El ciclo del supercontinente es la agregación y dispersión cuasi periódica de la corteza continental de la Tierra . Hay diversas opiniones sobre si la cantidad de corteza continental aumenta, disminuye o se mantiene más o menos igual, pero todos coinciden en que la corteza terrestre se reconfigura constantemente. Se dice que un ciclo completo de un supercontinente tarda entre 300 y 500 millones de años. La colisión continental crea menos continentes y más grandes, mientras que la ruptura crea más continentes y más pequeños.
El supercontinente más reciente , Pangea , se formó hace unos 300 millones de años (0,3 Ga ), durante la era Paleozoica . Hay dos puntos de vista diferentes sobre la historia de los supercontinentes anteriores.
La primera teoría propone una serie de supercontinentes: comenzando con Vaalbara (3,6 a 2,8 Ga); Ur (c. 3 Ga); Kenorland (2,7 a 2,1 Ga); Columbia (1,8 a 1,5 Ga); Rodinia (1,25 a 0,75 Ga); y Pannotia ( c. 600 Ma), cuya dispersión produjo los continentes que finalmente colisionaron para formar Pangea. [1] [2]
Los tipos de minerales que se encuentran dentro de los diamantes antiguos sugieren que el ciclo de formación y ruptura supercontinental comenzó aproximadamente hace 3 Ga. Antes de 3,2 Ga, sólo se formaban diamantes con composiciones peridotíticas (comúnmente encontradas en el manto de la Tierra ), mientras que después de 3,0 Ga se formaban diamantes eclogíticos (rocas de la corteza terrestre ) se hizo frecuente. Se cree que este cambio se produjo cuando la subducción y la colisión continental introdujeron la eclogita en los fluidos subcontinentales formadores de diamantes. [3]
El hipotético ciclo del supercontinente es concurrente con el ciclo de Wilson de más corto plazo, que lleva el nombre del pionero de la tectónica de placas John Tuzo Wilson , que describe la apertura y el cierre periódicos de cuencas oceánicas a partir de una única grieta de placas. El material más antiguo del fondo marino encontrado hoy data de 170 Ma, mientras que el material de la corteza continental más antiguo encontrado hoy data de 4 Ga, lo que muestra la relativa brevedad de los ciclos regionales de Wilson en comparación con los pulsos planetarios completos observados en la disposición de los continentes.
La segunda opinión, basada en evidencia paleomagnética y geológica, es que los ciclos de supercontinentes no ocurrieron antes de aproximadamente 0,6 Ga (durante el período de Ediacara ). En cambio, la corteza continental comprendió un solo supercontinente desde aproximadamente 2,7 Ga hasta que se rompió por primera vez, alrededor de 0,6 Ga. Esta reconstrucción [4] se basa en la observación de que si sólo se hacen 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 y 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 polar aparente unificada .
Los datos paleomagnéticos se explican adecuadamente por la existencia de un único supercontinente Protopangea-Paleopangea con una cuasiintegridad prolongada. La prolongada duración de este supercontinente podría explicarse por el funcionamiento de la tectónica de tapa (comparable a la tectónica que opera en Marte y Venus) durante la época Precámbrica , a diferencia de la tectónica de placas que se observa en la Tierra contemporánea. [4] Sin embargo, este enfoque es ampliamente criticado como una aplicación incorrecta de datos paleomagnéticos. [6]
Se sabe que el nivel del mar es generalmente bajo cuando los continentes están juntos y alto cuando están separados. Por ejemplo, el nivel del mar era bajo en el momento de la formación de Pangea ( Pérmico ) y Pannotia (último Neoproterozoico ), y subió rápidamente hasta máximos durante el Ordovícico y el Cretácico , cuando los continentes estaban dispersos.
Las principales influencias sobre el nivel del mar durante la desintegración de los supercontinentes incluyen: edad de la corteza oceánica, pérdida de cuencas del arco posterior , profundidades de sedimentos marinos, emplazamiento de grandes provincias ígneas y el efecto de la extensión pasiva del margen. De estos, la edad de la corteza oceánica y las profundidades 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 otros 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 tanto, sobre el nivel global del mar. La litosfera oceánica se forma en las dorsales oceánicas y se mueve hacia afuera, enfriándose y encogiéndose de manera conductiva , lo que disminuye el espesor y aumenta la densidad de la litosfera oceánica, y baja el fondo marino lejos de las dorsales oceánicas. Para la litosfera oceánica que tiene menos de aproximadamente 75 Ma, funciona un modelo simple de enfriamiento en medio espacio de enfriamiento conductivo, en el que la profundidad de las cuencas oceánicas d en áreas en las que no hay subducción cercana es función de la edad de la litosfera oceánica. litosfera t . En general,
donde κ es la difusividad térmica del manto litosfera ( c. 8 × 10 −7 m 2 / s ), a eff es el coeficiente de expansión térmica efectivo de la roca ( c. 5,7 × 10 −5 °C −1 ), T 1 es la temperatura del magma ascendente comparada con la temperatura en el límite superior ( c. 1220 °C para los océanos Atlántico e Índico, c. 1120 °C para el Pacífico oriental) y d r es la profundidad de la cresta debajo de la superficie del océano. [8] Después de introducir números aproximados para el fondo del mar, la ecuación queda:
para el Océano Pacífico oriental:
y para los océanos Atlántico e Índico:
donde d está en metros y t está en millones de años, de modo que la corteza recientemente formada en las dorsales oceánicas se encuentra a unos 2.500 m de profundidad, mientras que el fondo marino de 50 millones de años se encuentra a una profundidad de unos 5.000 m. [9] A medida que el nivel medio del fondo del mar disminuye, el volumen de las cuencas oceánicas aumenta, y si otros factores que pueden controlar el nivel del mar permanecen constantes, el nivel del mar cae. Lo contrario también es cierto: la 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 dividen (al estirarse los continentes disminuye el área del océano y aumenta el nivel del mar) o como resultado de una colisión continental (comprimir los continentes aumenta el área del océano y reduce el nivel del mar). El aumento del nivel del mar inundará los continentes, mientras que la disminución del nivel del mar expondrá las plataformas continentales . Debido a que la plataforma continental tiene una pendiente muy baja, un pequeño aumento en el nivel del mar resultará en un gran cambio en el porcentaje de continentes inundados.
Si, en promedio, el océano mundial es joven, el fondo marino será relativamente poco profundo y el nivel del mar será alto: una mayor parte de los continentes estarán inundados. Si el océano mundial tiene una antigüedad promedio, el fondo marino será relativamente profundo y el nivel del mar será bajo: una mayor parte de los continentes quedarán expuestos. Por tanto, existe una relación relativamente simple entre el ciclo del supercontinente y la edad media del fondo marino.
También habrá un efecto climático del ciclo del supercontinente que amplificará esto aún más:
Hay una progresión de regímenes tectónicos que acompaña al ciclo del supercontinente:
Durante la desintegración del supercontinente, dominan los entornos de ruptura. A esto le siguen entornos marginales pasivos, mientras continúa la expansión del fondo marino y los océanos crecen. A esto, a su vez, le sigue el desarrollo de entornos de colisión que se vuelven cada vez más importantes con el tiempo. Las primeras colisiones se producen entre continentes y arcos de islas, pero en última instancia conducen a colisiones continente-continente. Ésta fue la situación durante el ciclo del supercontinente Paleozoico; se está observando para el ciclo del supercontinente Mesozoico – Cenozoico , aún en curso.
Hay dos tipos de climas terrestres globales: invernadero y invernadero. Icehouse se caracteriza por frecuentes glaciaciones continentales y severos ambientes desérticos. El invernadero se caracteriza por climas cálidos. Ambos reflejan el ciclo del supercontinente. La Tierra se encuentra actualmente en una breve fase de invernadero de un clima de invernadero. [10] Los períodos de clima de invernadero incluyen gran parte del Neoproterozoico , Paleozoico tardío y Cenozoico tardío , mientras que los períodos de clima de invernadero incluyen el Paleozoico temprano , el Mesozoico y el Cenozoico temprano .
El principal mecanismo de la evolución es la selección natural entre diversas poblaciones. La diversidad, medida por el número de familias, sigue muy bien el ciclo del supercontinente. [11] Como la deriva genética ocurre con mayor frecuencia en poblaciones pequeñas, la diversidad es una consecuencia observada del aislamiento geográfico. Se produce menos aislamiento y, por tanto, menos diversificación cuando los continentes están todos juntos, produciendo un continente, una costa continua y un océano. Desde finales del Neoproterozoico hasta principios del Paleozoico, cuando se produjo la tremenda proliferación de diversos metazoos , el aislamiento de los ambientes marinos resultó de la desintegración de Pannotia.
Una disposición norte-sur de continentes y océanos conduce a mucha más diversidad y aislamiento que una disposición este-oeste. Las disposiciones de norte a sur dan zonas climáticamente diferentes a lo largo de las rutas de comunicación hacia el norte y el sur, que están separadas por agua o tierra de otras zonas continentales u oceánicas de clima similar. La formación de zonas similares de continentes y cuencas oceánicas orientadas de este a oeste conduciría a un aislamiento, una diversificación y una evolución mucho menores, y a una evolución más lenta, ya que cada continente u océano se encuentra en menos zonas climáticas. Durante el Cenozoico, el aislamiento se maximizó mediante una disposición norte-sur.
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