Plataforma de Florida

La plataforma de Florida se originó en Gondwana a principios del Paleozoico. Datos de estudios paleontológicos , geoquímicos isotópicos y paleomagnéticos indican que la plataforma formaba parte del margen continental del África occidental cerca de Senegal . En perforaciones realizadas en el norte de Florida que alcanzaron areniscas y lutitas del Paleozoico, se han recuperado fósiles de graptolitos , braquiópodos , trilobites , crinoideos , moluscos , conodontos , palinomorfos y quitinozoos . Las asociaciones faunísticas se asemejan a las africanas o sudamericanas, pero ninguna se asemeja a ninguna norteamericana. Las perforaciones también han atravesado granito y otras rocas volcánicas. El terreno Tallahassee-Suwannee, que forma el basamento bajo el norte de Florida y el sur de Georgia (al noroeste de la Zona de Fractura de las Bahamas), contiene rocas riolíticas que se correlacionan geoquímicamente con rocas encontradas en lugares a lo largo del margen occidental de África. El complejo metamórfico de Santa Lucie coincide con las rocas del orógeno de Rokelide en Guinea . El granito de Osceola se asemeja al granito de Coya en Senegal. Las rocas sedimentarias de la cuenca de Suwannee se han correlacionado con las de la cuenca de Bove en Guinea-Bissau ; es probable que ambas formaciones sean remanentes de una extensa cuenca. ^{[ 8 ]}

A finales del Paleozoico, Laurentia (el núcleo de lo que hoy es Norteamérica) convergió con Gondwana, cerrando el océano Iapetus y creando el supercontinente Pangea. La parte de Gondwana que miraba hacia Laurentia incluía lo que hoy son África occidental y el norte de Sudamérica. La colisión creó fallas de desgarre en Gondwana a medida que los bloques de corteza se movían en respuesta a irregularidades en los márgenes continentales. Hay varias fallas posibles de este período en el basamento de la Plataforma de Florida, siendo la más prominente la Zona de Fractura de las Bahamas. ^{[ 9 ]} La Anomalía Magnética de Brunswick, que consta de un componente negativo al norte y un componente positivo al sur, se extiende de este a oeste a través del sur de Georgia y Alabama. Se cree comúnmente que la anomalía marca el límite entre la Plataforma de Florida y el resto de Norteamérica. Una explicación alternativa para la anomalía es que la placa norteamericana se subdujo bajo Gondwana al cerrarse el océano Iapetus, y que la anomalía marca el extremo inferior de la litosfera norteamericana subducida bajo el terreno Tallahassee-Suwannee (la parte norte de la plataforma de Florida), cuyo límite norte podría estar hasta 100 kilómetros (60 millas) al norte de la anomalía. Otra propuesta es que la anomalía magnética de Brunswick fue una cuenca de rift mesozoica. También se ha propuesto que la anomalía magnética de Florida, que cruza la península de Florida aproximadamente desde el condado de Volusia hasta el condado de Hernando , marca la sutura entre Norteamérica y la plataforma de Florida. ^{[ 10 ]} 

Las reconstrucciones de Pangea sitúan la Plataforma de Florida en la unión de los continentes africano, norteamericano y sudamericano. Un sistema de rifts que eventualmente produciría el Océano Atlántico comenzó a abrirse a lo largo de los márgenes continentales pre-pangeos durante el Triásico. Se cree que la formación de rifts se inició por puntos calientes , incluyendo uno cerca del extremo sur de la Plataforma de Florida. Las firmas isotópicas de las rocas volcánicas del sur de Florida indican que fueron producidas por un punto caliente. El Rift del Sur de Georgia , un graben, comenzó a formarse a través de lo que ahora es el sur de Georgia (a lo largo del margen pre-pangeo entre África y América del Norte), pero se detuvo y se convirtió en un aulacógeno , un brazo fallido de una triple unión . La formación de rifts se desplazó, separando la Plataforma de Florida y los Bancos de las Bahamas de África y América del Sur. ^{[ 11 ]}

América del Norte comenzó a separarse de América del Sur a principios del Jurásico, con la apertura del Golfo de México en ese mismo período. Los grabens y horsts en el basamento de la parte occidental de la Plataforma de Florida podrían haberse desarrollado debido a las tensiones en la corteza causadas por la apertura del Golfo de México, o podrían ser horsts que se desprendieron de América del Norte y se reincorporaron a la Plataforma de Florida. De manera similar, los horsts que se desprendieron de América del Sur podrían subyacer al sur de Alabama y Mississippi . La Plataforma de Florida ha permanecido tectónicamente tranquila desde el final de la rifting. Se ha producido un levantamiento regional en las capas sedimentarias que se han acumulado en la Plataforma de Florida, pero son producto de movimientos epirogénicos causados ​​por cambios de densidad resultantes de la disolución de la caliza . ^{[ 11 ]}

Los sedimentos clásticos comenzaron a acumularse en las incipientes fallas asociadas a la Plataforma de Florida a finales del Triásico y principios del Jurásico. Con la apertura del Golfo de México a mediados del Jurásico, se acumularon sedimentos carbonáticos, evaporíticos y siliciclásticos en la Plataforma de Florida. La ensenada de Apalachicola y la cuenca de Tampa desarrollaron gruesos sedimentos de evaporita (relacionados con la Sal de Louann ). Los sedimentos clásticos (Arena de Norphlet) se desarrollaron sobre los evaporitas en la parte norte de la plataforma, y ​​con un posterior aumento del nivel del mar, se depositó la Caliza de Smackover . ^{[ 12 ]}

Desde finales del Triásico hasta mediados del Jurásico, la mayor parte de la Plataforma de Florida se encontraba sobre el nivel del mar y no se conservan estratos sedimentarios de ese período. Desde finales del Jurásico, pasando por el Cretácico , hasta el Paleógeno (principios del Cenozoico), el nivel del mar fue más alto que en la actualidad, y la mayor parte de la plataforma permaneció sumergida la mayor parte del tiempo. Durante el Jurásico y el Cretácico, la plataforma era una plataforma con borde. A medida que el nivel del mar subía y bajaba durante los ciclos glaciares, se depositaron capas de sedimentos sobre la plataforma sumergida, principalmente sedimentos carbonatados y evaporíticos en las porciones meridionales, mientras que los sedimentos clásticos deltaicos y marinos eran más comunes en las porciones occidental y septentrional. Los sedimentos clásticos se extendieron más al sur cuando el nivel del mar era relativamente bajo. Se formaron arrecifes a lo largo del margen occidental de la plataforma durante el Cretácico temprano, y alrededor del extremo sur de la plataforma en el Cretácico tardío, creando cuencas con umbral donde se desarrollaron gruesas capas de yeso y anhidrita . ^{[ 13 ]}

Durante el Jurásico tardío y el Cretácico temprano , la Plataforma de Florida formaba parte de un complejo de plataforma carbonatada muy grande conocido como la Gigaplataforma Bahamas-Grand Banks, que se extendía a lo largo de casi 7000 kilómetros (4350 millas) desde los bancos de las Bahamas a través de la Plataforma de Florida y a lo largo de la costa de América del Norte hasta Canadá, tres veces más larga que la Gran Barrera de Coral . La sedimentación carbonatada al norte de Florida cesó durante el Cretácico, probablemente debido a una combinación de factores como la migración de gran parte de la placa norteamericana hacia climas más fríos, la eutrofización por el exceso de nutrientes provenientes de la escorrentía terrestre y del afloramiento oceánico, el enterramiento por sedimentos siliciclásticos erosionados de los montes Apalaches y las fluctuaciones del nivel del mar. La formación de sedimentos carbonatados continuó hasta la actualidad en el megabanco Florida-Bahamas porque se mantuvo en un clima tropical o subtropical, los sedimentos siliciclásticos no llegaron a la zona y, en general, no estuvo sujeta a estrés ambiental. ^{[ 14 ]} 

Durante la mayor parte del Cretácico, la megaplataforma Florida-Bahamas se extendía desde la escarpa de Florida Occidental (el borde de la plataforma continental al oeste de Florida en el Golfo de México) hasta la escarpa Blake-Bahamas, que limita con la meseta Blake y los bancos de Bahamas al este, y al sur hasta el centro de la actual Cuba. Los bancos de Bahamas se originaron en fondos marinos poco profundos a finales del Jurásico, posiblemente en un terreno sumergido. El fondo oceánico se hundió a medida que el océano Atlántico se ensanchaba, pero la sedimentación carbonatada pudo mantenerse al ritmo, conservando el agua sobre la plataforma lo suficientemente poco profunda como para permitir que continuara la formación de carbonatos. Los bancos de Bahamas están compuestos de sedimentos carbonatados de aguas poco profundas de hasta 14 kilómetros (8,7 millas) de espesor. La apertura del canal Suwannee a través del sur de Georgia a mediados y finales del Cretácico transportó sedimentos siliciclásticos a la meseta Blake, poniendo fin a la formación de carbonatos. ^{[ 15 ]} 

Las partes occidental y meridional de la megaplataforma Florida-Bahamas sufrieron segmentación y sumersión durante el Cretácico medio. El margen sur de la megaplataforma retrocedió hacia el norte, pero luego volvió a crecer hacia el sur durante el Cretácico tardío y el Cenozoico. La placa del Caribe colisionó con la placa norteamericana a finales del Cretácico y durante el Eoceno medio, lo que provocó que la plataforma se plegara y flexionara, abriendo el estrecho de Florida , que separó la plataforma de Florida de los bancos de las Bahamas y proporcionó un paso para la corriente de Florida . ^{[ 15 ]}

A finales del Cretácico se desarrolló una fosa , el canal o estrecho de Suwannee, que se extendía por el sur de Georgia y el extremo occidental de Florida, conectando la ensenada de Tallahassee con la ensenada del sureste de Georgia. A mediados del Eoceno, el canal de Suwannee fue reemplazado por la fosa del Golfo , que se extendía desde la ensenada de Chattahoochee, en el extremo oriental del extremo occidental de Florida, hacia el noroeste, hasta Georgia, pero no conectaba con ninguna ensenada en la costa atlántica. (Las ensenadas de Tallahassee y Chattahoochee ocupaban esencialmente la misma posición y se denominan colectivamente ensenada de Apalachicola). ^{[ 16 ]}

El canal de Suwannee y la fosa del Golfo separaron eficazmente la sedimentación predominantemente carbonatada de la plataforma sur de la sedimentación clástica de la plataforma norte y oeste. El movimiento hacia el sur de la sedimentación clástica suprimió la sedimentación carbonatada. Cuando el nivel del mar era más alto, el canal se desplazó hacia el norte y se formaron sedimentos carbonatados sobre una mayor parte de la plataforma. El canal se rellenó con sedimentos clásticos durante el Oligoceno , como resultado de niveles del mar más bajos y corrientes más lentas en el canal causadas por un cambio en la Corriente del Golfo . Los Montes Apalaches se elevaron en el Paleógeno, aumentando los sedimentos siliciclásticos transportados por los arroyos hacia los canales. ^{[ 17 ]}

Un rasgo del perfil sísmico en Florida, denominado Límite de Secuencia del Cretácico Medio, se ha interpretado como una caída del nivel del mar seguida de un gran ascenso que condujo al depósito de sedimentos carbonatados de aguas profundas en el Cretácico tardío sobre depósitos carbonatados de aguas someras anteriores. El nivel del mar con respecto a la Plataforma de Florida subió y bajó repetidamente en el Cenozoico, dejando al descubierto e inundando alternativamente partes de la plataforma. Los depósitos de evaporitas en el Paleógeno eran más delgados y cubrían áreas más pequeñas que los del Cretácico tardío. La sedimentación carbonatada fue mayor en el Eoceno y el Oligoceno, mientras que los sedimentos clásticos han predominado desde el Mioceno. ^{[ 18 ]} Los sedimentos más antiguos expuestos en Florida son calizas del Eoceno de la Formación Avon Park en la cresta de la Plataforma de Ocala en los condados de Citrus y Levy . ^{[ 19 ]}

La plataforma de Florida está casi completamente cubierta por depósitos cenozoicos, cuyo espesor varía desde menos de 1 metro (3 pies) en el extremo central de Florida y partes de la península centro-occidental hasta más de 300 metros (980 pies) en el sur de Florida. El canal de Suwannee/fosa del Golfo, que había bloqueado en gran medida el movimiento hacia el sur de los sedimentos siliciclásticos a través de la plataforma durante el Paleógeno, aparentemente se había rellenado a finales del Oligoceno y los sedimentos siliciclásticos comenzaron a acumularse sobre la plataforma sur, suprimiendo la formación de depósitos carbonáticos en casi toda la plataforma. ^{[ 20 ]}  

El cambio en la sedimentación dominante implica que los depósitos carbonatados del Paleógeno (Paleoceno-Eoceno-Oligoceno) están ampliamente cubiertos por depósitos siliciclásticos del Neógeno ( Mioceno - Plioceno ). La superficie superior de los depósitos del Paleógeno en el centro y norte de la península de Florida y el extremo norte de Florida se erosionó y desarrolló una topografía kárstica . La superficie discordante entre los depósitos del Paleógeno y el Neógeno presenta varias elevaciones y cuencas. Las elevaciones incluyen la Plataforma de Ocala , el Arco de Chattahoochee, la Elevación de Sanford, la Plataforma de Saint Johns y la Plataforma de Brevard. Las cuencas incluyen la Cuenca del Golfo de México, el Sistema de Canales de Georgia (Ensenada de Appalacicola, Fosa del Golfo, Ensenada del Sureste de Georgia y Cuenca de Jacksonville), la Depresión de Osceola y la Cuenca de Okeechobee. El Arco Peninsular es una estructura anterior que afectó la sedimentación en el Paleógeno, pero no en el Neógeno. Los sedimentos del Neógeno son generalmente gruesos sobre las cuencas y delgados sobre las elevaciones. ^{[ 21 ]}

El nivel del mar con respecto a la Plataforma de Florida descendió y ascendió al menos tres veces durante el Mioceno. Las formaciones Chattahoochee y St. Marks se depositaron cuando gran parte de la plataforma estaba sumergida a principios del Mioceno . Las formaciones Chipola , Oak Grove y Shoal River , y el Grupo Hawthorn se depositaron a mediados del Mioceno . Las formaciones Jackson Bluff , Tamiami inferior y otras formaciones poco definidas se depositaron a finales del Mioceno . ^{[ 22 ]}

El nivel del mar subió durante el Plioceno , cubriendo la mayor parte de Florida. Los sedimentos siliciclásticos del Plioceno cubrieron una mayor extensión de la plataforma que en cualquier período anterior, incluso bajo las formaciones del Pleistoceno de los Cayos de Florida. Las zonas bajas de la plataforma acumularon depósitos gruesos, de más de 100 metros (330 pies) en la ensenada de Apalachicola y hasta 30 metros (100 pies) en la cuenca de Okeechobee. Los sedimentos del Plioceno en gran parte del extremo norte de Florida, incluidas las formaciones Citronelle y Miccosukee , formaban parte de un complejo deltaico , ahora cubierto por las Tierras Altas del Norte y del Oeste de Florida. En la ensenada de Apalachicola y la fosa del Golfo se depositaron las formaciones Jackson Bluff e Intracoastal. Las formaciones Cypresshead, Nashua y Caloosahatchee forman un gradiente de norte a sur en la península, complicado por la erosión y el transporte hacia el sur de los sedimentos de Cypresshead. La Florida al sur del lago Okeechobee era una amplia laguna durante el Plioceno, probablemente rodeada de arrecifes e islas barrera . Las formaciones Peace River y Tamiami superior se depositaron sobre el sur de Florida durante el Plioceno. ^{[ 23 ]}  

El nivel del mar en relación con la Plataforma de Florida subió y bajó durante el Pleistoceno en respuesta a los ciclos de glaciación. Los geólogos han identificado varias terrazas marinas del Pleistoceno, que se cree que se formaron cuando el nivel del mar se mantuvo elevado durante un período prolongado. Las formaciones Anastasia , Caloosahatchee y Fort Thompson , así como las calizas de Key Largo y Miami , se depositaron durante el Pleistoceno. ^{[ 22 ]}