El ciclo de los supercontinentes es la agregación y dispersión cuasi periódica de la corteza continental de la Tierra . Existen diversas opiniones sobre si la cantidad de corteza continental aumenta, disminuye o se mantiene más o menos igual, pero se coincide en que la corteza terrestre se reconfigura constantemente. Se dice que un ciclo completo de supercontinentes lleva entre 300 y 500 millones de años. Las colisiones continentales dan lugar a menos continentes y de mayor tamaño, mientras que las rifting dan lugar a más continentes y de menor tamaño.
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 Ga a 750 Ma); y Pannotia ( c. 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 ruptura supercontinental comenzó aproximadamente hace 3000 millones de años. Antes de 3200 millones de años, solo se formaban diamantes con composiciones peridotíticas (que se encuentran comúnmente en el manto terrestre ), mientras que después de 3000 millones de años, los diamantes eclogíticos (rocas de la corteza terrestre ) se volvieron predominantes. Se cree que este cambio se produjo cuando la subducción y la colisión continental introdujeron eclogita en los fluidos subcontinentales formadores de diamantes. [3]
El ciclo supercontinental hipotético es concurrente con el Ciclo Wilson de corto plazo, llamado así por el pionero de la tectónica de placas John Tuzo Wilson , que describe la apertura y cierre periódicos de cuencas oceánicas a partir de una única grieta de placa. El material del fondo marino más antiguo encontrado hoy en día data de 170 Ma, mientras que el material de corteza continental más antiguo encontrado hoy en día 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 perspectiva, basada tanto en evidencia paleomagnética como geológica, es que los ciclos de supercontinentes no ocurrieron antes de aproximadamente 0,6 Ga (durante el período Ediacárico ). En cambio, la corteza continental comprendía un solo supercontinente desde aproximadamente 2,7 Ga hasta que se rompió por primera vez, en algún momento 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 desplazamiento polar aparente unificada .
Los datos paleomagnéticos se explican adecuadamente por la existencia de un único supercontinente Protopangea-Paleopangea con una cuasi integridad 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 los tiempos precámbricos , en contraposición a la tectónica de placas que se observa en la Tierra contemporánea. [4] Sin embargo, este enfoque es ampliamente criticado como una aplicación incorrecta de los 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 ( Neoproterozoico tardío ), y aumentó rápidamente hasta alcanzar su nivel máximo durante el Ordovícico y el Cretácico , cuando los continentes se dispersaron.
Entre los principales factores que influyen en el nivel del mar durante la ruptura de los supercontinentes se encuentran: la edad de la corteza oceánica, la pérdida de cuencas de arco posterior , la profundidad de los sedimentos marinos, la ubicación de grandes provincias ígneas y el efecto de la extensión pasiva del margen. De estos, 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 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 lo tanto, sobre el nivel global del mar. La litosfera oceánica se forma en las dorsales oceánicas y se desplaza hacia afuera, enfriándose y encogiéndose conductivamente , lo que disminuye el espesor y aumenta la densidad de la litosfera oceánica, y baja el fondo marino alejándolo de las dorsales oceánicas. Para la litosfera oceánica que tiene menos de unos 75 Ma, funciona un modelo simple de enfriamiento de semiespacio 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,
donde κ es la difusividad térmica de la litosfera del manto ( c. 8 × 10 −7 m 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 ( c. 1220 °C para los océanos Atlántico e Índico, c. 1120 °C para el Pacífico oriental) y d r es la profundidad de la dorsal debajo de la superficie del océano. [8] Después de introducir números aproximados para el fondo marino, la ecuación se convierte en:
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 marino 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 inverso 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 fracturan (al estirarse, se reduce la superficie del océano y se eleva el nivel del mar) o como resultado de una colisión continental (al comprimirse, se aumenta la superficie del océano y se baja el nivel del mar). El aumento del nivel del mar inundará los continentes, mientras que la disminución del nivel del mar dejará expuestas las plataformas continentales . Debido a que la plataforma continental tiene una pendiente muy baja, un pequeño aumento del nivel del mar provocará un gran cambio en el porcentaje de continentes inundados.
Si el océano mundial es joven en promedio, el fondo marino será relativamente poco profundo y el nivel del mar será alto: más continentes estarán inundados. Si el océano mundial es viejo en promedio, el fondo marino será relativamente profundo y el nivel del mar será bajo: más continentes estarán expuestos. Por lo tanto, existe una relación relativamente simple entre el ciclo de los supercontinentes 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 el ciclo del supercontinente:
Durante la fragmentación del supercontinente, predominan los entornos de rifting, seguidos de entornos de margen pasivo, mientras continúa la expansión del fondo marino y crecen los océanos. A esto, a su vez, le sigue el desarrollo de entornos de colisión que adquieren cada vez más importancia con el tiempo. Las primeras colisiones se producen entre continentes y arcos de islas, pero finalmente conducen a colisiones continente-continente. Esta situación era la que se daba durante el ciclo supercontinental paleozoico y se observa en el ciclo supercontinental mesozoico - cenozoico , todavía en curso.
Existen dos tipos de climas terrestres globales: de tipo glaciar y de tipo invernadero. El de tipo glaciar se caracteriza por frecuentes glaciaciones continentales y entornos desérticos severos. El de tipo 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 de tipo glaciar. [10] Los períodos de clima de tipo glaciar incluyen gran parte del Neoproterozoico , el Paleozoico tardío y el Cenozoico tardío , mientras que los períodos de clima de tipo invernadero incluyen el Paleozoico temprano , el Mesozoico y el Cenozoico temprano .
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] Como la deriva genética se produce con mayor frecuencia en poblaciones pequeñas, la diversidad es una consecuencia observada del aislamiento geográfico. Se produce un menor aislamiento, y por lo tanto una menor diversificación, cuando los continentes están todos juntos, lo que produce un continente, una costa continua y un océano. A finales del Neoproterozoico y principios del Paleozoico, cuando se produjo la tremenda proliferación de metazoos diversos , el aislamiento de los entornos marinos resultó de la ruptura de Pannotia.
Una disposición norte-sur de los continentes y océanos conduce a una diversidad y un aislamiento mucho mayores que las disposiciones este-oeste. Las disposiciones norte-sur dan lugar a 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, ya que cada continente u océano se encuentra en menos zonas climáticas. A lo largo del Cenozoico, el aislamiento se ha maximizado mediante una disposición norte-sur.
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