable de la remoción de la corteza en la región de Nanga Parbat , y el río Tsangpo está activo en la región de Namche Barwa . ^{[ cita requerida ]}

Los aneurismas tectónicos propuestos se encuentran en la región de Saint Elias en Alaska , Kongur Shan y Muztagh Ata en China, y el Domo Lepontino en los Alpes suizos . Estas ubicaciones muestran características incipientes o similares, menos significativas, a los sistemas observados activamente. Se cree que los mecanismos glaciales de erosión y transporte son responsables en muchas áreas alpinas, incluido el sistema de Saint Elias . ^{[ cita requerida ]}

La región de Nanga Parbat -Haramosh es la más estudiada en el contexto de los aneurismas tectónicos. La región tiene un relieve extremo en distancias muy cortas, con el valle del río Indo aproximadamente 7 kilómetros más bajo en elevación que 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 la composición y la estructura de las rocas en el área sugieren una exhumación de profundidades por debajo de los 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 de exhumación máximas varían de 5 a 12 mm por año ^[11] dependiendo de la ubicación. La cima de la montaña tiene una tasa más baja que el fondo del valle, pero ambas son significativamente más altas en comparación con las tasas de fondo fuera de la sintaxis. La granulita expuesta dentro del área del aneurisma central representa la fusión y la convección a baja presión a medida que el material se desplazaba hacia áreas con presión decreciente. Se ha inferido que se han producido hasta 20 kilómetros de desprendimiento de la cúpula en un período muy breve basándose en las edades de las muestras, que van de 1 a 3 millones de años. ^[11]

El aneurisma tectónico Namche Barwa -Gayla Peri está ubicado en el lado oriental del Himalaya con el activo río Tsangpo 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 las huellas de fisión de circón de las rocas del área tienen 10 millones de años o menos, ^[11] lo cual es joven en comparación con las rocas circundantes. Altos relieves similares vistos en Nanga Parbat también son evidentes en la región Namche Barwa, con aproximadamente 4 kilómetros de cambio de elevación vertical en una corta distancia horizontal. ^{[11] Se encuentran} rocas metamórficas de alto y bajo grado en la región 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 derretimientos de descompresión jóvenes de alto grado concentrados en el centro. ^[11] Alrededor del exterior del foco, las proporciones de rubidio y estroncio sugieren que hubo fusión con presencia de fluido. ^[12] Se ha modelado que la presencia de fluido dentro de la masa fundida se produce como resultado de una inmensa precipitación que permite que el agua penetre en las rocas de la corteza superficial durante largos períodos de tiempo. Se utilizaron las edades y los regímenes barométricos de las rocas 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]

El sistema de aneurisma tectónico de cuatro millones de años de antigüedad propuesto en las montañas de San Elías en Alaska se formó por erosión glacial en las montañas desarrolladas por el cabalgamiento de la microplaca Yakutat debajo del margen norteamericano. El aneurisma se produce en la esquina norte de la placa en la que se produce la transición del movimiento de deslizamiento de rumbo dextral al movimiento de sentido de empuje, concentrando así la tensión. La relación interpretada entre el desarrollo de la erosión en las montañas presenta más variaciones entre investigadores que en los sistemas del Himalaya debido a la edad del sistema y a las limitaciones en cuanto al trabajo de campo debido a la cubierta glaciar. En la cordillera de San Elías, la colisión y el cabalgamiento provocaron un levantamiento de la superficie que formó montañas. El aumento de la elevación del régimen climático permitió el desarrollo de glaciares, lo que dio lugar a un potencial extremo de erosión glacial. Desde su inicio, la erosión glacial transportó sedimentos hacia el oeste, hacia el océano Pacífico y hacia el margen continental. Después de lo cual, hace aproximadamente dos millones de años, la formación de un desprendimiento provocó que el foco de tensión se propagara hacia el sur. El cambio en el foco de la tensión resultó en el desarrollo de montañas más al sur, lo que alteró el sistema climático, disminuyendo así las precipitaciones en las regiones del norte de las montañas de San Elías. ^[13] La erosión y la exhumación ahora se concentran en la parte sur de la cordillera, lo que produce edades de enfriamiento jóvenes asociadas con el centro actual del aneurisma tectónico.

La datación de la fisión de circón detrítico joven (240 °C ± 40 °C) y la datación de la fisión de apatita y las edades de enfriamiento de uranio - torio / helio (110 °C ± 10 °C) de los sedimentos en las 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 circón detrítico y apatita en los sedimentos. Cuanto menor sea la diferencia entre las edades de circón 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 circón y apatita no difieren significativamente, lo que proporciona evidencia de una exhumación rápida. La proximidad al entorno deposicional a lo largo del margen costero y dentro de los fiordos preserva un registro de la tasa de sedimentación que se utiliza para interpretar las 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 presencia de un sistema de aneurisma tectónico definitivo en la región es ampliamente discutida y muchos investigadores concluyen que no se está realizando una exhumación focalizada suficiente para respaldar la hipótesis. La importante cobertura glacial limita la cantidad de muestras de campo y observaciones geológicas que se pueden realizar directamente en la superficie, lo que agrega incertidumbre a las interpretaciones. Las teorías alternativas sostienen que el control transpresional tectónico de la exhumación tiene poca influencia erosiva en el sistema general. Las edades más recientes se explican por áreas de deformación focalizada resultantes de fallas.

Comparando la profundidad en la Tierra a la que cristalizan minerales particulares y la elevación a la que fueron muestreados, la edad de los minerales se puede utilizar para determinar la velocidad a la que la zona de deformación movió el material verticalmente. Se utilizaron varios métodos de datación en inclusiones de fluidos 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 la exhumación y los regímenes térmicos comparándolos 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 las muestras de apatita indican el momento del enfriamiento de 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 por rastros de fisión de circón (230 °C - 250 °C) ^[11] . Al analizar las edades de los minerales con varias 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 son relativamente similares, entonces se infiere que la exhumación es rápida. La geotermobarometría se obtiene utilizando plagioclasa de granate - biotita para restringir los regímenes metamórficos de mayor presión. ^[12] Las tasas de exhumación más superficiales (edades de enfriamiento de baja temperatura) por sí solas no se pueden usar de manera realista para describir los aneurismas tectónicos, ya que los cambios de gradiente isotérmico profundos pueden no afectar significativamente a profundidades más superficiales. Además, el enfriamiento superficial de baja temperatura puede estar más relacionado con la exposición dominada por la erosión que con la elevación impulsada por la tectónica. Las edades de muestra 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 a menudo en grandes áreas de estudio para identificar posibles irregularidades isotérmicas. ^[11] Los datos de baja velocidad son indicativos de rocas más calientes con un mayor grado de fusión parcial que ralentiza las ondas P en comparación con los alrededores. El muestreo magnetotelúrico se realiza para probar la resistividad de las rocas, que se utiliza para inferir la cantidad de fluido en las rocas. ^[11]