Ciclo de supercontinentes

El ciclo de los supercontinentes consiste en la agregación y dispersión casi periódica de la corteza continental terrestre . Existen diversas opiniones sobre si la cantidad de corteza continental aumenta, disminuye o se mantiene prácticamente igual, pero se acepta que la corteza terrestre se reconfigura constantemente. Se estima que un ciclo completo de supercontinentes dura entre 300 y 500 millones de años. La colisión continental da lugar a menos continentes, pero de mayor tamaño, mientras que la formación de rifts crea más continentes, pero de menor tamaño.

Teoría

El supercontinente más reciente , Pangea , se formó hace unos 300 millones de años (0,3 Ga ), durante la era Paleozoica . Existen dos puntos de vista diferentes sobre la historia de los supercontinentes anteriores.

Serie

La primera teoría propone una serie de supercontinentes: comenzando con Vaalbara (3,6 a 2,8 Ga); Ur (aprox. 3 Ga); Kenorland (2,7 a 2,1 Ga); Columbia (1,8 a 1,5 Ga); Rodinia (1,25 Ga a 750 Ma); y Pannotia ( aprox. 600 Ma), cuya dispersión produjo los continentes que finalmente colisionaron para formar Pangea. ^{[ 1 ]}^{[ 2 ]}

Los tipos de minerales encontrados dentro de los diamantes antiguos sugieren que el ciclo de formación y fragmentación de supercontinentes comenzó hace aproximadamente 3 Ga. Antes de los 3,2 Ga, solo se formaban diamantes con composiciones peridotíticas (comúnmente presentes en el manto terrestre ), mientras que después de los 3,0 Ga predominaron los diamantes eclogíticos (rocas de la corteza terrestre ). Se cree que este cambio se produjo cuando la subducción y la colisión continental introdujeron eclogita en los fluidos formadores de diamantes subcontinentales. ^{[ 3 ]}

El ciclo de supercontinentes hipotetizado coincide con el ciclo de Wilson, de menor duración , que lleva el nombre del pionero de la tectónica de placas John Tuzo Wilson y que describe la apertura y el cierre periódicos de cuencas oceánicas a partir de una única placa tectónica. El material más antiguo del fondo marino hallado hoy data de hace 170 millones de años, mientras que el material más antiguo de la corteza continental hallado hoy data de hace 4 mil millones de años, lo que demuestra la relativa brevedad de los ciclos regionales de Wilson en comparación con los pulsos planetarios que se observan en la disposición de los continentes.

Protopangea–Paleopangea

La segunda visión, basada en evidencia paleomagnética y geológica, es que los ciclos de supercontinentes no ocurrieron antes de aproximadamente 0,6 Ga (durante el período Ediacárico ). En cambio, la corteza continental comprendió un único supercontinente desde aproximadamente 2,7 Ga hasta que se fragmentó por primera vez, alrededor de 0,6 Ga. Esta reconstrucción ^{[ 4 ]} se basa en la observación de que si solo se realizan pequeñas modificaciones periféricas a la reconstrucción primaria, los datos muestran que los polos paleomagnéticos convergieron a posiciones cuasiestáticas durante largos intervalos entre aproximadamente 2,7–2,2 Ga; 1,5–1,25 Ga; y 0,75–0,6 Ga. ^{[ 5 ]} Durante los períodos intermedios, los polos parecen haberse conformado a una trayectoria de deriva polar aparente unificada .

Los datos paleomagnéticos se explican adecuadamente por la existencia de un único supercontinente Protopangea-Paleopangea con cuasi-integridad prolongada. La prolongada duración de este supercontinente podría explicarse por la acción de la tectónica de tapas (comparable a la tectónica que opera en Marte y Venus) durante el Precámbrico , en contraposición a la tectónica de placas observada en la Tierra actual. ^{[ 4 ]} Sin embargo, este enfoque es ampliamente criticado por ser una aplicación incorrecta de los datos paleomagnéticos. ^{[ 6 ]}

Efectos sobre el nivel del mar

Se sabe que el nivel del mar suele ser bajo cuando los continentes están juntos y alto cuando están separados. Por ejemplo, el nivel del mar era bajo en la época de la formación de Pangea ( Pérmico ) y Pannotia (finales del Neoproterozoico ), y subió rápidamente hasta alcanzar máximos durante el Ordovícico y el Cretácico , cuando los continentes estaban dispersos.

Entre las principales influencias sobre el nivel del mar durante la fragmentación de los supercontinentes se incluyen: la edad de la corteza oceánica, la pérdida de cuencas de trasarco , la profundidad de los sedimentos marinos, el emplazamiento de grandes provincias ígneas y el efecto de la extensión de márgenes pasivos. De estas, la edad de la corteza oceánica y la profundidad de los sedimentos marinos parecen desempeñar algunos de los papeles más importantes en la creación de un modelo del nivel del mar. La adición de los demás parámetros de control ayuda a estabilizar los modelos cuando los datos son escasos. ^{[ 7 ]}

La edad de la litosfera oceánica proporciona un control de primer orden sobre la profundidad de las cuencas oceánicas y, por lo tanto, sobre el nivel global del mar. La litosfera oceánica se forma en las dorsales oceánicas y se mueve hacia afuera, enfriándose y contrayéndose por conducción , lo que disminuye el espesor y aumenta la densidad de la litosfera oceánica, y reduce el fondo marino lejos de las dorsales oceánicas. Para la litosfera oceánica que tiene menos de unos 75 Ma, funciona un modelo simple de enfriamiento semi-espacio de enfriamiento conductivo, en el que la profundidad de las cuencas oceánicas d en áreas en las que no hay subducción cercana es una función de la edad de la litosfera oceánica t . En general,

$d(t)={\frac {2}{\sqrt {\pi }}}a_{\rm {eff}}T_{1}{\sqrt {\kappa t}}+d_{\rm {r}}$

donde κ es la difusividad térmica de la litosfera del manto ( c.8 × 10 ⁻⁷m ² / s ), a _eff es el coeficiente de expansión térmica efectivo para la roca ( c.5,7 × 10 ⁻⁵ °C ⁻¹ ), T ₁ es la temperatura del magma ascendente en comparación con la temperatura en el límite superior ( aprox. 1220 °C para los océanos Atlántico e Índico, aprox. 1120 °C para el Pacífico oriental) y d _r es la profundidad de la dorsal bajo la superficie del océano. ^{[ 8 ]} Después de sustituir valores aproximados para el fondo marino, la ecuación se convierte en:

para el Océano Pacífico oriental: $d(t)=350{\sqrt {t}}+2500$

y para los océanos Atlántico e Índico:

$d(t)=390{\sqrt {t}}+2500$

donde d está en metros y t en millones de años, de modo que la corteza formada recientemente en las dorsales oceánicas se encuentra a unos 2500 m de profundidad, mientras que el fondo marino de 50 millones de años se encuentra a una profundidad de unos 5000 m. ^{[ 9 ]} A medida que disminuye el nivel medio del fondo marino, aumenta el volumen de las cuencas oceánicas, y si otros factores que pueden controlar el nivel del mar permanecen constantes, el nivel del mar desciende. Lo contrario también es cierto: una litosfera oceánica más joven conduce a océanos menos profundos y niveles del mar más altos si otros factores permanecen constantes.

La superficie de los océanos puede cambiar cuando los continentes se separan (el estiramiento de los continentes disminuye la superficie oceánica y eleva el nivel del mar) o como resultado de la colisión continental (la compresión de los continentes aumenta la superficie oceánica y disminuye el nivel del mar). El aumento del nivel del mar inunda los continentes, mientras que su descenso expone las plataformas continentales . Debido a la baja pendiente de la plataforma continental, un pequeño aumento del nivel del mar produce un cambio significativo en el porcentaje de continente inundado.

Si el océano mundial es, en promedio, joven, el lecho marino será relativamente poco profundo y el nivel del mar será alto: una mayor parte de los continentes estará inundada. Si el océano mundial es, en promedio, antiguo, el lecho marino será relativamente profundo y el nivel del mar será bajo: una mayor parte de los continentes quedará expuesta. Por lo tanto, existe una relación relativamente simple entre el ciclo de los supercontinentes y la edad media del lecho marino.

Supercontinente = fondo marino más antiguo = nivel del mar más bajo
Continentes dispersos = fondo marino más joven = nivel del mar más alto

También habrá un efecto climático del ciclo de los supercontinentes que lo amplificará aún más:

Supercontinente = clima continental dominante = glaciación continental probable = nivel del mar aún más bajo
Continentes dispersos = clima marítimo dominante = glaciación continental improbable = el nivel del mar no disminuye por este mecanismo

Relación con la tectónica global

Existe una sucesión de regímenes tectónicos que acompaña al ciclo de los supercontinentes:

Durante la fragmentación del supercontinente, predominan los entornos de rifting. A continuación, se desarrollan entornos de margen pasivo, mientras continúa la expansión del fondo oceánico y los océanos crecen. Posteriormente, se desarrollan entornos de colisión que adquieren mayor importancia con el tiempo. Las primeras colisiones se producen entre continentes y arcos de islas, pero finalmente dan lugar a colisiones continente-continente. Esta era la situación durante el ciclo de supercontinentes del Paleozoico; se observa en el ciclo de supercontinentes del Mesozoico - Cenozoico , que aún continúa.

Relación con el clima

Hay dos tipos de climas terrestres globales: glacial y de invernadero. El clima glacial se caracteriza por glaciaciones continentales frecuentes y entornos desérticos severos. El clima de invernadero se caracteriza por climas cálidos. Ambos reflejan el ciclo de los supercontinentes. La Tierra se encuentra actualmente en una breve fase de invernadero de un clima glacial. ^{[ 10 ]} Los períodos de clima glacial incluyen gran parte del Neoproterozoico , el Paleozoico tardío, el Cenozoico tardío , mientras que los períodos de clima de invernadero incluyen el Paleozoico temprano , el Mesozoico y el Cenozoico temprano .

clima glacial
- Continentes que se mueven juntos
- Nivel del mar bajo debido a la falta de producción en el fondo marino
- Clima más fresco y árido.
- Asociado a mares de aragonita
- Formación de supercontinentes
Clima de efecto invernadero
- Continentes dispersos
- Nivel del mar alto
- Alto nivel de expansión del fondo marino
- Producción de cantidades relativamente grandes de CO2 _en las zonas de rifting oceánico.
- Clima cálido y húmedo
- Asociado a mares de calcita

Relación con la evolución

El principal mecanismo de la evolución es la selección natural entre poblaciones diversas. La diversidad, medida por el número de familias, sigue muy bien el ciclo de los supercontinentes. ^{[ 11 ]} A medida que la deriva genética ocurre con mayor frecuencia en poblaciones pequeñas, la diversidad es una consecuencia observada del aislamiento geográfico. Menor aislamiento, y por lo tanto menor diversificación, ocurre cuando todos los continentes están juntos, produciendo un continente, una costa continua y un océano. A finales del Neoproterozoico y principios del Paleozoico, cuando ocurrió la tremenda proliferación de diversos metazoos , el aislamiento de los ambientes marinos resultó de la fragmentación de Pannotia.

Una disposición norte-sur de continentes y océanos genera mucha más diversidad y aislamiento que una disposición este-oeste. Las disposiciones norte-sur dan lugar a zonas climáticamente distintas a lo largo de las rutas de comunicación hacia el norte y el sur, separadas por agua o tierra de otras zonas continentales u oceánicas de clima similar. La formación de extensiones similares de continentes y cuencas oceánicas orientadas este-oeste daría lugar a mucho menos aislamiento, diversificación y una evolución más lenta, ya que cada continente u océano se encontraría en menos zonas climáticas. Durante el Cenozoico, el aislamiento se ha maximizado mediante una disposición norte-sur.

Véase también

Referencias

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Lecturas adicionales

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Enlaces externos

Reconstrucciones del "Proyecto Paleomap"
Reconstrucciones de placas y vídeos del proyecto 'PLATES' de la UTIG.
Un ciclo de rocas tectónicas

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