El Escudo Antártico Oriental o Cratón es un cuerpo de roca cratónica que cubre 10,2 millones de kilómetros cuadrados o aproximadamente el 73% del continente de la Antártida . [1] El escudo está casi completamente enterrado por la capa de hielo de la Antártida Oriental , que tiene un espesor promedio de 2200 metros pero alcanza hasta 4700 metros en algunos lugares. La Antártida Oriental está separada de la Antártida Occidental por las Montañas Transantárticas de 100 a 300 kilómetros de ancho , que se extienden por casi 3.500 kilómetros desde el Mar de Weddell hasta el Mar de Ross . [2] El Escudo Antártico Oriental se divide entonces en un extenso cratón central ( cratón Mawson ) que ocupa la mayor parte del interior continental y varios otros cratones marginales que quedan expuestos a lo largo de la costa.
Durante los últimos mil millones de años, la Antártida Oriental ha viajado desde latitudes tropicales (a subtropicales) del sur hasta su ubicación actual con todo el Escudo Antártico Oriental ubicado al sur del Círculo Antártico . [2] A pesar de su relativa falta de movimiento durante los últimos 75 millones de años, el Escudo Antártico Oriental ha desempeñado un papel importante en la disposición y el movimiento de las placas circundantes durante la fusión y separación de los supercontinentes , Rodinia , Gondwana y Pangea . Debido a que la superficie del escudo está cubierta de hielo y, por lo tanto, no es directamente accesible, la información sobre su historia tectónica proviene principalmente de datos sísmicos y de muestras de núcleos. Los geólogos han utilizado estos datos para definir los tipos de rocas presentes, envejecer las rocas utilizando técnicas de datación radiactiva , revelar la historia climática a partir de proporciones de isótopos y rastrear el movimiento del escudo en función de diferentes propiedades magnéticas. Desafortunadamente, sólo hay unos pocos lugares donde se pueden recolectar datos directamente de la roca del basamento, e incluso en estos lugares, las áreas expuestas del cratón central pueden ser engañosas debido a factores como la reelaboración durante la deformación de alto grado del Neoproterozoico tardío al Cámbrico. , sobreimpresión variable por la tectónica cámbrica y presencia de metasedimentos más jóvenes . [2] Sin embargo, se ha determinado que el Escudo Antártico Oriental tiene un basamento del Precámbrico al Ordovícico de rocas ígneas y sedimentarias que están deformadas y metamorfoseadas en diversos grados, e intruidas por granitos sintopostectónicos . [3] El basamento está cubierto localmente por sedimentos no deformados del Devónico al Jurásico , y con intrusión de rocas volcánicas y plutónicas toleíticas del Jurásico . [1] Este conocimiento de las características estructurales y composiciones del escudo conduce al desarrollo de una historia tectónica. Los modelos tradicionales de la geología del Escudo Antártico Oriental suelen implicar una historia tectónica de tres etapas que incluye:
La Antártida Oriental comprende terrenos Arcaico y Proterozoico - Cámbrico que se fusionaron durante las épocas Precámbrica y Cámbrica . [4] [5] En la época del supercontinente Rodinia , Australia occidental y la Antártida oriental estaban unidas por el orógeno de dos etapas Albany-Fraser-Wilkes, que ocurrió entre 1350 y 1260 Ma y 1210-1140 Ma, y también el más antiguo. , Cratón de Mawson. [6] Se estima que Rodinia se formó entre 1100 Ma y 1000 Ma. [2] Durante este tiempo, se produjo tectonismo desde Coats Land hasta las Islas Windmill de la Antártida Oriental . Esto se tomó como evidencia de un cinturón móvil continuo, del Mesoproterozoico tardío al Neoproterozoico temprano , que bordea la costa del Escudo Antártico Oriental. [7] Este cinturón de la edad de Grenville se llama comúnmente cinturón móvil Wegener-Mawson o cinturón móvil Circum East Antártico, y puede extenderse a continentes anteriormente adyacentes. La provincia de Maud se correlaciona con la provincia de Namaqua-Natal de Sudáfrica . Las rocas del complejo Rayner y las montañas del norte de Prince Charles son una extensión de los Ghats orientales de la India. Por último, las relaciones en Bunger Hills - Windmill Islands se corresponden estrechamente con las de Albany-Fraser Orogen en el oeste de Australia. [3] [7] Esta región del tectonismo de la era Grenville se interpreta como una sutura entre el cratón de la Antártida central y Australia del Sur (el continente Mawson ) y los cratones marginales que constituyen la mayor parte del sur de África , India y Australia occidental . [3] Este tectonismo continuó hasta 900 Ma y hacia 750 Ma, el supercontinente Rodinia había comenzado a fragmentarse. La ruptura podría haber sido el resultado de la apertura de una cuenca oceánica ecuatorial entre West Laurentia y Australia Occidental-Antártida Oriental. [2]
Luego vino Gondwana . La fusión de Gondwana Oriental y Occidental se produjo por el cierre del Océano de Mozambique. Esta colisión ocurrió entre 700 y 500 Ma y dio lugar a la Orogenia de África Oriental . [8] El prolongado período tectónico panafricano fue uno de los episodios de formación de montañas más espectaculares en la historia de la Tierra. Gondwana incorporó toda África , Madagascar , Seychelles , Arabia , India y la Antártida Oriental junto con la mayor parte de América del Sur y Australia . [2] A finales del Cámbrico , Gondwana se extendía desde latitudes polares (noroccidental de África) hasta latitudes subtropicales del sur, con la Antártida oriental alrededor del ecuador . Las orogenias panafricanas que estabilizaron el Escudo Antártico Oriental tuvieron lugar en dos zonas principales; una amplia región entre la Cordillera Shackleton , provocada por la colisión con Sudáfrica y la India , y a lo largo de las Montañas Transantárticas (Ross Orogeny). [2]
El Ross Orogen comprende una secuencia deformada de sedimentos del Neoproterozoico al Cámbrico . [9] Estos sedimentos se depositaron en un margen pasivo que probablemente se desarrolló durante la separación de América del Norte del Escudo Antártico Oriental, y posteriormente se deformaron y metamorfosearon en un grado bajo a medio y fueron invadidos por granitoides sin y postectónicos. . [3] El plutonismo y el metamorfismo comenzaron alrededor de 550 Ma con un pico de metamorfismo entre 540-535 Ma. [10] En este momento, se formaron otros dos cinturones móviles del Cámbrico de alto grado en la Antártida Oriental , el cinturón de Lutzow Holm y el cinturón de Prydz. El tectonismo fue relativamente sincrónico entre los dos desde 550 a 515 Ma y ambos cinturones sobreimprimieron rocas magmáticas y metamorfoseadas de la edad de Grenville del Mesoproterozoico tardío al Neoproterozoico temprano . El cinturón de Lutzow Holm separa las provincias de Maud y Rayner de la época de Grenville y es el segmento más meridional de la orogenia de África Oriental , que se extendía desde África Oriental hasta la Cordillera de Shackleton . [3] La evidencia del cierre del océano está bien documentada en el Orógeno de África Oriental y esto está respaldado por la aparición de material de ofiolita en la Cordillera de Shackleton. [11] Las diferentes edades del tectonismo de la edad de Grenville en las provincias de Maud y Rayner de ambos lados de la sutura inferida proporcionan evidencia adicional del cierre del océano a lo largo del cinturón de Lutzow Holm. El clímax de la actividad en los cinturones de Lutzow Holm y Prydz fue hace 530 Ma, pero no se puede descartar la posibilidad de dos colisiones casi simultáneas, lo que significaría que la Antártida Oriental comprende tres fragmentos de corteza principales que no se combinaron hasta el Cámbrico. [12]
Desde 320 Ma en adelante, Gondwana, Laurussia y los terrenos intermedios se fusionaron para formar el supercontinente Pangea . [2] La principal fusión de Pangea ocurrió durante el Carbonífero , pero los continentes continuaron agregándose y separándose entre el Paleozoico tardío y el Mesozoico temprano . [13] Pangea se rompió durante el Jurásico , precedida y asociada con una actividad magmática generalizada, incluidos los basaltos de inundación de Karoo y enjambres de diques relacionados en Sudáfrica y la provincia de Ferrar en la Antártida Oriental . [14]
En el Jurásico Superior y el Cretácico Inferior , el Escudo Antártico Oriental comenzó a moverse hacia el sur a un ritmo más rápido que África y América del Sur , lo que provocó la expansión del fondo marino entre los dos subbloques de Gondwana en el Mar de Weddell , el Mar de Riiser-Larsen , Mozambique y Cuencas somalíes. [2] Una larga fase de extensión y rifting tuvo lugar en el sur del Mar de Weddell antes del inicio de la expansión del fondo marino , que data alrededor de 147 Ma. [15] Durante el Cretácico medio , la expansión del fondo marino se propagó hacia el este desde el mar de Riiser-Larsen hasta la cuenca de Enderby entre la Antártida Oriental y la India . [16] Hace 50 millones de años, el inicio de una rápida deriva hacia el norte de la placa australiana provocó una rápida acumulación de corteza oceánica en el Escudo Antártico Oriental. [17] La extensión relativa entre Australia Occidental y la Antártida Oriental comenzó entre el Cretácico Superior y el Terciario Temprano , pero la corteza oceánica entre estas dos placas se formó sólo entre 45 y 30 Ma en la depresión de Adare del Mar de Ross. [18]