Supercontinente - Supercontinent
En geología , un supercontinente es el ensamblaje de la mayoría o todos los bloques continentales o cratones de la Tierra para formar una sola gran masa terrestre. Sin embargo, algunos científicos de la tierra usan una definición diferente, "una agrupación de continentes anteriormente dispersos", que deja espacio para la interpretación y es más fácil de aplicar a la época precámbrica , aunque al menos alrededor del 75% de la corteza continental existente en ese momento se ha propuesto como un límite para separar supercontinentes de otros grupos.
Los supercontinentes se han reunido y dispersado varias veces en el pasado geológico (ver tabla). Según las definiciones modernas, hoy no existe un supercontinente; el más cercano en la existencia de un supercontinente es la corriente afroeuroasiática masa de tierra, que cubre aprox. 57% de la superficie terrestre total de la Tierra. El supercontinente Pangea es el nombre colectivo que describe todas las masas continentales cuando estuvieron cerca unas de otras más recientemente. Las posiciones de los continentes se han determinado con precisión desde principios del Jurásico , poco antes de la desintegración de Pangea (ver imagen animada). El continente anterior, Gondwana, no se considera un supercontinente según la primera definición, ya que las masas de tierra de Baltica , Laurentia y Siberia estaban separadas en ese momento.
Supercontinentes a lo largo de la historia geológica
La siguiente tabla nombra supercontinentes antiguos reconstruidos, utilizando la definición más flexible de Bradley de 2011, con una escala de tiempo aproximada de hace millones de años (Ma).
| Nombre del supercontinente | Edad (Ma) | Rango de período / época | Comentario |
|---|---|---|---|
| Vaalbara | 3.636–2.803 | Eoarchean-Mesoarchean | También descrito como un supercratón o simplemente un continente. |
| Ur | 2.803–2.408 | Mesoarcaico-sideriano | Descrito como continente y supercontinente |
| Kenorland | 2.720–2.114 | Neoarquia-riaciano | Alternativamente, los continentes pueden haberse formado en dos agrupaciones Superia y Sclavia. |
| Arctica | 2,114–1,995 | Rhiacian-Orosirian | Generalmente no se considera un supercontinente, según la definición. |
| Atlántica | 1.991–1.124 | Orosirian-Stenian | Generalmente no se considera un supercontinente, según la definición. |
| Columbia (Nuna) | 1.820–1.350 | Orosirian-Ectasian | |
| Rodinia | 1130–750 | Stenian-Tonian | |
| Pannotia | 633–573 | Ediacarán | |
| Gondwana | 550-175 | Ediacárico-Jurásico | Desde el Carbonífero, formó parte de Pangea, no siempre considerado como un supercontinente |
| Pangea | 336-175 | Carbonífero-Jurásico |
Cronología general
Hay dos modelos contrastantes para la evolución del supercontinente a través del tiempo geológico. El primer modelo teoriza que existieron al menos dos supercontinentes separados que comprenden Vaalbara (de ~ 3636 a 2803 Ma ) y Kenorland (de ~ 2720 a 2450 Ma ). El supercontinente neoarqueano estaba formado por Superia y Sclavia. Estas partes de la edad neoarcaica se separaron en ~ 2480 y 2312 Ma y partes de ellas chocaron más tarde para formar Nuna (Norte de Europa y América del Norte) ( ~ 1820 Ma ). Nuna continuó desarrollándose durante el Mesoproterozoico , principalmente por acreción lateral de arcos juveniles, y en ~ 1000 Ma Nuna chocó con otras masas de tierra, formando Rodinia . Entre ~ 825 y 750 Ma Rodinia se rompió. Sin embargo, antes de romperse por completo, algunos fragmentos de Rodinia ya se habían unido para formar Gondwana (también conocida como Gondwanaland) por ~ 608 Ma . Pangea formada por ~ 336 Ma a través de la colisión de Gondwana, Laurasia ( Laurentia y Baltica ) y Siberia.
El segundo modelo (Kenorland-Arctica) se basa tanto en pruebas palaeomagnetic y geológica y propone que la corteza continental comprendía un único supercontinente de ~ 2,72 Ga hasta rotura durante la Ediacaran Período después de ~ 0,573 Ga . La reconstrucción se deriva de la observación de que los polos paleomagnéticos convergen en posiciones cuasiestáticas durante largos intervalos entre ~ 2,72-2,115, 1,35-1,13 y 0,75-0,573 Ga con sólo pequeñas modificaciones periféricas a la reconstrucción. Durante los períodos intermedios, los polos se ajustan a una trayectoria de fluctuación de fase polar aparente unificada. Aunque contrasta con el primer modelo, la primera fase (Protopangea) incorpora esencialmente a Vaalbara y Kenorland del primer modelo. La explicación de la duración prolongada del supercontinente Protopangea-Paleopangea parece ser que la tectónica de la tapa (comparable a la tectónica que opera en Marte y Venus) prevaleció durante la época precámbrica . Según esta teoría, la tectónica de placas como se ve en la Tierra contemporánea se volvió dominante solo durante la última parte de los tiempos geológicos. Este enfoque fue ampliamente criticado por muchos investigadores, ya que utiliza una aplicación incorrecta de los datos paleomagnéticos.
El supercontinente fanerozoico Pangea comenzó a dividirse 215 Ma y todavía lo hace hoy. Debido a que Pangea es el supercontinente más reciente de la Tierra, es el más conocido y comprendido. Contribuir a la popularidad de Pangaea en el aula es el hecho de que su reconstrucción es casi tan simple como encajar los continentes actuales que bordean los océanos del Atlántico como piezas de rompecabezas.
Ciclos de supercontinentes
Un ciclo de supercontinente es la ruptura de un supercontinente y el desarrollo de otro, que tiene lugar a escala global. Los ciclos de supercontinentes 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 la sincronización de un ciclo de supercontinente. Sin embargo, los ciclos del supercontinente y los ciclos de Wilson estuvieron involucrados en la creación de Pangea y Rodinia.
Las tendencias seculares como carbonatitas , granulitas , eclogitas y eventos de deformación del cinturón de piedra verde son todos posibles indicadores de la ciclicidad del supercontinente precámbrico, aunque la solución Protopangea - Paleopangea implica que el estilo fanerozoico de los ciclos supercontinentes no operaba durante estos tiempos. Además, hay casos en los que estas tendencias seculares tienen una huella débil, desigual o ausente en el ciclo del supercontinente; Los métodos seculares para la reconstrucción del supercontinente producirán resultados que tienen una sola explicación, y cada explicación de una tendencia debe encajar con el resto.
Supercontinentes y vulcanismo
Se cree que las causas del ensamblaje y la dispersión de supercontinentes son impulsadas por procesos de convección en el manto de la Tierra . Aproximadamente 660 km en el manto, se produce una discontinuidad que afecta la corteza superficial a través de procesos como plumas y superplumas (también conocidas como provincias grandes de baja velocidad de corte ). Cuando una losa de la corteza subducida es más densa que el manto circundante, se hunde hasta la discontinuidad. Una vez que las losas se acumulan, se hundirán hasta el manto inferior en lo que se conoce como una "avalancha de losas". Este desplazamiento en la discontinuidad hará que el manto inferior se compense y se eleve en otra parte. El manto ascendente puede formar una pluma o una superpluma.
Además de tener efectos de composición en el manto superior al reponer los elementos litófilos de iones grandes , el vulcanismo afecta el movimiento de las placas. Las placas se moverán hacia un bajo geoidal quizás donde ocurrió la avalancha de losas y se alejarán de la altura geoidal que puede ser causada por las plumas o superplumas. Esto hace que los continentes se junten para formar supercontinentes y evidentemente fue el proceso que operó para hacer que la corteza continental primitiva se agregara en Protopangea. La dispersión de supercontinentes es causada por la acumulación de calor debajo de la corteza debido al aumento de celdas de convección o columnas muy grandes , y una liberación masiva de calor resultó en la ruptura final de Paleopangea. La acreción ocurre sobre los mínimos geoidales que pueden ser causados por losas de avalancha o las ramas descendentes de las células de convección. La evidencia de la acumulación y dispersión de supercontinentes se ve en el registro de rocas geológicas.
La influencia de las erupciones volcánicas conocidas no se compara con la de los basaltos de inundación . El momento de la inundación de los basaltos se ha correspondido 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. El momento de un solo flujo de lava también está indeterminado. Estos son factores importantes sobre cómo los basaltos de inundación influyeron en el paleoclima .
Supercontinentes y tectónica de placas
La paleogeografía global y las interacciones entre placas desde Pangea se conocen relativamente bien en la actualidad. Sin embargo, la evidencia se vuelve más escasa más atrás en la historia geológica. Las anomalías magnéticas marinas , los emparejamientos de márgenes pasivos , la interpretación geológica de los cinturones orogénicos , el paleomagnetismo, la paleobiogeografía de fósiles y la distribución de estratos climáticamente sensibles son todos métodos para obtener evidencia de la localidad del continente y los indicadores del medio ambiente a lo largo del tiempo.
Fanerozoico (541 Ma hasta el presente) y Precámbrico ( 4.6 Ga a 541 Ma ) tenían principalmente márgenes pasivos y circones detríticos (y granitos orogénicos ), mientras que la tenencia de Pangea contenía pocos. Los bordes coincidentes de los continentes son donde se forman los márgenes pasivos. Los bordes de estos continentes pueden romperse . En este punto, la expansión del lecho marino se convierte en la fuerza impulsora. Por lo tanto, los márgenes pasivos nacen durante la ruptura de los supercontinentes y mueren durante el ensamblaje del supercontinente. El ciclo del supercontinente de Pangaea es un buen ejemplo de la eficiencia de utilizar la presencia o la falta de estas entidades para registrar el desarrollo, la tenencia y la ruptura de los supercontinentes. Hay una fuerte disminución en los márgenes pasivos entre 500 y 350 Ma durante el momento del montaje de Pangaea. La tenencia 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.
Los cinturones orogénicos pueden formarse durante el ensamblaje de continentes y supercontinentes. Los cinturones orogénicos presentes en bloques continentales se clasifican en tres categorías diferentes y tienen implicaciones para la interpretación de cuerpos geológicos. Los cinturones orogénicos intercratónicos son característicos del cierre de las cuencas oceánicas. Los indicadores claros de actividad intracratónica contienen ofiolitos y otros materiales oceánicos que están presentes en la zona de sutura. Los cinturones orogénicos intraratónicos se presentan como cinturones de empuje y no contienen ningún material oceánico. Sin embargo, la ausencia de ofiolitas no es una fuerte evidencia de cinturones intracratónicos, porque el material oceánico puede exprimirse y erosionarse en un ambiente intracratónico. El tercer tipo de cinturón orogénico es un cinturón orogénico confinado que es el cierre de pequeñas cuencas. El montaje de un supercontinente debería mostrar cinturones orogénicos intracratónicos. Sin embargo, la interpretación de los cinturones orogénicos puede resultar difícil.
La colisión de Gondwana y Laurasia ocurrió a finales del Paleozoico . Por esta colisión, se creó la cordillera de Variscan , a lo largo del ecuador. Esta cadena montañosa de 6000 km de largo generalmente se conoce en dos partes: la cordillera herciniana del Carbonífero tardío forma la parte oriental, y la parte occidental se llama Apalaches , levantada en el Pérmico temprano . (La existencia de una meseta plana y elevada, similar a la meseta tibetana, es objeto de mucho debate.) La localidad de la cordillera Varisca la hizo influyente tanto en el hemisferio norte como en el sur. La elevación de los Apalaches influiría enormemente en la circulación atmosférica global.
Clima supercontinental
Los continentes afectan drásticamente el clima del planeta, y los supercontinentes tienen una influencia más grande y predominante. Los continentes modifican los patrones de viento globales, controlan las rutas de las corrientes oceánicas y tienen un albedo más alto que los océanos. Los vientos son redirigidos por las montañas y las diferencias de albedo provocan cambios en los vientos terrestres. Una mayor elevación en los interiores continentales produce un clima más frío y seco, el fenómeno de la continentalidad . Esto se ve hoy en Eurasia , y el registro de rocas muestra evidencia de continentalidad en el medio de Pangea.
Glacial
El término época glacial se refiere a un largo episodio de glaciación en la Tierra durante millones de años. 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 glaciares. Existe una asociación entre la ruptura y la ruptura de continentes y supercontinentes y épocas glaciales. Según el primer modelo de supercontinentes precámbricos descrito anteriormente, la ruptura de Kenorland y Rodinia se asoció con las épocas glaciares Paleoproterozoico y Neoproterozoico , respectivamente. En contraste, la segunda solución descrita anteriormente 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. Durante la acumulación de supercontinentes con épocas de levantamiento regional, las épocas glaciales parecen ser raras con poca evidencia de apoyo. Sin embargo, la falta de evidencia no permite la conclusión de que las épocas glaciales no estén asociadas con el ensamblaje de colisión de supercontinentes. Esto podría representar un sesgo de preservación.
Durante el Ordovícico tardío (~ 458,4 Ma), la configuración particular de Gondwana pudo haber permitido que ocurrieran glaciaciones y altos niveles de CO 2 al mismo tiempo. Sin embargo, algunos geólogos no están de acuerdo y piensan que hubo un aumento de temperatura en este momento. Este aumento puede haber estado fuertemente influenciado por el movimiento de Gondwana a través del Polo Sur, que pudo haber evitado una acumulación prolongada de nieve. Aunque las temperaturas del Ordovícico tardío en el Polo Sur pueden haber alcanzado el punto de congelación, no hubo capas de hielo durante el Silúrico temprano (~ 443,8 Ma) hasta el Misisipio tardío (~ 330,9 Ma). 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 se encuentra tangente al Polo Sur, puede haber experimentado glaciaciones a lo largo de su costa.
Precipitación
Aunque las tasas de precipitación durante las circulaciones monzónicas son difíciles de predecir, existe evidencia de una gran barrera orográfica dentro del interior de Pangea durante el Paleozoico tardío (~ 251.902 Ma). La posibilidad de la tendencia de las montañas Apalaches-Hercinias SW-NE hace que las circulaciones monzónicas de la región puedan relacionarse potencialmente con las circulaciones monzónicas actuales que rodean la meseta tibetana, que se sabe que influye positivamente en la magnitud de los períodos monzónicos dentro de Eurasia. Por lo tanto, se espera que una topografía más baja en otras regiones del supercontinente durante el Jurásico influya negativamente en las variaciones de precipitación. La ruptura de supercontinentes puede haber afectado las precipitaciones locales. Cuando cualquier supercontinente se desintegra, aumentará la escorrentía de las precipitaciones sobre la superficie de las masas continentales, lo que aumentará la erosión de los silicatos y el consumo de CO 2 .
Temperatura
A pesar de que durante la radiación solar de Arcaica se redujo en un 30 por ciento y el límite Cámbrico - Precámbrico en un seis por ciento, la Tierra solo ha experimentado tres edades de hielo en todo el Precámbrico. Es más probable que se saquen conclusiones erróneas cuando los modelos se limitan a una configuración climática (que suele ser la actual).
Los inviernos fríos en los interiores continentales se deben a las tasas de enfriamiento radiativo (mayor) y el transporte de calor desde los bordes continentales. Para elevar las temperaturas invernales dentro de los interiores continentales, la tasa de transporte de calor debe aumentar para ser mayor que la tasa de enfriamiento radiativo. Mediante modelos climáticos, las alteraciones en el contenido de CO 2 atmosférico y el transporte de calor oceánico no son comparativamente efectivas.
Los modelos de CO 2 sugieren que los valores fueron bajos en las glaciaciones Cenozoico tardío y Carbonífero - Pérmico . Aunque los valores del Paleozoico temprano son mucho mayores (más del diez por ciento más altos que los actuales). Esto puede deberse a las altas tasas de expansión del lecho marino después de la ruptura de los supercontinentes precámbricos y la falta de plantas terrestres como sumideros de carbono .
Durante el Pérmico tardío, se espera que las temperaturas estacionales del Pangae varíen drásticamente. Las temperaturas del verano subtropical eran más cálidas que las de hoy en hasta 6-10 grados y las latitudes medias en el invierno eran menos de -30 grados Celsius. Estos cambios estacionales dentro del supercontinente fueron influenciados por el gran tamaño de Pangea. Y, al igual que hoy, las regiones costeras experimentaron mucha menos variación.
Durante el Jurásico, las temperaturas de verano no superaron los cero grados Celsius a lo largo del borde norte de Laurasia , que era la parte más al norte de Pangea (la parte más al sur de Pangea era Gondwana). Piedras de caída de 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 90 grados de paleolongitud este en comparación con la temperatura actual de la Eurasia central actual.
Ciclos de Milankovitch
Muchos estudios de las fluctuaciones de Milankovitch durante los períodos de tiempo del supercontinente se han centrado en el Cretácico Medio . Las amplitudes actuales de los ciclos de Milankovitch sobre la Eurasia actual pueden reflejarse en los hemisferios norte y sur del supercontinente Pangea. Los modelos climáticos muestran que las fluctuaciones de verano variaron entre 14 y 16 grados Celsius en Pangea, que es similar o ligeramente más alta que las temperaturas de verano de Eurasia durante el Pleistoceno . Se espera que los ciclos de Milankovitch de mayor amplitud hayan tenido lugar en latitudes medias y altas durante el Triásico y el Jurásico.
Proxies
Los granitos y los circones detríticos tienen apariciones notablemente similares y episódicas en el registro de rocas. Sus fluctuaciones se correlacionan con los ciclos del supercontinente precámbrico. Las fechas de circón U – Pb de granitos orogénicos se encuentran entre los determinantes del envejecimiento más confiables. Existen algunos problemas con la dependencia de circonitas de granito, como la falta de datos de origen global uniforme y la pérdida de circonitas de granito por cobertura sedimentaria o consumo plutónico . Donde las circonitas de granito son menos adecuadas, aparecen circonitas detríticas de areniscas y compensan los huecos. Estos circones detríticos se toman de las arenas de los principales ríos modernos y sus cuencas de drenaje. Las anomalías magnéticas oceánicas y los datos paleomagnéticos son los principales recursos utilizados para reconstruir las ubicaciones de continentes y supercontinentes hasta aproximadamente 150 Ma.
Supercontinentes y gases atmosféricos
La tectónica de placas y la composición química de la atmósfera (específicamente los gases de efecto invernadero ) son los dos factores predominantes presentes en la escala de tiempo geológico . La deriva continental influye tanto en los episodios climáticos fríos como en los cálidos. La circulación atmosférica y el clima están fuertemente influenciados por la ubicación y formación de continentes y megacontinentes. Por lo tanto, las influencias de la deriva continental significan la temperatura global.
Los niveles de oxígeno del Archaean Eon eran insignificantes y hoy son aproximadamente el 21 por ciento. Se cree que el contenido de oxígeno de la Tierra ha aumentado en etapas: seis o siete pasos que están sincronizados muy de cerca con el desarrollo de los supercontinentes de la Tierra.
- Los continentes chocan
- Forma de supermontañas
- Erosión de súper montañas
- Grandes cantidades de minerales y nutrientes se lavan en el océano abierto
- Explosión de la vida de las algas marinas (en parte procedente de nutrientes señalados)
- Cantidades masivas de oxígeno producidas durante la fotosíntesis.
Se teoriza que el proceso de aumento del contenido de oxígeno atmosférico de la Tierra comenzó con la colisión continente-continente de enormes masas de tierra que forman supercontinentes y, por lo tanto, posiblemente cadenas montañosas supercontinentes (súper montañas). Estas súper montañas se habrían erosionado y las cantidades masivas de nutrientes, incluidos el hierro y el fósforo , se habrían arrastrado a los océanos, tal como vemos que sucede hoy. Los océanos serían entonces ricos en nutrientes esenciales para los organismos fotosintéticos, que luego podrían respirar cantidades masivas de oxígeno. Existe una relación directa aparente entre la orogenia y el contenido de oxígeno atmosférico. También hay evidencia de un aumento de la sedimentación junto con el momento de estos eventos de oxigenación masiva, lo que significa que el carbono orgánico y la pirita en estos momentos tenían más probabilidades de estar enterrados debajo del sedimento y, por lo tanto, no podían reaccionar con el oxígeno libre. Esto mantuvo los aumentos de oxígeno atmosférico.
Durante este tiempo, 2.65 Ga hubo un aumento en el fraccionamiento de isótopos de molibdeno . Fue temporal, pero apoya el aumento de oxígeno atmosférico porque los isótopos de molibdeno requieren oxígeno libre para fraccionarse. Entre 2,45 y 2,32 Ga, se produjo el segundo período de oxigenación, se le ha llamado el 'gran evento de oxigenación'. Muchas pruebas apoyan la existencia de este evento, incluida la aparición de lechos rojos 2.3 Ga (lo que significa que se estaba produciendo Fe 3+ y se convirtió en un componente importante en los suelos). La tercera etapa de oxigenación de aproximadamente 1.8 Ga está indicada por la desaparición de las formaciones de hierro . Los estudios isotópicos de neodimio sugieren que las formaciones de hierro generalmente provienen de fuentes continentales, lo que significa que el Fe y el Fe 2+ disueltos tuvieron que ser transportados durante la erosión continental. Un aumento del oxígeno atmosférico impide el transporte de Fe, por lo que la falta de formaciones de hierro puede deberse a un aumento de oxígeno. El cuarto evento de oxigenación, aproximadamente 0,6 Ga, se basa en 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 aumento en el contenido de oxígeno de los océanos profundos. Entre 650 y 550 Ma hubo tres aumentos en los niveles de oxígeno del océano, este período es la quinta etapa de oxigenación. Una de las razones que indican que este período es un evento de oxigenación es el aumento de molibdeno sensible a redox en las lutitas negras . El sexto evento ocurrió entre 360 y 260 Ma y fue identificado por modelos que sugirieron cambios en el equilibrio de 34 S en sulfatos y 13 C en carbonatos , que fueron fuertemente influenciados por un aumento en el oxígeno atmosférico.
Ver también
Referencias
Otras lecturas
- Nield, Ted, Supercontinente: Diez mil millones de años en la vida de nuestro planeta , Harvard University Press, 2009, ISBN 978-0674032453