En geología , un supercontinente es el conjunto de la mayoría o la totalidad de los bloques continentales o cratones de la Tierra para formar una única gran masa continental. [1] [2] [3] Sin embargo, algunos geólogos utilizan una definición diferente, "una agrupación de continentes anteriormente dispersos", que deja espacio para la interpretación y es más fácil de aplicar a los tiempos precámbricos . [4] Para separar los supercontinentes de otras agrupaciones, se ha propuesto un límite en el que un continente debe incluir al menos alrededor del 75% de la corteza continental existente en ese momento para calificar como un supercontinente. [5]
Los supercontinentes se han ido reuniendo y dispersando varias veces en el pasado geológico bajo las fuerzas de la tectónica de placas . Según las definiciones modernas, hoy en día no existe un supercontinente; [1] el más cercano es la actual masa continental afroeuroasiática , que cubre aproximadamente el 57% de la superficie terrestre total de la Tierra. El último período en el que las masas continentales estuvieron cerca unas de otras fue hace entre 336 y 175 millones de años, cuando se formó el supercontinente Pangea . Las posiciones de los continentes se han determinado con precisión desde principios del Jurásico , poco antes de la ruptura de Pangea. [6] El predecesor de Pangea, Gondwana, no se considera un supercontinente según la primera definición, ya que las masas continentales de Báltica , Laurentia y Siberia estaban separadas en ese momento. [7]
Se plantea la hipótesis de que un futuro supercontinente, denominado Pangea Próxima , se formará dentro de los próximos 250 millones de años. [8]
El supercontinente fanerozoico Pangea comenzó a fragmentarse hace 215 Ma y este distanciamiento continúa hasta nuestros días. Debido a que Pangea es el más reciente de los supercontinentes de la Tierra, es el más conocido y comprendido. Su reconstrucción contribuye a su popularidad en las aulas, ya que es casi tan simple como unir los continentes actuales que bordean el océano Atlántico como si fueran piezas de un rompecabezas. [4]
Para el período anterior a Pangea, existen dos modelos contrastantes de evolución de los supercontinentes a través del tiempo geológico .
El primer modelo teoriza que existieron al menos dos supercontinentes separados que comprendían Vaalbara y Kenorland , con Kenorland comprendiendo Superia y Sclavia . Estas partes de la era Neoarcaica se rompieron en ~2480 y 2312 Ma , y porciones de ellas luego colisionaron para formar Nuna (Europa del Norte y América del Norte). Nuna continuó desarrollándose durante el Mesoproterozoico , principalmente por acreción lateral de arcos juveniles, y en ~1000 Ma Nuna colisionó con otras masas terrestres, formando Rodinia . [4] Entre ~825 y 750 Ma Rodinia se rompió. [9] Sin embargo, antes de romperse por completo, algunos fragmentos de Rodinia ya se habían unido para formar Gondwana alrededor de ~608 Ma . Pangea se formó a través de la colisión de Gondwana, Laurasia ( Laurentia y Báltica ) y Siberia .
El segundo modelo (Kenorland-Arctica) se basa tanto en evidencia paleomagnética como geológica y propone que la corteza continental comprendía un solo supercontinente desde ~2,72 Ga hasta su ruptura durante el período Ediacárico después de ~0,573 Ga . La reconstrucción [10] se deriva de la observación de que los polos paleomagnéticos convergen a posiciones cuasiestáticas durante largos intervalos entre ~2,72–2,115 Ga; 1,35–1,13 Ga; y 0,75–0,573 Ga con solo pequeñas modificaciones periféricas en la reconstrucción. [11] Durante los períodos intermedios, los polos se ajustan a una trayectoria de desplazamiento polar aparente unificada.
Aunque contrasta con el primer modelo, la primera fase (Protopangea) incorpora esencialmente Vaalbara y Kenorland del primer modelo. La explicación de la prolongada duración del supercontinente Protopangea-Paleopangea parece ser que la tectónica de placas (comparable a la tectónica que opera en Marte y Venus) prevaleció durante los tiempos precámbricos . Según esta teoría, la tectónica de placas tal como se observa en la Tierra contemporánea se volvió dominante solo durante la última parte de los tiempos geológicos. [11] Este enfoque fue ampliamente criticado por muchos investigadores ya que utiliza una aplicación incorrecta de los datos paleomagnéticos. [12]
Un ciclo de supercontinentes es la ruptura de un supercontinente y el desarrollo de otro, que tiene lugar a escala global. [4] 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 el tiempo de un ciclo de supercontinentes. [1] Sin embargo, los ciclos de supercontinentes y los ciclos de Wilson estuvieron involucrados en la creación de Pangea y Rodinia. [6]
Las tendencias seculares , como las carbonatitas , las granulitas , las eclogitas y los eventos de deformación del cinturón de rocas verdes , son todos indicadores posibles de la ciclicidad de los supercontinentes precámbricos, aunque la solución Protopangea-Paleopangea implica que el estilo fanerozoico de ciclos de supercontinentes no funcionó durante estos tiempos. Además, hay casos en los que estas tendencias seculares tienen una impronta débil, desigual o ausente en el ciclo del supercontinente; los métodos seculares para la reconstrucción de supercontinentes producirán resultados que tienen solo una explicación, y cada explicación para una tendencia debe encajar con el resto. [4]
La siguiente tabla nombra supercontinentes antiguos reconstruidos, utilizando la definición más flexible de Bradley de 2011, [7] con una escala de tiempo aproximada de millones de años atrás (Ma).
Se cree que las causas de la formación y dispersión de supercontinentes son impulsadas por procesos de convección en el manto de la Tierra . Aproximadamente a 660 km dentro del manto, se produce una discontinuidad, que afecta a la corteza superficial a través de procesos que involucran penachos y superpenachos (también conocidos como grandes provincias de baja velocidad de corte ). Cuando una placa de la corteza subducida es más densa que el manto circundante, se hunde hasta la discontinuidad. Una vez que las placas se acumulan, se hundirán hasta el manto inferior en lo que se conoce como una "avalancha de placas". Este desplazamiento en la discontinuidad hará que el manto inferior se compense y se eleve en otro lugar. El manto ascendente puede formar un penacho o un superpenacho. [1]
Además de tener efectos compositivos en el manto superior al reponer los elementos litófilos de iones grandes , el vulcanismo afecta el movimiento de las placas. [1] Las placas se moverán hacia un bajo geoidal, tal vez donde ocurrió la avalancha de placas y se alejarán del alto geoidal que puede ser causado por las columnas o supercolumnas. Esto hace que los continentes se empujen entre sí para formar supercontinentes y fue evidentemente el proceso que operó para causar que la corteza continental primitiva se agregara en Protopangea. [17]
La dispersión de los supercontinentes se debe a la acumulación de calor debajo de la corteza debido al ascenso de grandes celdas o columnas de convección, y una liberación masiva de calor dio como resultado la ruptura final de la Paleopangea. [18] La acreción se produce sobre depresiones geoidales que pueden ser causadas por placas de avalancha o por los extremos descendentes de las celdas de convección. La evidencia de la acreción y dispersión de los supercontinentes se ve en el registro geológico de rocas.
La influencia de las erupciones volcánicas conocidas no se puede comparar con la de los basaltos de inundación . El momento en que se formaron los basaltos de inundación coincidió 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 en que se produjo un único flujo de lava también es indeterminado. Estos son factores importantes sobre cómo los basaltos de inundación influyeron en el paleoclima . [6]
Hoy en día, se comprenden relativamente bien la paleogeografía global y las interacciones entre placas desde Pangea. Sin embargo, la evidencia se vuelve más escasa a medida que se retrocede en la historia geológica. Las anomalías magnéticas marinas, las coincidencias 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 ubicación de los continentes e indicadores del medio ambiente a lo largo del tiempo. [4]
El Fanerozoico (541 Ma hasta el presente) y el 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. [4] Los bordes coincidentes de los continentes son donde se forman los márgenes pasivos. Los bordes de estos continentes pueden rift . En este punto, la expansión del fondo 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 de los supercontinentes. El ciclo de supercontinentes de Pangea es un buen ejemplo de la eficiencia de usar la presencia o falta de estas entidades para registrar el desarrollo, la tenencia y la ruptura de los supercontinentes. Hay una marcada disminución de los márgenes pasivos entre 500 y 350 Ma durante el momento del ensamblaje de Pangea. 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 de los márgenes pasivos. [4]
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 los cuerpos geológicos. [1] Los cinturones orogénicos intercratónicos son característicos del cierre de cuencas oceánicas. Los indicadores claros de actividad intracratónica contienen ofiolitas y otros materiales oceánicos que están presentes en la zona de sutura. Los cinturones orogénicos intracratónicos se presentan como cinturones de empuje y no contienen ningún material oceánico. Sin embargo, la ausencia de ofiolitas no es una evidencia sólida de cinturones intracratónicos, porque el material oceánico puede ser extraído y erosionado en un entorno intracratónico. El tercer tipo de cinturón orogénico es un cinturón orogénico confinado que es el cierre de pequeñas cuencas. El ensamblaje de un supercontinente tendría que mostrar cinturones orogénicos intracratónicos. [1] Sin embargo, la interpretación de los cinturones orogénicos puede ser difícil.
La colisión de Gondwana y Laurasia ocurrió a finales del Paleozoico. Por esta colisión, se creó la cordillera Varisca , a lo largo del ecuador. [6] Esta cordillera de 6000 km de longitud suele denominarse en dos partes: la cordillera Herciniana del Carbonífero tardío constituye la parte oriental, y la parte occidental son los montes Apalaches , elevados a principios del Pérmico . (La existencia de una meseta elevada plana como la meseta tibetana está en debate). La localidad de la cordillera Varisca la hizo influyente tanto para el hemisferio norte como para el sur. La elevación de los Apalaches influiría en gran medida en la circulación atmosférica global. [6]
Los continentes afectan drásticamente al clima del planeta, y los supercontinentes tienen una influencia mayor y más predominante. Los continentes modifican los patrones de viento globales, controlan las trayectorias de las corrientes oceánicas y tienen un albedo más alto que los océanos. [1] Los vientos son redirigidos por las montañas y las diferencias de albedo causan cambios en los vientos terrestres. La mayor elevación en el interior continental produce un clima más frío y seco, el fenómeno de la continentalidad . Esto se ve hoy en día en Eurasia , y el registro de rocas muestra evidencia de continentalidad en el medio de Pangea. [1]
El término época glacial se refiere a un largo episodio de glaciación en la Tierra durante millones de años. [19] Los glaciares tienen implicaciones importantes 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 glaciales. Existe una asociación entre la ruptura y la ruptura de continentes y supercontinentes y las épocas glaciales. [19] Según el modelo para la serie de supercontinentes precámbricos, la ruptura de Kenorland y Rodinia se asoció con las épocas glaciales Paleoproterozoica y Neoproterozoica , respectivamente.
Por el contrario, la teoría Protopangea-Paleopangea 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. [11] Durante la acumulación de supercontinentes con épocas de elevación regional, las épocas glaciares parecen ser raras y hay poca evidencia que las respalde. Sin embargo, la falta de evidencia no permite concluir que las épocas glaciares no están asociadas con el ensamblaje por colisión de supercontinentes. [19] Esto podría representar simplemente un sesgo de preservación .
Durante el Ordovícico tardío (~458,4 Ma), la configuración particular de Gondwana pudo haber permitido que se produjeran glaciaciones y altos niveles de CO2 al mismo tiempo. [20] Sin embargo, algunos geólogos no están de acuerdo y piensan que hubo un aumento de temperatura en ese momento. Este aumento puede haber estado fuertemente influenciado por el movimiento de Gondwana a través del Polo Sur, que puede haber impedido 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 desde el Silúrico temprano (~443,8 Ma) hasta el Misisipiano tardío (~330,9 Ma). [6] 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 sus costas. [20]
Aunque las tasas de precipitación durante las circulaciones monzónicas son difíciles de predecir, hay evidencia de una gran barrera orográfica dentro del interior de Pangea durante el Paleozoico tardío (~251,9 Ma). La posibilidad de que las montañas Apalaches-Hercinianas tengan una dirección suroeste-noreste hace que las circulaciones monzónicas de la región sean potencialmente relacionadas con las circulaciones monzónicas actuales que rodean la meseta tibetana, que se sabe que influyen positivamente en la magnitud de los períodos monzónicos dentro de Eurasia. Por lo tanto, se espera que la topografía más baja en otras regiones del supercontinente durante el Jurásico influya negativamente en las variaciones de precipitación. La ruptura de los supercontinentes puede haber afectado a la precipitación local. [21] Cuando un supercontinente se rompe, habrá un aumento en la escorrentía de precipitación sobre la superficie de las masas continentales, lo que aumentará la erosión de silicatos y el consumo de CO 2 . [9]
Aunque durante el Arcaico la radiación solar se redujo en un 30 por ciento y el límite Cámbrico - Precámbrico en un 6 por ciento, la Tierra solo ha experimentado tres eras glaciales a lo largo del Precámbrico. [6] Es más probable que se saquen conclusiones erróneas cuando los modelos se limitan a una configuración climática (que suele ser la actual). [22]
Los inviernos fríos en el interior de los continentes se deben a las relaciones entre las tasas de enfriamiento radiativo (mayor) y el transporte de calor desde los bordes continentales. Para aumentar las temperaturas invernales en el interior de los continentes, la tasa de transporte de calor debe aumentar hasta ser mayor que la tasa de enfriamiento radiativo. A través de los modelos climáticos, las alteraciones en el contenido de CO2 atmosférico y el transporte de calor oceánico no son comparativamente efectivas. [22]
Los modelos de CO2 sugieren que los valores eran bajos en las glaciaciones del Cenozoico tardío y del Carbonífero-Pérmico, aunque los valores del Paleozoico temprano son mucho mayores (más del 10 por ciento más altos que los actuales). Esto puede deberse a las altas tasas de expansión del fondo marino después de la ruptura de los supercontinentes precámbricos y la falta de plantas terrestres como sumidero de carbono . [20]
Se espera que durante el Pérmico tardío las temperaturas estacionales de Pangea variaran drásticamente. Las temperaturas subtropicales de verano eran más cálidas que las actuales en hasta 6-10 grados, y las de latitudes medias en invierno eran inferiores a -30 grados Celsius. Estos cambios estacionales dentro del supercontinente se vieron influenciados por el gran tamaño de Pangea. Y, al igual que hoy, las regiones costeras experimentaron una variación mucho menor. [6]
Durante el Jurásico, las temperaturas de verano no superaron los cero grados centígrados a lo largo del borde norte de Laurasia, que era la parte más septentrional de Pangea (la parte más meridional de Pangea era Gondwana). Los dropstones arrastrados por el hielo procedentes de Rusia son indicadores de este límite norte. Se cree que el Jurásico fue aproximadamente 10 grados centígrados más cálido a lo largo de la paleolongitud de 90 grados este en comparación con la temperatura actual de la Eurasia central actual. [22]
Muchos estudios de los ciclos de Milankovitch durante los períodos de tiempo de los supercontinentes se han centrado en el Cretácico medio. Las amplitudes actuales de los ciclos de Milankovitch en la actual Eurasia pueden reflejarse en los hemisferios sur y norte del supercontinente Pangea. Los modelos climáticos muestran que las fluctuaciones de verano variaron entre 14 y 16 grados Celsius en Pangea, lo que es similar o ligeramente superior a las temperaturas de verano de Eurasia durante el Pleistoceno. Se espera que los ciclos de Milankovitch de mayor amplitud hayan ocurrido en latitudes medias y altas durante el Triásico y el Jurásico. [22]
La tectónica de placas y la composición química de la atmósfera (específicamente los gases de efecto invernadero ) son los dos factores más predominantes presentes en la escala de tiempo geológico. La deriva continental influye tanto en los episodios climáticos fríos como cálidos. La circulación atmosférica y el clima están fuertemente influenciados por la ubicación y formación de los continentes y supercontinentes. Por lo tanto, la deriva continental influye en la temperatura global. [6]
Los niveles de oxígeno en el Arcaico eran insignificantes y hoy son de 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 muy estrechamente relacionados con el desarrollo de los supercontinentes de la Tierra. [23]
Se cree que el proceso de aumento del contenido de oxígeno atmosférico en la Tierra comenzó con la colisión entre continentes de enormes masas de tierra que formaron supercontinentes y, por lo tanto, posiblemente cadenas montañosas de supercontinentes (supermontañas). Estas supermontañas se habrían erosionado y las grandes cantidades de nutrientes, incluidos el hierro y el fósforo , se habrían arrastrado a los océanos, tal como se observa que ocurre hoy. Los océanos serían entonces ricos en nutrientes esenciales para los organismos fotosintéticos, que luego podrían respirar grandes cantidades de oxígeno. Existe una aparente relación directa entre la orogenia y el contenido de oxígeno atmosférico. También hay evidencia de un aumento de la sedimentación concurrente con el momento de estos eventos de oxigenación masiva, lo que significa que el carbono orgánico y la pirita en esos momentos tenían más probabilidades de estar enterrados bajo los sedimentos y, por lo tanto, no podían reaccionar con el oxígeno libre. Esto sostuvo los aumentos de oxígeno atmosférico. [23]
A 2,65 Ga se produjo un aumento en el fraccionamiento de isótopos de molibdeno . Fue temporal, pero apoya el aumento del 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, que se ha denominado el "gran evento de oxigenación". La evidencia que apoya este evento incluye la aparición de capas rojas a 2,3 Ga (lo que significa que se estaba produciendo Fe 3+ y se convirtió en un componente importante de los suelos).
La tercera etapa de oxigenación, 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 suelen provenir 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 haber sido el resultado de un aumento del 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 (concentración casi duplicada) de isótopos de azufre, que sugieren estos modelos, requeriría un aumento del contenido de oxígeno de los océanos profundos.
Entre 650 y 550 Ma hubo tres aumentos en los niveles de oxígeno en el 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 del molibdeno sensible a la oxidación - reducción en las lutitas negras . El sexto evento ocurrió entre 360 y 260 Ma y fue identificado por modelos que sugieren 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. [23] [24]
Los granitos y los circones detríticos tienen apariciones notablemente similares y episódicas en el registro de rocas. Sus fluctuaciones se correlacionan con los ciclos supercontinentales precámbricos. Las dataciones de circones U-Pb de granitos orogénicos se encuentran entre los determinantes de envejecimiento más confiables.
Existen algunos problemas con la confianza en los circones de origen granítico, como la falta de datos de fuentes globales uniformes y la pérdida de circones de granito por cobertura sedimentaria o consumo plutónico . Donde los circones de granito son menos adecuados, aparecen circones detríticos de areniscas que compensan las lagunas. Estos circones detríticos se extraen de las arenas de los principales ríos modernos y sus cuencas de drenaje . [4] Las anomalías magnéticas oceánicas y los datos paleomagnéticos son los principales recursos utilizados para reconstruir las ubicaciones de los continentes y supercontinentes hasta aproximadamente 150 Ma. [6]