Montañas escandinavas
On noviembre 26, 2021 by adminBedrockEdit
La mayoría de las rocas de los montes escandinavos son caledonianas, lo que significa que fueron puestas en su lugar por la orogenia caledoniana. Las rocas caledonianas se superponen a las rocas de las provincias Svecokarelian y Sveconorwegian, mucho más antiguas. Las rocas caledonianas forman en realidad grandes napas (skollor en sueco) que han sido empujadas sobre las rocas más antiguas. Gran parte de las rocas caledonianas se han erosionado desde que se colocaron en su lugar, lo que significa que antes eran más gruesas y contiguas. La erosión también implica que los cabalgamientos de roca caledoniana llegaron en su día más al este que en la actualidad. La erosión ha dejado macizos remanentes de rocas caledonianas y ventanas de roca precámbrica.
Aunque hay algunos desacuerdos, los geólogos reconocen generalmente cuatro unidades entre los napes: una unidad superior, una superior, una media y una inferior. La unidad inferior está formada por rocas sedimentarias del Ediacaran (Vendiano), del Cámbrico, del Ordovícico y del Silúrico. En algunos lugares también se incorporan trozos de rocas de escudo precámbricas a los napes inferiores.
Fue durante los períodos Silúrico y Devónico cuando los napes caledonianos se apilaron sobre las rocas más antiguas y sobre sí mismos. Esto ocurrió en relación con el cierre del océano Iapetus cuando los antiguos continentes de Laurentia y Báltica colisionaron. Esta colisión dio lugar a una cadena montañosa del tamaño del Himalaya, denominada Montes Caledonianos, que ocupa aproximadamente la misma zona que los actuales Montes Escandinavos. Los Montes Caledonianos iniciaron un colapso post-orogénico en el Devónico, lo que implica una extensión y subsidencia tectónica. A pesar de ocurrir en aproximadamente la misma área, las antiguas Montañas Caledonias y las modernas Montañas Escandinavas no están relacionadas.
OrigenEditar
El origen de la topografía montañosa actual es debatido por los geólogos. Geológicamente, las Montañas Escandinavas son un margen continental elevado y pasivo similar a las montañas y mesetas que se encuentran en el lado opuesto del Atlántico Norte, en el este de Groenlandia, o en la Gran Cordillera Divisoria de Australia. Los Montes Escandinavos alcanzaron su altura por procesos tectónicos diferentes a la orogenia, principalmente en el Cenozoico. Se ha propuesto un modelo de levantamiento en dos etapas para los Montes Escandinavos del sur de Noruega. Una primera etapa en el Mesozoico y una segunda etapa a partir del Oligoceno. El levantamiento del sur de Noruega ha elevado la extensión más occidental de la penillanura subcámbrica que forma parte de lo que se conoce como superficie pálida en Noruega. En el sur de Noruega, las montañas escandinavas tuvieron su principal fase de elevación más tarde (Neógeno) que en el norte de Escandinavia, que tuvo su principal fase de elevación en el Paleógeno. Por ejemplo, la Hardangervidda se elevó desde el nivel del mar hasta sus actuales 1.200-1.100 m en el Plioceno temprano.
Los distintos episodios de elevación de los Montes Escandinavos tuvieron una orientación similar e inclinaron las superficies terrestres hacia el este, permitiendo al mismo tiempo que los ríos incidieran en el paisaje. Algunas de las superficies inclinadas constituyen el paisaje de las llanuras de Muddus del norte de Suecia. La inclinación progresiva contribuyó a crear el patrón de drenaje paralelo del norte de Suecia. Se cree que el levantamiento ha sido acomodado por fallas normales paralelas a la costa y no por un abombamiento sin fallas. Por lo tanto, la denominación común de los Montes Escandivavos del Sur y los Montes Escandinavos del Norte como dos domos es engañosa. Hay opiniones divididas sobre la relación entre las llanuras costeras de Noruega, el estrato, y el levantamiento de las montañas.
A diferencia de las montañas orogénicas, no existe un modelo geofísico ampliamente aceptado para explicar los márgenes continentales pasivos elevados como los Montes Escandinavos. Sin embargo, a lo largo de los años se han propuesto varios mecanismos de elevación. Un estudio de 2012 sostiene que los Montes Escandinavos y otros márgenes continentales pasivos elevados comparten probablemente el mismo mecanismo de elevación y que este mecanismo está relacionado con las tensiones de campo lejano en la litosfera de la Tierra. Según este punto de vista, los Montes Escandinavos pueden compararse con un gigantesco pliegue litosférico anticlinal. El pliegue podría haber sido causado por la compresión horizontal que actúa sobre una zona de transición de la corteza fina a la gruesa (como todos los márgenes pasivos).
Las líneas de investigación alternativas han destacado el papel del clima en la inducción de la erosión que induce una compensación isostática; se cree que la erosión e incisión fluvial y glacial durante el Cuaternario ha contribuido al levantamiento de la montaña forzando una respuesta isostática. La cantidad total de elevación producida por este mecanismo podría ser de hasta 500 m. Otros geocientíficos han implicado el diapirismo en la astenosfera como causa de la elevación. Una hipótesis afirma que el levantamiento temprano de las montañas escandinavas podría deberse a los cambios en la densidad de la litosfera y la astenosfera causados por la pluma de Islandia cuando Groenlandia y Escandinavia se separaron hace unos 53 millones de años.
Geología del CuaternarioEditar
Muchas laderas y valles son rectos porque siguen fracturas tectónicas más propensas a la erosión. Otro resultado de la tectónica en el relieve es que las laderas correspondientes a las paredes de pie de las fallas normales tienden a ser rectas.Hay pruebas de que la divisoria de drenaje entre el Mar de Noruega y los ríos que fluyen hacia el sureste estaba antes más al oeste. Se cree que la erosión glaciar ha contribuido al desplazamiento de la divisoria, que en algunos casos debería haber superado los 50 km. Gran parte de las montañas escandinavas han sido esculpidas por la erosión glacial. La cadena montañosa está salpicada de circos glaciares generalmente separados entre sí por paleosuperficies preglaciares. La erosión glaciar ha sido limitada en estas paleosuperficies, que suelen formar mesetas entre los valles. Por ello, las paleosuperficies fueron objeto de un flujo de hielo divergente y lento durante las glaciaciones. En cambio, los valles concentraron el flujo de hielo formando glaciares rápidos o corrientes de hielo. En algunos lugares, los circos fusionados forman arêtes y picos piramidales. La remodelación glaciar de los valles es más marcada en la parte occidental de la cadena montañosa, donde los valles ahogados en forma de glaciar constituyen los fiordos de Noruega. En la parte oriental de la cadena montañosa, la remodelación glaciar de los valles es más débil. Muchas cimas de las montañas contienen campos de bloques que escaparon a la erosión glaciar, ya sea por haber sido nunataks en los períodos glaciares o por estar protegidos de la erosión bajo el hielo glaciar de base fría. Los sistemas kársticos, con sus cuevas y sumideros característicos, se dan en varios lugares de las montañas escandinavas, pero son más comunes en las partes septentrionales. La mayor parte de la cadena montañosa está cubierta por depósitos de origen glaciar, como mantos de arcilla, morrenas, drumlins y material glaciofluvial en forma de llanuras de afloramiento y eskers. Las superficies rocosas desnudas son más comunes en el lado occidental de la cordillera. Aunque las edades de estos depósitos y formas del terreno varían, la mayoría de ellos se formaron en relación con la glaciación Weichseliana y la posterior deglaciación.
Las glaciaciones cenozoicas que afectaron a Fennoscandia se iniciaron muy probablemente en los montes escandinavos. Se estima que durante el 50% de los últimos 2,75 millones de años los Montes Escandinavos albergaron casquetes y campos de hielo centrados en las montañas. Los campos de hielo de los que surgió la capa de hielo de Fennoscandia en múltiples ocasiones se asemejan con toda probabilidad a los actuales campos de hielo de la Patagonia andina. Durante el último máximo glacial (ca. 20 ka BP) todas las montañas escandinavas estaban cubiertas por la capa de hielo fenoscandiense, que se extendía mucho más allá de las montañas hasta Dinamarca, Alemania, Polonia y la antigua URSS. A medida que el margen de hielo comenzó a retroceder 22-17 ka BP, la capa de hielo se concentró cada vez más en las montañas escandinavas. La recesión del margen de hielo hizo que la capa de hielo se concentrara en dos partes de los Montes Escandinavos, una parte en el sur de Noruega y otra en el norte de Suecia y Noruega. Estos dos centros estuvieron unidos durante un tiempo, de modo que la unión constituyó una importante barrera de drenaje que formó varios grandes lagos efímeros embalsados por el hielo. Alrededor de 10 ka BP, la vinculación había desaparecido y lo mismo ocurrió con el centro sur de la capa de hielo un millar de años después. El centro norte permaneció unos cientos de años más, y hacia el 9,7 ka BP los montes Sarek orientales albergaban el último remanente de la capa de hielo fenoscandiense. El retroceso de la capa de hielo hacia los montes Escandinavos fue distinto al de la primera glaciación de montaña que dio origen a la capa de hielo, ya que la división del hielo se quedó atrás mientras la masa de hielo se concentraba en el oeste.
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