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Supercontinent

El supercontinente de Pangea con la posición de los continentes en el límite Pérmico - Triásico , hace aproximadamente 250 millones de años. AR = Amuria; NC = Norte de China ; S...

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El supercontinente de Pangea con la posición de los continentes en el límite Pérmico - Triásico , hace aproximadamente 250 millones de años. AR = Amuria; NC = Norte de China ; SC = Sur de China ; PA = Océano Panthalasico ; PT = Océano Paleotetis ; NT = Océano Neotetis . Orógenos mostrados en rojo. Zonas de subducción mostradas en negro. Centros de expansión mostrados en verde.
Aunque no es un supercontinente, la actual masa continental afroeurasiática contiene aproximadamente el 57% de la superficie terrestre del planeta.

En geología , un supercontinente es el conjunto de la mayoría o la totalidad de los bloques continentales o cratones de la Tierra que forman una única gran masa terrestre . [ 1 ] [ 2 ] [ 3 ] Sin embargo, algunos geólogos utilizan una definición diferente, "una agrupación de continentes anteriormente dispersos", que deja margen para la interpretación y es más fácil de aplicar a la época precámbrica . [ 4 ] Para diferenciar los supercontinentes de otras agrupaciones, se ha propuesto un límite según el cual un continente debe incluir al menos alrededor del 75 % de la corteza continental existente en ese momento para poder ser considerado un supercontinente. [ 5 ]

Bajo la acción de las fuerzas de la tectónica de placas , los supercontinentes se han formado y dispersado varias veces en el pasado geológico. Según las definiciones modernas, hoy en día no existe un supercontinente; [ 1 ] el más cercano es la actual masa continental afro-euroasiática , que cubre aproximadamente el 57% de la superficie terrestre total de la Tierra. El último período en el que las masas continentales estuvieron cerca unas de otras fue hace entre 336 y 175 millones de años, formando el supercontinente Pangea . Las posiciones de los continentes se han determinado con precisión hasta principios del Jurásico , poco antes de la fragmentación de Pangea. [ 6 ] Gondwana , predecesora de Pangea , no se considera un supercontinente según la primera definición, ya que las masas continentales de Báltica , Laurentia y Siberia estaban separadas en ese momento. [ 7 ]

Se plantea la hipótesis de que un futuro supercontinente, denominado Pangea Próxima , se formará en los próximos 250 millones de años. [ 8 ]

Teorías

El supercontinente fanerozoico Pangea comenzó a fragmentarse hace 215 millones de años , y este distanciamiento continúa hasta hoy. Dado que Pangea es el supercontinente más reciente de la Tierra, es el mejor conocido y comprendido. Su reconstrucción, que contribuye a su popularidad en las aulas, es casi tan sencilla como encajar los continentes actuales que bordean el océano Atlántico como si fueran piezas de un rompecabezas. [ 4 ]

Para el período anterior a Pangea, existen dos modelos contrastantes para la evolución de los supercontinentes a lo largo del tiempo geológico .

Serie

El primer modelo teoriza que existieron al menos dos supercontinentes separados que comprendían Vaalbara y Kenorland , con Kenorland componiendo Superia y Sclavia . Estas partes de edad neoarcaica se separaron hace aproximadamente 2480 y 2312 Ma , y porciones de ellas posteriormente colisionaron para formar Nuna (norte de Europa y América del Norte). Nuna continuó desarrollándose durante el Mesoproterozoico , principalmente por acreción lateral de arcos juveniles, y hace aproximadamente 1000 Ma Nuna colisionó con otras masas terrestres, formando Rodinia . [ 4 ] Entre hace aproximadamente 825 y 750 Ma Rodinia se fragmentó. [ 9 ] Sin embargo, antes de fragmentarse por completo, algunos fragmentos de Rodinia ya se habían unido para formar Gondwana hace aproximadamente 608 Ma . Pangea se formó a través de la colisión de Gondwana, Laurasia ( Laurentía y Báltica ) y Siberia .

Protopangea–Paleopangea

El segundo modelo (Kenorland-Arctica) se basa en evidencia paleomagnética y geológica y propone que la corteza continental comprendía un único supercontinente desde ~2,72 Ga hasta su ruptura durante el período Ediacárico después de ~0,573 Ga . La reconstrucción [ 10 ] se deriva de la observación de que los polos paleomagnéticos convergen a posiciones cuasiestáticas durante largos intervalos entre ~2,72–2,115 Ga; 1,35–1,13 Ga; y 0,75–0,573 Ga con solo pequeñas modificaciones periféricas a la reconstrucción. [ 11 ] Durante los períodos intermedios, los polos se ajustan a una trayectoria de deriva polar aparente unificada.

Aunque contrasta con el primer modelo, la primera fase (Protopangea) incorpora esencialmente Vaalbara y Kenorland del primer modelo. La explicación de la prolongada duración del supercontinente Protopangea-Paleopangea parece ser que la tectónica de tapas (comparable a la tectónica que opera en Marte y Venus) prevaleció durante el Precámbrico . Según esta teoría, la tectónica de placas tal como se observa en la Tierra contemporánea se volvió dominante solo durante la última parte de los tiempos geológicos. [ 11 ] Este enfoque fue ampliamente criticado por muchos investigadores debido a que utiliza una aplicación incorrecta de datos paleomagnéticos. [ 12 ]

Ciclos

Un ciclo de supercontinente es la fragmentación de un supercontinente y el desarrollo de otro, que tiene lugar a escala global. [ 4 ] Los ciclos de supercontinente no son lo mismo que el ciclo de Wilson , que es la apertura y el cierre de una cuenca oceánica individual . El ciclo de Wilson rara vez se sincroniza con el momento de un ciclo de supercontinente. [ 1 ] Sin embargo, tanto los ciclos de supercontinente como los ciclos de Wilson estuvieron involucrados en la creación de Pangea y Rodinia. [ 6 ]

Las tendencias seculares , como las carbonatitas , las granulitas , las eclogitas y los eventos de deformación de cinturones de rocas verdes , son posibles indicadores de la ciclicidad de los supercontinentes precámbricos, aunque la solución Protopangea-Paleopangea implica que el estilo fanerozoico de los ciclos de supercontinentes no operó durante estos tiempos. Además, existen casos en los que estas tendencias seculares tienen una huella débil, desigual o inexistente en el ciclo de supercontinentes; los métodos seculares para la reconstrucción de supercontinentes producirán resultados que solo tienen una explicación, y cada explicación para una tendencia debe encajar con las demás. [ 4 ]

La siguiente tabla nombra supercontinentes antiguos reconstruidos, utilizando la definición más laxa de Bradley de 2011, [ 7 ] con una escala de tiempo aproximada de millones de años atrás (Ma).

Vulcanismo

Se cree que las causas de la formación y dispersión de supercontinentes están impulsadas por procesos de convección en el manto terrestre . Aproximadamente a 660  km de profundidad en el manto, se produce una discontinuidad que afecta a la corteza superficial mediante procesos que involucran plumas y superplumas ( también conocidas como grandes provincias de baja velocidad de cizallamiento ). Cuando una placa de la corteza subducida es más densa que el manto circundante, se hunde hasta la discontinuidad. Una vez que las placas se acumulan, se hunden hasta el manto inferior en lo que se conoce como una "avalancha de placas". Este desplazamiento en la discontinuidad provoca que el manto inferior compense y ascienda en otro lugar. El manto ascendente puede formar una pluma o superpluma. [ 1 ]

Además de tener efectos composicionales en el manto superior al reponer los elementos litófilos de iones grandes , el vulcanismo afecta el movimiento de las placas. [ 1 ] Las placas se moverán hacia una depresión geoidal, tal vez donde ocurrió la avalancha de la placa, y se alejarán de la elevación geoidal que puede ser causada por plumas o superplumas. Esto hace que los continentes se empujen para formar supercontinentes y fue evidentemente el proceso que operó para que la corteza continental primitiva se agregara en Protopangea. [ 17 ]

La dispersión de los supercontinentes se produce por la acumulación de calor bajo la corteza debido al ascenso de grandes células de convección o plumas, y una liberación masiva de calor resultó en la ruptura final de Paleopangea. [ 18 ] La acreción ocurre sobre depresiones geoideas que pueden ser causadas por placas de avalancha o por las ramas descendentes de las células de convección. La evidencia de la acreción y dispersión de los supercontinentes se observa en el registro geológico de las rocas.

La influencia de las erupciones volcánicas conocidas no se compara con la de los basaltos de inundación . La cronología de los basaltos de inundación ha coincidido con una ruptura continental a gran escala. Sin embargo, debido a la falta de datos sobre el tiempo necesario para producir basaltos de inundación, el impacto climático es difícil de cuantificar. La cronología de un único flujo de lava también es indeterminada. Estos son factores importantes para comprender cómo los basaltos de inundación influyeron en el paleoclima . [ 6 ]

tectónica de placas

La paleogeografía global y las interacciones de placas desde la época de Pangea se comprenden relativamente bien hoy en día. Sin embargo, la evidencia se vuelve más escasa a medida que avanzamos en la historia geológica. Las anomalías magnéticas marinas, la correspondencia de márgenes pasivos , la interpretación geológica de cinturones orogénicos , el paleomagnetismo, la paleobiogeografía de fósiles y la distribución de estratos sensibles al clima son métodos para obtener evidencia de la ubicación de los continentes e indicadores del medio ambiente a lo largo del tiempo. [ 4 ]

El Fanerozoico (541 Ma hasta el presente) y el Precámbrico ( 4.6 Ga a 541 Ma ) tenían principalmente márgenes pasivos y circones detríticos (y granitos orogénicos ), mientras que la existencia de Pangea contenía pocos. [ 4 ] Los bordes coincidentes de los continentes son donde se forman los márgenes pasivos. Los bordes de estos continentes pueden rifting . En este punto, la expansión del fondo oceánico se convierte en la fuerza impulsora. Por lo tanto, los márgenes pasivos nacen durante la ruptura de los supercontinentes y mueren durante el ensamblaje de los supercontinentes. El ciclo de supercontinentes de Pangea es un buen ejemplo de la eficiencia de usar la presencia o ausencia de estas entidades para registrar el desarrollo, la existencia y la ruptura de los supercontinentes. Hay una fuerte disminución en los márgenes pasivos entre 500 y 350 Ma durante el momento del ensamblaje de Pangea. La existencia de Pangea está marcada por un bajo número de márgenes pasivos durante 336 a 275 Ma, y su ruptura está indicada con precisión por un aumento en los márgenes pasivos. [ 4 ]

Los cinturones orogénicos pueden formarse durante el ensamblaje de continentes y supercontinentes. Los cinturones orogénicos presentes en los bloques continentales se clasifican en tres categorías diferentes y tienen implicaciones para la interpretación de cuerpos geológicos. [ 1 ] Los cinturones orogénicos intercratónicos son característicos del cierre de cuencas oceánicas. Los indicadores claros de actividad intracratónica contienen ofiolitas y otros materiales oceánicos que están presentes en la zona de sutura. Los cinturones orogénicos intracratónicos ocurren como cinturones de cabalgamiento y no contienen ningún material oceánico. Sin embargo, la ausencia de ofiolitas no es una evidencia fuerte de cinturones intracratónicos, porque el material oceánico puede ser comprimido y erosionado en un ambiente intracratónico. El tercer tipo de cinturón orogénico es un cinturón orogénico confinado que es el cierre de pequeñas cuencas. El ensamblaje de un supercontinente tendría que mostrar cinturones orogénicos intracratónicos. [ 1 ] Sin embargo, la interpretación de los cinturones orogénicos puede ser difícil.

La colisión de Gondwana y Laurasia ocurrió a finales del Paleozoico. Esta colisión dio origen a la cordillera Varisca , a lo largo del ecuador. [ 6 ] Esta cordillera, de 6000 km de longitud, se suele dividir en dos partes: la cordillera Hercínica del Carbonífero superior, que conforma la parte oriental, y los Montes Apalaches , que se elevaron a principios del Pérmico , que constituyen la parte occidental . (La existencia de una meseta elevada y plana como la meseta tibetana es objeto de debate). La ubicación de la cordillera Varisca la hizo influyente tanto en el hemisferio norte como en el sur. La elevación de los Apalaches influyó notablemente en la circulación atmosférica global. [ 6 ]

Clima

Los continentes afectan drásticamente el clima del planeta, y los supercontinentes ejercen una influencia mayor y más predominante. Los continentes modifican los patrones globales de viento, controlan las corrientes oceánicas y tienen un albedo más alto que los océanos. [ 1 ] Las montañas desvían los vientos, y las diferencias de albedo provocan cambios en los vientos que soplan hacia la costa. Una mayor elevación en el interior de los continentes produce un clima más frío y seco, fenómeno conocido como continentalidad . Esto se observa hoy en Eurasia , y el registro geológico muestra evidencia de continentalidad en el centro de Pangea. [ 1 ]

Glacial

El término época glacial se refiere a un largo episodio de glaciación en la Tierra durante millones de años. [ 19 ] Los glaciares tienen importantes implicaciones en el clima, particularmente a través del cambio del nivel del mar . Los cambios en la posición y elevación de los continentes, la paleolatitud y la circulación oceánica afectan las épocas glaciales. Existe una asociación entre la fragmentación y la ruptura de continentes y supercontinentes y las épocas glaciales. [ 19 ] Según el modelo para la serie de supercontinentes precámbricos, la ruptura de Kenorland y Rodinia estuvo asociada con las épocas glaciales paleoproterozoica y neoproterozoica , respectivamente.

En contraste, la teoría Protopangea-Paleopangea muestra que estas glaciaciones se correlacionaron con períodos de baja velocidad continental, y se concluye que una caída en la actividad tectónica y volcánica correspondiente fue responsable de estos intervalos de frigidez global. [ 11 ] Durante la acumulación de supercontinentes con tiempos de elevación regional, las épocas glaciales parecen ser raras con poca evidencia que las respalde. Sin embargo, la falta de evidencia no permite concluir que las épocas glaciales no estén asociadas con el ensamblaje colisional de supercontinentes. [ 19 ] Esto podría representar simplemente un sesgo de preservación .

Durante el Ordovícico tardío (~458,4 Ma), la configuración particular de Gondwana pudo haber permitido que la glaciación y los altos niveles de CO₂ ocurrieran simultáneamente. [ 20 ] Sin embargo, algunos geólogos discrepan y creen que hubo un aumento de temperatura en ese momento. Este aumento pudo haber estado fuertemente influenciado por el movimiento de Gondwana a través del Polo Sur, lo que pudo haber impedido una acumulación prolongada de nieve. Si bien las temperaturas del Ordovícico tardío en el Polo Sur pudieron haber alcanzado el punto de congelación, no hubo capas de hielo desde el Silúrico temprano (~443,8 Ma) hasta el Misisípico tardío (~330,9 Ma). [ 6 ] Se puede llegar a un acuerdo con la teoría de que la nieve continental puede ocurrir cuando el borde de un continente está cerca del polo. Por lo tanto, Gondwana, aunque ubicada tangente al Polo Sur, pudo haber experimentado glaciación a lo largo de sus costas. [ 20 ]

Precipitación

Aunque las tasas de precipitación durante las circulaciones monzónicas son difíciles de predecir, existe evidencia de una gran barrera orográfica en el interior de Pangea durante el Paleozoico tardío (~251,9 Ma). La posibilidad de que las montañas Apalaches-Hercínicas, con orientación suroeste-noreste, hagan que las circulaciones monzónicas de la región sean potencialmente comparables a las circulaciones monzónicas actuales que rodean la meseta tibetana, la cual se sabe que influye positivamente en la magnitud de los períodos monzónicos en Eurasia. Por lo tanto, es de esperar que la menor topografía en otras regiones del supercontinente durante el Jurásico influyera negativamente en las variaciones de precipitación. La fragmentación de los supercontinentes puede haber afectado la precipitación local. [ 21 ] Cuando un supercontinente se fragmenta, aumenta la escorrentía de precipitación sobre la superficie de las masas continentales, incrementando la meteorización de silicatos y el consumo de CO 2 . [ 9 ]

Temperatura

Aunque durante el Arcaico la radiación solar se redujo en un 30 por ciento y el límite Cámbrico - Precámbrico en un 6 por ciento, la Tierra solo ha experimentado tres edades de hielo a lo largo del Precámbrico. [ 6 ] Es más probable llegar a conclusiones erróneas cuando los modelos se limitan a una configuración climática (que suele ser la actual). [ 22 ]

Los inviernos fríos en el interior de los continentes se deben a las proporciones de las tasas de enfriamiento radiativo (mayor) y transporte de calor desde los bordes continentales. Para elevar las temperaturas invernales en el interior de los continentes, la tasa de transporte de calor debe aumentar hasta ser mayor que la tasa de enfriamiento radiativo. Según los modelos climáticos, las alteraciones en el contenido de CO₂ atmosférico y el transporte de calor oceánico no son comparativamente efectivas. [ 22 ]

Los modelos de CO₂ sugieren que los valores fueron bajos durante las glaciaciones del Cenozoico tardío y del Carbonífero-Pérmico. Sin embargo, los valores del Paleozoico temprano son mucho mayores (más del 10 por ciento superiores a los actuales). Esto puede deberse a las altas tasas de expansión del fondo oceánico tras la fragmentación de los supercontinentes precámbricos y a la ausencia de plantas terrestres como sumidero de carbono . [ 20 ]

Durante el Pérmico tardío, se estima que las temperaturas estacionales de Pangea variaron drásticamente. Las temperaturas estivales subtropicales fueron entre 6 y 10 grados más cálidas que las actuales, y en las latitudes medias, el invierno fue inferior a -30 grados Celsius. Estos cambios estacionales dentro del supercontinente estuvieron influenciados por el gran tamaño de Pangea. Y, al igual que hoy, las regiones costeras experimentaron mucha menos variación. [ 6 ]

Durante el Jurásico, las temperaturas estivales no superaron los cero grados Celsius en el borde norte de Laurasia, que era la parte más septentrional de Pangea (la parte más meridional de Pangea era Gondwana). Los clastos erráticos transportados por el hielo , procedentes de Rusia, son indicadores de este límite norte. Se cree que el Jurásico fue aproximadamente 10 grados Celsius más cálido a lo largo de los 90 grados de paleolongitud este en comparación con la temperatura actual de la actual Eurasia central. [ 22 ]

ciclos de Milankovitch

Muchos estudios sobre los ciclos de Milankovitch durante los períodos de supercontinentes se han centrado en el Cretácico medio. Las amplitudes actuales de los ciclos de Milankovitch en la actual Eurasia podrían reflejarse tanto en el hemisferio sur como en el hemisferio norte del supercontinente Pangea. Los modelos climáticos muestran que las fluctuaciones estivales variaban entre 14 y 16 grados Celsius en Pangea, lo que es similar o ligeramente superior a las temperaturas estivales de Eurasia durante el Pleistoceno. Se espera que los ciclos de Milankovitch de mayor amplitud se hayan producido en latitudes medias y altas durante el Triásico y el Jurásico. [ 22 ]

Gases atmosféricos

La tectónica de placas y la composición química de la atmósfera (específicamente los gases de efecto invernadero ) son los dos factores más predominantes en la escala de tiempo geológico. La deriva continental influye tanto en los episodios climáticos fríos como cálidos. La circulación atmosférica y el clima están fuertemente influenciados por la ubicación y la formación de continentes y supercontinentes. Por lo tanto, la deriva continental influye en la temperatura media global. [ 6 ]

Los niveles de oxígeno del Arcaico eran insignificantes, y hoy rondan el 21 por ciento. Se cree que el contenido de oxígeno de la Tierra ha aumentado por etapas: seis o siete pasos que coinciden muy estrechamente con el desarrollo de los supercontinentes terrestres. [ 23 ]

  1. Los continentes chocan
  2. Se forman supermontañas
  3. Erosión de supermontañas
  4. Grandes cantidades de minerales y nutrientes son arrastradas al océano abierto.
  5. Explosión de vida de algas marinas (en parte debido a nutrientes conocidos).
  6. Grandes cantidades de oxígeno producidas durante la fotosíntesis

Se postula que el proceso de aumento del contenido de oxígeno atmosférico en la Tierra comenzó con la colisión entre continentes de enormes masas terrestres, formando supercontinentes y, por lo tanto, posiblemente cordilleras supercontinentales (supermontañas). Estas supermontañas se habrían erosionado, y las grandes cantidades de nutrientes, incluyendo hierro y fósforo , habrían llegado a los océanos, tal como ocurre en la actualidad. Los océanos se habrían enriquecido con nutrientes esenciales para los organismos fotosintéticos, los cuales podrían respirar grandes cantidades de oxígeno. Existe una aparente relación directa entre la orogenia y el contenido de oxígeno atmosférico. También hay evidencia de un aumento de la sedimentación simultáneo a estos eventos de oxigenación masiva, lo que significa que el carbono orgánico y la pirita en esos momentos tenían más probabilidades de quedar enterrados bajo sedimentos y, por lo tanto, no podían reaccionar con el oxígeno libre. Esto mantuvo el aumento del oxígeno atmosférico. [ 23 ]

Hace 2.65 Ga se produjo un aumento en el fraccionamiento de isótopos de molibdeno . Si bien fue temporal, respalda el aumento del oxígeno atmosférico, ya que los isótopos de molibdeno requieren oxígeno libre para fraccionarse. Entre 2.45 y 2.32 Ga tuvo lugar el segundo período de oxigenación, conocido como el "gran evento de oxigenación". Entre las evidencias que apoyan este evento se encuentra la aparición de capas rojas hace 2.3 Ga (lo que indica que se estaba produciendo Fe³⁺ y que se convirtió en un componente importante de los suelos) .

La tercera etapa de oxigenación, hace aproximadamente 1.8 Ga, se evidencia por la desaparición de las formaciones de hierro. Los estudios isotópicos de neodimio sugieren que las formaciones de hierro suelen provenir de fuentes continentales, lo que implica que el Fe disuelto y el Fe²⁺ tuvieron que ser transportados durante la erosión continental. Un aumento en el oxígeno atmosférico impide el transporte de Fe, por lo que la ausencia de formaciones de hierro podría deberse a un incremento en el oxígeno. El cuarto evento de oxigenación, hace aproximadamente 0.6 Ga, se basa en las tasas modeladas de isótopos de azufre de sulfatos asociados a carbonatos marinos . Un aumento (casi el doble de la concentración) de isótopos de azufre, sugerido por estos modelos, requeriría un incremento en el contenido de oxígeno de los océanos profundos.

Entre 650 y 550 Ma se produjeron tres aumentos en los niveles de oxígeno oceánico; este período corresponde a la quinta etapa de oxigenación. Una de las razones que indican que este período fue un evento de oxigenación es el aumento de molibdeno sensible a la oxidación -reducción en las lutitas negras . El sexto evento ocurrió entre 360 ​​y 260 Ma y fue identificado por modelos que sugieren cambios en el equilibrio de 34S en sulfatos y 13C en carbonatos , los cuales estuvieron fuertemente influenciados por un aumento en el oxígeno atmosférico. [ 23 ] [ 24 ]

Proxies

Los granitos y los circones detríticos presentan apariciones notablemente similares y episódicas en el registro geológico. Sus fluctuaciones se correlacionan con los ciclos de los supercontinentes precámbricos. Las dataciones U-Pb de circones de granitos orogénicos se encuentran entre los determinantes de edad más fiables.

Existen algunos problemas al depender de circones de origen granítico, como la falta de datos uniformemente distribuidos globalmente y la pérdida de circones graníticos por cobertura sedimentaria o consumo plutónico . Cuando los circones graníticos son insuficientes, aparecen circones detríticos de areniscas que compensan las deficiencias. Estos circones detríticos se extraen de las arenas de los principales ríos modernos y sus cuencas hidrográficas . [ 4 ] Las anomalías magnéticas oceánicas y los datos paleomagnéticos son los recursos principales utilizados para reconstruir la ubicación de continentes y supercontinentes hasta aproximadamente 150 Ma. [ 6 ]

Véase también

Referencias

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Lecturas adicionales

  • Nield, Ted, Supercontinente: Diez mil millones de años en la vida de nuestro planeta , Harvard University Press, 2009, ISBN 978-0674032453
  • El Proyecto Paleomap – Christopher R. Scotese