El paisaje de textura rica de los Estados Unidos es un producto de las fuerzas en duelo de la tectónica de placas , la meteorización y la erosión . Durante los 4.500 millones de años de historia de nuestra Tierra, los trastornos tectónicos y las placas en colisión han levantado grandes cadenas montañosas mientras las fuerzas de erosión y meteorización trabajaron para derribarlas. Incluso después de muchos millones de años, los registros de los grandes trastornos de la Tierra permanecen impresos como variaciones de textura y patrones de superficie que definen paisajes o provincias distintivos. [1]
La diversidad de los paisajes de los Estados Unidos se puede ver fácilmente en la imagen en relieve sombreada de la derecha. El marcado contraste entre la textura 'rugosa' del oeste de los Estados Unidos y las regiones centrales y orientales 'suaves' es evidente de inmediato. Las diferencias en la rugosidad (relieve topográfico) son el resultado de una variedad de procesos que actúan sobre la roca subyacente. La historia de la placa tectónica de una región influye fuertemente en el tipo de roca y la estructura expuesta en la superficie, pero las diferentes tasas de erosión que acompañan a los climas cambiantes también pueden tener impactos profundos en la tierra. [1]
Hay doce principales provincias geológicas en los Estados Unidos: Pacífico, Columbia Plateau , Basin and Range , Meseta de Colorado , Montañas Rocosas , Laurentian Upland , Plains Interior , Interior Highlands , los Apalaches Highlands , Atlántico Plain , Alaska y Hawai . Cada provincia tiene su propia historia geológica y características únicas. [1] Este artículo describirá cada provincia por turno.
Provincia del pacifico
Esta región es una de las más geológicamente jóvenes y tectónicamente activas de América del Norte. El paisaje montañoso generalmente accidentado de esta provincia proporciona evidencia de la construcción de montañas en curso. [2]
La provincia del Pacífico se extiende a ambos lados de los límites entre varias de las placas móviles de la Tierra : la fuente de las fuerzas monumentales necesarias para construir el amplio arco de montañas que se extiende desde Alaska hasta el extremo sur de América del Sur . Esta provincia incluye los volcanes activos y, a veces, mortales de la Cordillera de las Cascadas y las montañas jóvenes y empinadas de la frontera del Pacífico y Sierra Nevada . [2]
Sierra Nevada
Aunque Sierra Nevada y Cascade Range forman una barrera casi continua a lo largo del borde occidental de los Estados Unidos, las dos cordilleras realmente tienen muy poco en común. Han estado y siguen estando formados por fuerzas y procesos geológicos bastante diferentes. [2]
Las rocas que forman la columna vertebral de Sierra Nevada son en su mayoría rocas graníticas que se formaron durante la Era Mesozoica , cuando los dinosaurios vagaban por la Tierra. En ese momento, una cadena de volcanes en forma de arco, similar al arco volcánico Cascade actual, entró en erupción donde ahora se encuentra Sierra Nevada. Elevándose a través de la roca paleozoica más antigua , la roca fundida entró en erupción en la superficie como lava, pero la mayoría se solidificó profundamente dentro de la tierra, formando las rocas graníticas grises familiares para cualquier viajero de la Sierra. [2]
Aunque desde la distancia, la roca de Sierran parece bastante similar, en realidad está formada por muchos cuerpos rocosos individuales que se formaron a partir de repetidas intrusiones de magma durante muchos millones de años. [2]
Incluso a medida que crecían, la erosión estaba desgastando estos volcanes de la Era Mesozoica. A finales del Cretácico , hace unos 70 millones de años, las rocas graníticas que alguna vez fueron profundas comenzaron a quedar expuestas en la superficie de la Tierra. Hace unas pocas decenas de millones de años, gran parte de la parte superior se había desgastado que la superficie de la antigua cordillera tenía un bajo relieve de unos pocos miles de pies. [2]
No fue hasta hace muy poco, geológicamente hablando, que la cordillera de Sierra Nevada como la conocemos hoy comenzó a crecer. Durante la época del 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 rompió en una serie de valles y cadenas montañosas de norte a sur: el comienzo de la provincia de Cuenca y Cordillera. [2]
Hace menos de cinco millones de años, la cordillera que ahora conocemos como Sierra Nevada comenzó a elevarse a lo largo de su margen oriental. A través de una combinación de levantamiento del bloque de Sierran y descenso del área hacia el este, la Sierra se elevó hacia arriba. Con una elevación mucho más pronunciada hacia el este que hacia el oeste, toda la Sierra Nevada se puede considerar como un enorme bloque de fallas inclinadas con una pendiente larga y suave hacia el oeste hasta el Valle Central de California y la pendiente este empinada. [2]
No mucho después de que comenzara el levantamiento de la Sierra, la Tierra se enfrió, marcando el comienzo de la Época del Pleistoceno (Edad de Hielo). Glaciares crecieron en las tierras altas Sierra y hicieron su camino hacia abajo antiguos canales de corriente, talla valles en forma de U . Las paredes escarpadas y los valles colgantes del Parque Nacional Yosemite son producto de este pasado frío. [2]
Provincia volcánica de las cascadas
Donde termina Sierra Nevada comienza una cadena de explosivos centros volcánicos, los volcanes Cascade. La provincia de Cascades forma una banda 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, 13 grandes centros volcánicos se encuentran en secuencia como una cadena de perlas explosivas. [3]
Aunque los volcanes más grandes como el Monte St. Helens reciben la mayor atención, Cascades está realmente formado por una banda de miles de volcanes muy pequeños y de corta duración que han construido una plataforma de lava y escombros volcánicos. Elevándose sobre esta plataforma volcánica hay algunos volcanes sorprendentemente grandes que dominan el paisaje. [3]
Los volcanes Cascades definen la sección noroeste del Pacífico del Anillo de Fuego , una serie de volcanes que bordean el Océano Pacífico. Como si los peligros volcánicos no fueran suficientes, el Anillo de Fuego también es infame por sus frecuentes terremotos. Para comprender los orígenes de esta banda concentrada de peligros terrestres, tenemos que cortar profundamente la Tierra. [4]
Una porción de la Tierra desde el Océano Pacífico hasta el Noroeste del Pacífico podría parecerse a la imagen adyacente. Debajo de las Cascadas, una densa placa oceánica se sumerge debajo de la Placa de América del Norte ; un proceso conocido como subducción . A medida que la losa oceánica se hunde profundamente en el interior de la Tierra debajo de la placa continental, las altas temperaturas y presiones permiten que las moléculas de agua encerradas en los minerales de la roca sólida escapen. El vapor de agua se eleva hacia el manto flexible por encima de la placa subductora, lo que hace que parte del manto se derrita. Este magma recién formado se eleva hacia la superficie de la Tierra para entrar en erupción, formando una cadena de volcanes (la Cordillera de las Cascadas) sobre la zona de subducción. [4]
Una mirada de cerca a las Cascadas revela una imagen más complicada 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 extiende una cordillera ; un límite de placa divergente formado por una serie de roturas en la corteza oceánica donde se crea una nueva corteza oceánica. En un lado de la cresta que se extiende, se forma una nueva corteza de placa del Pacífico , que luego se aleja de la cresta. Al otro lado de la cordillera en expansión, la Placa de Juan de Fuca y la Placa de Gorda se mueven hacia el este. [4]
Hay algunas características inusuales en la zona de subducción de Cascade. Donde la placa de Juan de Fuca se hunde debajo de la placa de América del Norte, no hay una zanja profunda, la sismicidad (terremotos) es menor de lo esperado y hay evidencia de una disminución en la actividad volcánica en los últimos millones de años. La explicación probable radica en la tasa de convergencia entre las placas de Juan de Fuca y América del Norte. Estas dos placas convergen en la actualidad a 3-4 centímetros por año. Esto es solo la mitad de la tasa de convergencia de hace 7 millones de años. [4]
La placa pequeña de Juan de Fuca y dos plaquetas, la placa exploradora y la placa Gorda son los escasos restos de la placa oceánica Farallón, mucho más grande . La placa del explorador se separó del Juan de Fuca hace unos 4 millones de años y no muestra evidencia de que todavía esté siendo subducida. La plaqueta de Gorda se separó hace entre 18 y 5 millones de años y continúa hundiéndose debajo de América del Norte. [4]
La Cordillera de las Cascadas hizo su primera aparición 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 respiraderos estallaron durante el episodio volcánico más reciente que comenzó hace 5 millones de años. Mientras continúe la subducción, los nuevos volcanes en cascada seguirán aumentando. [4]
Meseta de Columbia
La provincia de Columbia Plateau está rodeada por una de las mayores acumulaciones de lava del mundo. Más de 500.000 km 2 (190.000 millas cuadradas) de la superficie de la Tierra están cubiertos por él. La topografía aquí está dominada por flujos de lava geológicamente jóvenes que inundaron el campo con una velocidad asombrosa, todo en los últimos 17 millones de años. [5]
Más de 170.000 km 3 (41.000 millas cúbicas) de lava basáltica, conocidos como basaltos del río Columbia , cubren la parte occidental de la provincia. Estos tremendos flujos entraron en erupción hace 17 millones de años. La mayor parte de la lava se inundó en los primeros 1,5 millones de años: un tiempo extraordinariamente corto para tal derramamiento de roca fundida. [5]
La llanura del río Snake se extiende a lo largo de Oregon, a través del norte de Nevada, el sur de Idaho y termina en la meseta de Yellowstone en Wyoming. Con el aspecto de una gran cuchara excavada en la superficie de la Tierra, la suave topografía de esta provincia contrasta notablemente con el fuerte tejido montañoso que la rodea. [5]
La llanura del río Snake se encuentra en una depresión distinta. En el extremo occidental, la base ha descendido a lo largo de fallas normales, formando una estructura de graben . Aunque hay fallas extensas en el extremo este, la estructura no es tan clara. [5]
Al igual que 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 de Columbia. Las primeras erupciones de la llanura del río Snake comenzaron hace unos 15 millones de años, justo cuando estaban terminando las tremendas erupciones tempranas 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, la edad del Plioceno (hace 5-1,6 millones de años) y menos. [5]
En el oeste, los basaltos del río Columbia son solo eso, casi exclusivamente basalto negro . No es así en la llanura del río Snake, donde erupciones relativamente silenciosas de flujos de lava de basalto negro espeso 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 están alineados a lo largo de los conductos de ventilación, las fisuras que alimentan los flujos y las erupciones formadoras de conos. Calderas , grandes pozos formados por vulcanismo explosivo y volcanes de escudo bajo y colinas de riolita también son parte del paisaje aquí, pero muchos están oscurecidos por flujos de lava posteriores. [5]
Los geólogos suelen asociar las erupciones volcánicas con los límites entre placas en colisión o divergentes. Sin embargo, el foco del vulcanismo en Yellowstone en la provincia de la meseta de Columbia está muy lejos de la zona de subducción que se encuentra a lo largo de la costa de Oregon y Washington. La evidencia sugiere que alguna fuente de calor concentrado está derritiendo roca debajo de la provincia de la meseta de Columbia, en la base de la litosfera (la capa de corteza y manto superior que forma las placas tectónicas en movimiento de la Tierra). En un esfuerzo por descubrir por qué esta área, lejos del límite de una placa, tenía una efusión de lava tan enorme, los científicos establecieron fechas de endurecimiento para muchos de los flujos de lava individuales. Descubrieron que las rocas volcánicas más jóvenes estaban agrupadas cerca de la meseta de Yellowstone, y que cuanto más al oeste iban, más antiguas eran las lavas. [5]
Una explicación probable es que un punto caliente , una columna extremadamente caliente de material del manto profundo , está subiendo a la superficie debajo de la provincia de Columbia Plateau. Sabemos que debajo de Hawai e Islandia , se desarrolla una inestabilidad de temperatura (por razones que aún no se comprenden bien) 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 caliente llega a la base de la litosfera, parte de la roca más ligera de la litosfera se derrite rápidamente. Es esta litosfera fundida la que se convierte en las lavas de basalto que brotan en la superficie para formar los basaltos del río Columbia y la llanura del río Snake. [5]
La pista de este punto caliente comienza en el oeste y llega hasta el Parque Nacional Yellowstone. Las fumarolas humeantes y los géiseres explosivos son una amplia evidencia de una concentración de calor debajo de la superficie. El punto caliente está estacionario, pero la placa de América del Norte se mueve sobre él, creando un registro de la velocidad y la dirección del movimiento de la placa. [5]
Cuenca y rango
La provincia de Cuenca y Cordillera incluye gran parte del oeste de América del Norte . En los Estados Unidos , limita al oeste con el escarpe de la falla oriental de Sierra Nevada y se extiende por más de 500 millas (800 km) hasta su límite oriental marcado por la falla Wasatch , la meseta de Colorado y el río Grande Rift . La provincia de Cuenca y Cordillera se extiende al norte hasta la Meseta de Columbia y al sur hasta el Cinturón Volcánico Trans-Mexicano en México , aunque se debaten los límites del sur de la Cuenca y Cordillera. [6]
La provincia de Cuenca y Cordillera tiene una topografía característica que es familiar para cualquiera que se aventure a cruzarla. Subidas empinadas por cadenas montañosas alargadas que se alternan con largas caminatas a través de desiertos planos y secos. 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 topografía distinta se encuentran muy por debajo de la superficie. [7]
Dentro de la provincia de Cuenca y Cordillera, la corteza terrestre (y el manto superior ) se ha estirado hasta el 100% de su ancho original. Toda la región ha sido sometida a una extensión que adelgazó y agrietó la corteza al ser separada, creando grandes fallas . A lo largo de estas fallas con una tendencia aproximada de norte a sur, las montañas se elevaron y los valles descendieron, produciendo el patrón alterno distintivo de cadenas montañosas lineales y valles de la provincia de Cuenca y Cordillera. [7]
Aunque existen otros tipos de fallas en la provincia de Cuenca y Cordillera, la extensión y el estiramiento de la corteza que han dado forma al paisaje actual producen fallas en su mayoría normales . El lado ascendente de estas fallas forma montañas que se elevan abrupta y abruptamente, y el lado descendente 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 en un ángulo de 60 grados. En algunos lugares, el relieve o la diferencia vertical entre los dos lados es de hasta 10,000 pies (3,000 m). [7]
A medida que aumentan las cadenas rocosas, están inmediatamente sujetas a la intemperie y la erosión. El lecho rocoso expuesto es atacado por agua, hielo, viento y otros agentes erosivos. Las partículas de roca se eliminan y bajan por las laderas de las montañas, a menudo cubriendo fallas jóvenes hasta que se rompen nuevamente. El sedimento se acumula en los valles adyacentes, en algunos lugares enterrando el lecho rocoso bajo miles de pies de escombros rocosos. [7]
Clarence Dutton comparó las numerosas cadenas montañosas paralelas y estrechas que distinguen la topografía única de la Cuenca y la Cordillera con un "ejército de orugas que marcha hacia México", que es una forma útil de visualizar la apariencia general de la región. [8] La provincia de Cuenca y Cordillera no debe confundirse con La Gran Cuenca , que es una subsección de la región fisiográfica de Cuenca y Cordillera mayor 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 un poco del este de California. Caracterizado por el drenaje interno, las fuentes de agua superficial de esta región se evaporan o filtran antes de que puedan fluir hacia el océano. [7]
La historia de fallas dinámicas de la provincia de Cuenca y Cordillera 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 la primavera. La lluvia que llega al suelo, o la nieve que se derrite, se evapora rápidamente en el ambiente seco del desierto. Parte del agua que no se evapora se hunde en el suelo para convertirse en agua subterránea . El agua restante fluye hacia los arroyos y se acumula en lagos de corta duración llamados playas en el fondo del valle y finalmente se evapora. El agua que cae en forma de lluvia o nieve en esta región no escapa 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 llamada Gran Cuenca. [7]
El drenaje interno de la Gran Cuenca resulta del bloqueo del movimiento del agua por las altas montañas creadas por fallas y por la falta de flujo de agua suficiente para fusionarse con drenajes más grandes fuera de la Gran Cuenca. Esta área con drenaje interno ocupa aproximadamente 200,000 millas cuadradas (520,000 km 2 ), incluida la mayor parte de Nevada, una gran parte de Utah y partes de Idaho, California y Oregon. Gran parte de la Gran Cuenca de la actualidad se escurriría al mar, tal como sucedió en la Edad del Hielo reciente, si hubiera más lluvias y nevadas. [7]
Meseta de Colorado
La meseta de Colorado se centra aproximadamente en la región de las Cuatro Esquinas del suroeste de los Estados Unidos . La provincia cubre un área de 337,000 km 2 (130,000 mi 2 ) dentro del oeste de Colorado , noroeste de Nuevo México , sur y este de Utah y norte de Arizona . Aproximadamente el 90% del área es drenada por el río Colorado y sus principales afluentes : Green , San Juan y Little Colorado . [9] [10]
La belleza esculpida y los colores brillantes de las capas de rocas sedimentarias de la meseta de Colorado han capturado la imaginación de innumerables geólogos. Esta es una vasta región de mesetas, mesetas y cañones profundos cuyas paredes exponen rocas que van desde miles de millones hasta unos pocos cientos de años. [11]
Las antiguas rocas precámbricas , expuestas solo en los cañones más profundos, forman el sótano de la meseta de Colorado. La mayoría son rocas metamórficas formadas en las profundidades de la Tierra, mientras que la colisión continental a gran escala produjo el núcleo del continente norteamericano hace más de mil millones de años. Las rocas ígneas inyectadas millones de años después forman una red de mármol a través de partes del sótano metamórfico más oscuro de la meseta de Colorado. [11]
Estas rocas profundamente formadas fueron levantadas, erosionadas y expuestas durante eones. Hace 600 millones de años, América del Norte se había biselado hasta convertirse en una superficie notablemente lisa. Es en esta superficie de roca cristalina donde se depositaron las rocas estratificadas más jóvenes y familiares de la meseta de Colorado. [11]
A lo largo de la Era Paleozoica, la región de la meseta de Colorado fue inundada periódicamente por mares tropicales. En las aguas marinas poco profundas se depositaron gruesas capas de piedra caliza, arenisca, limolita y lutita. Durante las épocas en que los mares se retiraron, se depositaron depósitos de corrientes y arenas de dunas o las capas más antiguas fueron eliminadas por la erosión. Pasaron más de 300 millones de años a medida que se acumulaban capas y capas de sedimentos. [11]
No fue hasta que los trastornos que coincidieron con la formación del supercontinente Pangea comenzaron hace unos 250 millones de años que los depósitos de sedimentos marinos disminuyeron y dominan los depósitos terrestres. Los depósitos sedimentarios de la Era Mesozoica son sorprendentes. Grandes acumulaciones de arena de dunas endurecidas para formar amplios arcos en arenisca de estratos cruzados. Las erupciones de las cadenas montañosas volcánicas del oeste enterraron vastas regiones bajo escombros cenicientos. Los ríos, lagos y mares interiores de vida corta dejaron registros sedimentarios de su paso. [11]
Una de las características geológicamente más intrigantes de la meseta de Colorado es su notable estabilidad. Una deformación relativamente pequeña de la roca (p. Ej., Fallas y plegamientos ) ha afectado a este bloque cortical alto y grueso en los últimos 600 millones de años aproximadamente. Por el contrario, la meseta está rodeada de provincias que han sufrido severas deformaciones. La construcción de montañas empujó las Montañas Rocosas hacia el norte y el este y una tremenda tensión que se extendió por la tierra creó la provincia de Cuenca y Cordillera hacia el oeste y el sur. [11]
Aunque la Cuenca y la Cordillera y la Meseta de Colorado parezcan tener poco en común, sus historias geológicas están íntimamente entrelazadas. En la primera parte de esta Era ( Período Paleógeno ), ambas regiones tenían elevaciones bajas de probablemente menos de 1 kilómetro. Los geólogos todavía están reuniendo pruebas y debatiendo qué sucedió después. [11]
A partir de hace unos 20 millones de años, durante la época del Mioceno , las regiones de Cuenca y Cordillera y Meseta de Colorado se elevaron hasta 3 kilómetros. Se desarrolló una gran tensión en la corteza, probablemente relacionada con los movimientos cambiantes de las placas hacia el oeste. A medida que la corteza se extendía, la provincia de Cuenca y Cordillera se dividió en una multitud de valles y montañas alargadas. Sin embargo, por alguna razón que no se comprende completamente, la vecina meseta de Colorado pudo preservar su integridad estructural y permaneció como un solo bloque tectónico. Finalmente, el gran bloque de la corteza de la meseta de Colorado se elevó un kilómetro más alto que la Cuenca y la Cordillera. [11]
A medida que la tierra se elevaba, los arroyos respondían cortando canales de arroyos cada vez más profundos. El más conocido de estos arroyos, el río Colorado , comenzó a tallar el Gran Cañón hace menos de 6 millones de años. Las fuerzas de la erosión han expuesto el vívido caleidoscopio de capas de rocas que hacen de la meseta de Colorado una meca para los amantes de las rocas. [11]
Sistema de las Montañas Rocosas
Las Montañas Rocosas forman una majestuosa barrera montañosa que se extiende desde Canadá hasta el centro de Nuevo México. Aunque formidable, una mirada a la topografía revela una serie discontinua de cadenas montañosas con distintos orígenes geológicos. [12]
Las rocas que forman las montañas se formaron antes de que se elevaran las montañas. Los núcleos de las cadenas montañosas están en la mayoría de los lugares formados por trozos de corteza continental que tienen más de mil millones de años. En el sur, una cadena montañosa más antigua se formó hace 300 millones de años y luego se erosionó. Las rocas de esa cordillera más antigua se reformaron en las Montañas Rocosas.
Las Montañas Rocosas tomaron forma durante un período de intensa actividad tectónica de placas que formó gran parte del paisaje accidentado del oeste de los Estados Unidos. Tres episodios importantes de formación de montañas remodelaron el oeste desde hace unos 170 a 40 millones de años ( períodos Jurásico a Cenozoico ). El último evento de construcción de montañas, la orogenia Laramide , (hace unos 70-40 millones de años) el último de los tres episodios, es responsable de levantar las Montañas Rocosas. [12]
Durante la última mitad de la Era Mesozoica, la Era de los Dinosaurios, gran parte de la actual California, Oregón y Washington se agregaron a América del Norte. el oeste de América del Norte sufrió los efectos de repetidas colisiones cuando las placas de corteza oceánica se hundieron bajo el borde continental. Las astillas de la corteza continental, transportadas por las placas oceánicas en subducción, fueron arrastradas hacia la zona de subducción y raspadas hasta el borde de América del Norte. [12]
Alrededor de 200 a 300 millas tierra adentro, el magma generado por encima de la losa en subducción se elevó hacia la corteza continental de América del Norte. Grandes cadenas montañosas volcánicas en forma de arco crecieron a medida que la lava y la ceniza brotaban de docenas de volcanes individuales. Debajo de la superficie, se inyectaron grandes masas de roca fundida y se endurecieron en su lugar. [12]
Durante 100 millones de años, los efectos de las colisiones de placas se concentraron muy cerca del borde del límite de las placas de América del Norte, 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 Montañas Rocosas. [12]
El crecimiento de las Montañas Rocosas ha sido uno de los enigmas geológicos más desconcertantes. Normalmente, la construcción de montañas se concentra entre 200 y 400 millas tierra adentro desde el límite de una zona de subducción, sin embargo, las Montañas Rocosas están cientos de millas tierra adentro. Aunque los geólogos continúan reuniendo evidencia para explicar el surgimiento de las Montañas Rocosas, la respuesta probablemente esté en una losa subductora inusual. [12]
En una zona de subducción "típica", una placa oceánica normalmente se hunde en un ángulo bastante alto (ver arriba). Un arco volcánico crece sobre la placa subductora. Durante el crecimiento de las Montañas Rocosas, el ángulo de la placa de subducción puede haberse aplanado significativamente, moviendo el foco del derretimiento y la formación de montañas mucho más hacia el interior de lo que normalmente se espera. [12]
Se postula que el ángulo poco profundo de la placa subductora aumentó en gran medida la fricción y otras interacciones con la masa continental gruesa sobre ella. Tremendos empujes apilaron láminas de corteza una encima de la otra, construyendo la extraordinariamente ancha y alta cordillera de las Montañas Rocosas. [12]
Hace 60 millones de años, las Montañas Rocosas eran como el Tíbet : una meseta alta, probablemente a 6.000 metros (20.000 pies) sobre el nivel del mar. Desde entonces, la erosión eliminó las rocas altas, revelando las rocas ancestrales debajo y formando el paisaje actual de las Montañas Rocosas. [13] Los períodos de glaciación ocurrieron desde la Época del Pleistoceno (hace 1.8 millones a 70.000 años) hasta la Época del Holoceno (hace menos de 11.000 años). Las edades de hielo dejaron su huella en las Montañas Rocosas, formando extensos accidentes geográficos glaciares , como valles en forma de U y circos . [14]
Laurentian Upland
Cada continente tiene un núcleo de rocas metamórficas muy antiguas. La Provincia Superior Upland es la extensión sur de la Provincia Laurentian Upland, parte del núcleo de América del Norte llamado Escudo Canadiense . Las rocas del basamento de la provincia de Laurentian Upland se metamorfosearon hace unos 2500 millones de años en una colisión de placas tectónicas de formación de montañas llamada Orogenia Kenoran . [15]
Las rocas de la montaña superior son en su mayoría rocas metamórficas precámbricas y rocas paleozoicas superpuestas ( Cámbrico ) cubiertas por una fina capa de depósitos glaciares que quedaron cuando los glaciares se derritieron al final de la Edad de Hielo del Pleistoceno . Si pudiéramos quitar todas las rocas más jóvenes depositadas en la parte superior del sótano precámbrico enterrado, vería un paisaje de bajo relieve. La topografía de las rocas precámbricas es muy tenue, con apenas 500 pies 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 lejano que biseló la superficie montañosa original a una superficie suavemente ondulada. La superficie actual no es muy diferente. Las colinas se elevan a unos pocos cientos de pies sobre el campo circundante. Los más altos, como Rib Hill , Wisconsin, están compuestos principalmente de granito o cuarcita resistente . [15]
La estructura de la roca Superior Upland es bastante compleja. Los pliegues y fallas, la mayoría de los cuales se remontan a la época precámbrica, registran varios episodios de formación de montañas. Las colisiones de placas que formaron el núcleo de nuestro continente dejaron una tendencia estructural sorprendente. Las crestas y los valles están fuertemente alineados a lo largo de esta tendencia noreste-suroeste. Lake Superior es un ejemplo de esta tendencia estructural noreste-suroeste. Las crestas de roca resistente a la erosión se elevan por encima de los valles y se excavan en unidades de roca más débiles. [15]
Los efectos de las glaciaciones repetidas han dejado su huella en el Altiplano Superior. La topografía glacial actual es el producto de la glaciación más reciente que terminó hace apenas 10.000 años. Durante el final de Wisconsin , la última glaciación del Pleistoceno, una enorme capa de hielo continental creció primero en el norte y luego se expandió gradualmente hacia el sur. Varios gruesos lóbulos de hielo glacial en forma de dedos envolvieron la región mientras se movían a través de la cuenca Superior. Rocas de todos los tamaños fueron arrancadas y limpiadas desde más al norte y arrastradas por la masa helada. Cuando las capas de hielo continentales se derriten, dejaron una variedad de rocas llamadas deriva glaciar que cubren gran parte del paisaje de las Tierras Altas Superiores. [15]
Llanuras interiores
Interior Plains es una vasta región que se extiende por el núcleo estable de América del Norte. Esta área se formó cuando varios continentes pequeños chocaron y se soldaron hace más de mil millones de años, durante el Precámbrico. Las rocas ígneas y metamórficas precámbricas ahora forman el basamento de las llanuras interiores y forman el núcleo estable de América del Norte. Con la excepción de Black Hills de Dakota del Sur, toda la región tiene un relieve bajo, lo que refleja más de 500 millones de años de relativa estabilidad tectónica. [dieciséis]
A lo largo de las Eras Paleozoica y Mesozoica, la región de las llanuras interiores, en su mayoría bajas, permaneció relativamente poco afectada por las colisiones tectónicas de formación de montañas sufridas por los márgenes occidental y oriental del continente. [dieciséis]
Durante gran parte de la Era Mesozoica, el interior continental de América del Norte estuvo en su mayor parte muy por encima del nivel del mar, con dos notables excepciones. Durante parte del Jurásico (hace 208-144 millones de años), el aumento del nivel del mar inundó las zonas bajas del continente. Gran parte de las llanuras interiores finalmente quedaron sumergidas bajo el mar poco profundo de Sundance . [dieciséis]
Los sedimentos que se erosionan desde las Montañas Rocosas en ascenso hacia el oeste se lavaron en el mar y se depositaron como cuñas en capas de escombros finos. A medida que se acumulaban arena, barro y arcillas, el mar de Sundance se retiraba hacia el norte. Conservados dentro de las areniscas, lutitas y arcillas multicolores que formaban la costa, se encuentran los restos de innumerables dinosaurios que vagaban por la costa de Sundance. [dieciséis]
Los conjuntos de fósiles ocultos dentro de las capas sedimentarias de la Formación Morrison se encuentran entre los más ricos del mundo. En algunas áreas, los huesos de muchos dinosaurios se concentran en un área muy pequeña, lo que indica que fueron transportados durante las inundaciones y luego depositados junto a un arroyo. [dieciséis]
Una vez más, durante el Período Cretácico (hace 144-65 millones de años), niveles récord del mar inundaron el interior continental con mares poco profundos. [dieciséis]
Las Planicies Interiores continuaron recibiendo depósitos de las Montañas Rocosas en erosión al oeste y las Montañas Apalaches y Ozark / Ouachita al este y sur durante la Era más reciente, el Cenozoico. La llanura de las llanuras interiores es un reflejo de la plataforma de depósitos marinos y arroyos, en su mayoría planos, establecidos en las eras mesozoica y cenozoica. [dieciséis]
Apalaches, tierras altas interiores y llanuras atlánticas
Las rocas de las montañas Apalaches , Ouachita y Ozark son antiguas y comparten un origen común. Consisten en gran parte en rocas sedimentarias de la era Paleozoica que se depositaron en el fondo del mar y actualmente están plegadas y falladas. Los Apalaches también tienen rocas volcánicas y astillas de antiguo lecho marino. [18] Estas montañas fueron una vez parte de una poderosa cadena montañosa elevada que se extiende desde las Tierras Altas de los Apalaches hasta Texas. [19]
Durante la Era Paleozoica más temprana , el continente que más tarde se convertiría en América del Norte se extendía a horcajadas sobre el ecuador. La región de los Apalaches era un margen de placa pasiva , no muy diferente de la actual provincia de la llanura costera atlántica . Durante este intervalo, la región se sumergió periódicamente bajo mares poco profundos. Se depositaron gruesas capas de sedimentos y rocas carbonatadas en el fondo marino poco profundo cuando la región se sumergió. Cuando los mares retrocedieron, dominaron los depósitos sedimentarios terrestres y la erosión. [18]
Durante el Período Ordovícico medio (hace unos 440-480 millones de años), un cambio en los movimientos de las placas preparó el escenario para el primer evento de construcción de montañas del Paleozoico ( orogenia tacónica ) en América del Norte. El margen pasivo de los Apalaches, una vez tranquilo, cambió a un límite de placa muy activo cuando una placa oceánica vecina, el Japeto , chocó y comenzó a hundirse debajo del cratón de América del Norte . 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 empuje levantaron y deformaron la roca sedimentaria más vieja depositada en el margen pasivo. A medida que se elevaban las montañas, la erosión comenzó a desgastarlas. Los arroyos arrastraron los escombros de rocas ladera abajo para depositarlos en las tierras bajas cercanas. [18]
Esta fue solo la primera de una serie de colisiones de placas de construcción de montañas que contribuyeron a la formación de los Apalaches. La formación de montañas continuó periódicamente durante los siguientes 250 millones de años ( de Caledonia , Acadia , Ouachita , Hercianos y Alleghenian orogénesis). El supercontinente Pangeano comenzó a tomar forma. Las microplacas , trozos más pequeños de corteza demasiado pequeños para ser llamados continentes, fueron barridos, uno por uno, para soldarse a la masa en crecimiento. [18]
Hace unos 300 millones de años ( período de Pensilvania ), África se acercaba al cratón de América del Norte. El cinturón de colisión se extendió a la región de Ozark - Ouachita y a través de las montañas Marathon de Texas. La colisión continente contra continente elevó la cadena Apalache-Ouachita a elevadas gamas de escala del Himalaya . La masa masiva de Pangea se completó cerca del final de la Era Paleozoica ( Período Pérmico ) cuando África ( Gondwana ) se abrió paso en la aglomeración continental, con las montañas Apalaches-Ouachita cerca del núcleo. [18] Desde hace unos 280-230 millones de años, (Era Paleozoica Tardía hasta el Triásico Tardío ), el continente que ahora conocemos como América del Norte fue continuo con África, América del Sur y Europa. [20]
Durante el Triásico Tardío , Pangea comenzó a desgarrarse cuando creció una fisura de tres puntas entre África, América del Sur y América del Norte. La ruptura comenzó cuando el magma brotó a través de la debilidad de la corteza, creando una zona de ruptura volcánica. Las erupciones volcánicas arrojaron cenizas y escombros volcánicos a través del paisaje a medida que estos fragmentos cortados del tamaño de un continente de Pangea divergieron. [20] La brecha entre los continentes en expansión creció gradualmente para formar una nueva cuenca oceánica, el Atlántico . La zona de ruptura conocida como la cordillera del Atlántico medio continuó proporcionando los materiales volcánicos en bruto para la cuenca oceánica en expansión. [20]
América del Norte se alejó lentamente de la zona de ruptura hacia el oeste. La gruesa corteza continental que formaba la nueva costa este se derrumbó en una serie de bloques de fallas caídos hacia abajo que son aproximadamente paralelos a la costa actual. Al principio, el borde caliente y fallado del continente era alto y flotante en relación con la nueva cuenca oceánica. A medida que el borde de América del Norte se alejó de la zona de ruptura caliente, comenzó a enfriarse y a hundirse bajo el nuevo Océano Atlántico. Este límite de placa divergente, una vez activo, se convirtió en el borde de salida pasivo de América del Norte que se mueve 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 ruptura, América del Sur se separó de América del Norte 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 ruptura permanece como una marca indeleble en el paisaje llamado Mississippi Embayment . Es esta bahía la que abrió la brecha dramática entre los Apalaches del sur y las Tierras Altas de Ouachita-Ozark. [19]
Prevalecieron el desgaste y la erosión, y las montañas comenzaron a desgastarse. [18] Al 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 arroyos y gradualmente cubrieron el margen continental fallado, enterrándolo bajo una cuña, de miles de pies de espesor, de capas de escombros volcánicos y sedimentarios. [20] En la actualidad, la mayoría de las capas de rocas sedimentarias del Mesozoico y Cenozoico que se encuentran debajo de gran parte de la llanura costera y la plataforma continental periférica permanecen casi horizontales o se inclinan suavemente hacia el mar. [20]
Durante el Cenozoico, la geología de las diferentes regiones divergió. Los Apalaches comenzaron a elevarse, mientras que Ouachita y Ozarks no lo hicieron. El levantamiento rejuveneció los arroyos, que respondieron rápidamente cortando hacia abajo en el antiguo lecho de roca. Algunos arroyos fluían a lo largo de capas débiles que definen los pliegues y fallas creadas muchos millones de años antes. Otros arroyos descienden tan rápidamente que atraviesan las resistentes rocas plegadas del núcleo de la montaña, excavando cañones a través de capas de roca y estructuras geológicas. [18]
Alaska
La mayor parte de Alaska está formada por terrenos acumulados por colisiones con arcos de islas arrastrados durante los últimos 160 millones de años. [21] Estos terrenos fueron causados por la subducción secuencial de las placas Farallon , Kula y Pacific . [21] Actualmente, la placa del Pacífico se está subduciendo debajo de Alaska, produciendo la serie de volcanes en forma de arco de las Aleutianas a través de la Península de Alaska y las Islas Aleutianas . [21]
Una de las suturas dejadas por la adición de terrenos es la falla Denali , que se curva a través del centro-sur de Alaska. [21] La falla de Denali se dobla al norte de Denali . La combinación de la subducción de la placa del Pacífico y la curva en la falla Denali hace que Denali sea la montaña más alta de América del Norte. [22]
Hawai
El estado de Hawái consiste en una cadena de islas o archipiélago. El archipiélago se desarrolló a medida que la placa del Pacífico se movía lentamente hacia el noroeste sobre un punto caliente en el manto de la Tierra a una velocidad de aproximadamente 32 millas (51 km) por millón de años. Por lo tanto, la isla sureste ( Hawai'i ) es volcánicamente activa mientras que las islas en el extremo noroeste del archipiélago son más antiguas y típicamente más pequeñas, debido a una exposición más prolongada a la erosión . La edad del archipiélago se ha estimado utilizando métodos de datación por potasio-argón. [23] A partir de este estudio y de otros, [24] [25] se estima que la isla más al noroeste, el atolón Kure , es la más antigua con aproximadamente 28 millones de años (Ma); mientras que Hawaiʻi, es de aproximadamente 0,4 Ma (400.000 años). El único vulcanismo activo en los últimos 200 años ha sido en Hawai'i y en el volcán sumergido pero en crecimiento en el extremo sureste, Lo'ihi .
Casi todo el magma del hotspot tiene la composición de 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 está expuesta en las islas, pero es extremadamente rara. La mayoría de las erupciones en Hawái son erupciones de tipo hawaiano porque el magma basáltico es relativamente fluido en comparación con los magmas típicamente involucrados en erupciones más explosivas, como los magmas andesíticos que producen algunas de las espectaculares y peligrosas erupciones alrededor de los márgenes de la cuenca del Pacífico.
Referencias
- ^ a b c Este artículo incorpora material de dominio público del documento del Servicio Geológico de los Estados Unidos : "Provincias geológicas de los Estados Unidos: Registros de una Tierra activa" . Geología de USGS en los parques . Archivado desde el original el 25 de junio de 2013 . Consultado el 12 de mayo de 2013 .
- ^ a b c d e f g h yo Este artículo incorpora material de dominio público del documento del Servicio Geológico de los Estados Unidos : "Provincia del Pacífico" . Geología de USGS en los parques . Archivado desde el original el 25 de junio de 2013 . Consultado el 12 de mayo de 2013 .
- ^ a b Este artículo incorpora material de dominio público del documento del Servicio Geológico de los Estados Unidos : "Provincia Volcánica Cascades" . Geología de USGS en los parques . Archivado desde el original el 24 de junio de 2013 . Consultado el 13 de mayo de 2013 .
- ^ a b c d e f Este artículo incorpora material de dominio público del documento del Servicio Geológico de los Estados Unidos : "Provincia volcánica de las Cascadas" . Geología de USGS en los parques . Archivado desde el original el 6 de septiembre de 2015 . Consultado el 13 de mayo de 2013 .
- ^ a b c d e f g h yo j k Este artículo incorpora material de dominio público del documento del Servicio Geológico de los Estados Unidos : "Provincia de la meseta de Columbia" . Geología de USGS en los parques . Archivado desde el original el 18 de febrero de 2013 . Consultado el 12 de mayo de 2013 .
- ^ Henry, C .; Aranda-Gómez, J. (1992). "La cuenca y la cordillera del sur real: extensión del Cenozoico medio a tardío en México". Geología . 20 (8): 701–704. Código Bibliográfico : 1992Geo .... 20..701H . doi : 10.1130 / 0091-7613 (1992) 020 <0701: trsbar> 2.3.co; 2 .
- ^ a b c d e f g Este artículo incorpora material de dominio público del documento del Servicio Geológico de los Estados Unidos : "Provincia de Cuenca y Cordillera" . Geología de USGS en los parques . Archivado desde el original el 25 de enero de 2009 . Consultado el 12 de mayo de 2013 .
- ^ Reynolds, D .; Christensen, J. (2001). Nevada . Portland, Oregon: Centro de artes gráficas.
- ^ Leighty, Robert D. (2001). "Provincia fisiográfica de la meseta de Colorado" . Informe de contrato . Oficina de Ciencias de la Información de la Agencia de Proyectos de Investigación Avanzada de Defensa (DOD). Archivado desde el original el 9 de junio de 2007 . Consultado el 25 de diciembre de 2007 .
- ^ Kiver, Eugene P .; Harris, David V. (1999). Geology of US Parklands (5ª ed.). Wiley. pag. 395. ISBN 978-0-471-33218-3.
- ^ a b c d e f g h yo Este artículo incorpora material de dominio público del documento del Servicio Geológico de los Estados Unidos : "Provincia de la meseta de Colorado" . Geología de USGS en los parques . Archivado desde el original el 18 de febrero de 2013 . Consultado el 12 de mayo de 2013 .
- ^ a b c d e f g h Este artículo incorpora material de dominio público del documento del Servicio Geológico de los Estados Unidos : "Montañas Rocosas" . Geología de USGS en los parques . Archivado desde el original el 13 de mayo de 2008 . Consultado el 12 de mayo de 2013 .
- ^ Gadd, Ben (2008). Tours por la carretera geológica de las Montañas Rocosas Canadienses . Prensa Corax. págs. 80–81. ISBN 9780969263128.
- ^ Pierce, KL (1979). Historia y dinámica de la glaciación en el área norte del Parque Nacional Yellowstone . Washington, DC: Servicio geológico de EE. UU. págs. 1–90. Papel profesional 729-F.
- ^ a b c d Este artículo incorpora material de dominio público del documento del Servicio Geológico de los Estados Unidos : "Provincia de Laurentian Upland - Superior Upland" . Geología de USGS en los parques . Archivado desde el original el 12 de mayo de 2013 . Consultado el 12 de mayo de 2013 .
- ^ a b c d e f g Este artículo incorpora material de dominio público del documento del Servicio Geológico de los Estados Unidos : "Llanuras interiores" . Geología de USGS en los parques . Archivado desde el original el 24 de mayo de 2013 . Consultado el 12 de mayo de 2013 .
- ^ Blakey, Ron. "Paleogeografía y evolución geológica de América del Norte" . Tectónica de placas global y paleogeografía . Universidad del Norte de Arizona. Archivado desde el original el 21 de junio de 2008 . Consultado el 4 de julio de 2008 .
- ^ a b c d e f g h Este artículo incorpora material de dominio público del documento del Servicio Geológico de los Estados Unidos : "Provincias geológicas de los Estados Unidos: provincia de las tierras altas de los Apalaches" . Archivado desde el original el 14 de enero de 2008 . Consultado el 2 de septiembre de 2007 .
- ^ a b Este artículo incorpora material de dominio público del documento del Servicio Geológico de los Estados Unidos : "Tierras Altas Interiores de Ouachita-Ozark" . Geología de USGS en los parques . Archivado desde el original el 25 de junio de 2013 . Consultado el 13 de mayo de 2013 .
- ^ a b c d e f Este artículo incorpora material de dominio público del documento del Servicio Geológico de los Estados Unidos : "Provincias geológicas de los Estados Unidos: provincia de la llanura atlántica" . Geología de USGS en los parques . Archivado desde el original el 25 de junio de 2013.
- ^ a b c d Plafker, George; Berg, Henry C. (1994). "Descripción general de la evolución geológica y tectónica de Alaska" (PDF) . La geología de Alaska . La geología de América del Norte. G-1 . Sociedad Geológica de América.
- ^ "La Cordillera de Alaska y Denali: geología y orogenia" . Servicio de Parques Nacionales . Consultado el 17 de diciembre de 2017 .
- ^ Clague, DA; Dalrymple, GB (1989). "Tectónica, geocronología y origen de la cadena volcánica del emperador hawaiano" (PDF) . La Geología de América del Norte, Volumen N: El Océano Pacífico Oriental y Hawai . La Sociedad de Geología de América. Archivado desde el original (PDF) el 11 de junio de 2011 . Consultado el 17 de enero de 2011 .
- ^ McDougall, yo; Swanson, DA (1972). "Edades de potasio-argón de lavas de la serie volcánica Hawi y Pololu, volcán Kohala, Hawaii" . Boletín de la Sociedad Geológica de América . 83 (12): 3731–3738. Código bibliográfico : 1972GSAB ... 83.3731M . doi : 10.1130 / 0016-7606 (1972) 83 [3731: PAOLFT] 2.0.CO; 2 . Consultado el 17 de enero de 2011 .
- ^ Clague, DA; Dalrymple, GB; Moberly, R (1975). "Petrografía y edades K-Ar de rocas volcánicas dragadas de la cordillera occidental de Hawai y la cadena de montes submarinos emperador del sur" . Boletín de la Sociedad Geológica de América . 86 (7): 991–998. Código bibliográfico : 1975GSAB ... 86..991C . doi : 10.1130 / 0016-7606 (1975) 86 <991: PAKAOD> 2.0.CO; 2 . Consultado el 17 de enero de 2011 .