El escudo o cratón antártico oriental es un cuerpo rocoso cratónico 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 casi 3500 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 de Mawson ) que ocupa la mayor parte del interior continental y varios otros cratones marginales que están 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 posicionado 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 jugado un papel significativo en la disposición y movimiento de las placas circundantes durante la amalgamación 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, datar las rocas utilizando técnicas de datación radiactiva , revelar la historia climática a partir de proporciones isotópicas y rastrear el movimiento del escudo basándose en propiedades magnéticas variables. Desafortunadamente, solo 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 , la sobreimpresión variable por la tectónica cámbrica y la presencia de metasedimentos más jóvenes . [2] Sin embargo, se ha determinado que el Escudo Antártico Oriental tiene un basamento Precámbrico a Ordovícico de rocas ígneas y sedimentarias que están deformadas y metamorfoseadas en diversos grados, e intrusionadas por granitos sin- a postectónicos . [3] El basamento está cubierto localmente por sedimentos no deformados del Devónico al Jurásico , e intrusionado por rocas plutónicas y volcánicas 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 Arcaicos y Proterozoicos - Cámbricos que se amalgamaron durante los tiempos Precámbricos y Cámbricos . [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 se produjo entre 1350 y 1260 Ma y 1210-1140 Ma, y también por el cratón Mawson, más antiguo. [6] Se estima que Rodinia se formó entre 1100 Ma y 1000 Ma. [2] Durante este tiempo, hubo tectonismo desde la Tierra de Coats 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 bordeaba la costa del Escudo Antártico Oriental. [7] Este cinturón de la era Grenville se denomina comúnmente cinturón móvil Wegener-Mawson o cinturón móvil Circum Oriental Antártico, y puede extenderse a continentes anteriormente adyacentes. La provincia Maud se correlaciona con la provincia Namaqua-Natal de Sudáfrica . Las rocas del complejo Rayner y las montañas Prince Charles del norte son una extensión de los Ghats orientales de la India. Por último, las relaciones en Bunger Hills - Windmill Islands se corresponden estrechamente con las del orógeno Albany-Fraser de Australia occidental. [3] [7] Esta región de tectonismo de la era Grenville se interpreta como una sutura entre el cratón de la Antártida central-Australia meridional (el continente Mawson ) y los cratones marginales que conforman la mayor parte del sur de África , la India y Australia occidental . [3] Este tectonismo continuó hasta hace 900 Ma y hacia 750 Ma, el supercontinente Rodinia había comenzado a fragmentarse. La ruptura podría haber sido resultado de la apertura de una cuenca oceánica ecuatorial entre Laurentia Occidental y Australia Occidental-Antártida Oriental. [2]
Luego vino Gondwana . La amalgama de Gondwana Oriental y Occidental ocurrió por el cierre del Océano Mozambique. Esta colisión ocurrió entre 700 y 500 Ma y resultó en la Orogenia de África Oriental . [8] El prolongado período tectónico Panafricano fue uno de los episodios de construcción 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 extendió desde las latitudes polares (NO de África) hasta las 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 , causada por la colisión con Sudáfrica y la India , y a lo largo de las Montañas Transantárticas (Orogenia de Ross). [2]
El orógeno de Ross comprende una secuencia deformada de sedimentos del Neoproterozoico al Cámbrico . [9] Estos sedimentos se depositaron en un margen pasivo que probablemente se desarrolló durante el rifting de América del Norte desde el Escudo Antártico Oriental, y posteriormente se deformaron y metamorfosearon en un grado bajo a medio e intruidos por granitoides sin- y postectónicos . [3] El plutonismo y el metamorfismo comenzaron alrededor de los 550 Ma con un metamorfismo máximo a los 540-535 Ma. [10] En este momento, se formaron dos cinturones móviles cámbricos de alto grado más 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 era Grenville del Mesoproterozoico tardío al Neoproterozoico temprano . El cinturón de Lutzow Holm separa las provincias de Maud y Rayner de la era Grenville y es el segmento más meridional de la orogenia de África Oriental , que se extendió desde África Oriental hasta la cordillera Shackleton . [3] La evidencia del cierre de los océanos está bien documentada en el orógeno de África Oriental y esto está respaldado por la aparición de material ofiolítico en la cordillera Shackleton. [11] Otra evidencia del cierre de los océanos a lo largo del cinturón de Lutzow Holm la proporcionan las diferentes edades del tectonismo de la era Grenville en las provincias de Maud y Rayner de ambos lados de la sutura inferida. El clímax de la actividad tanto en el cinturón de Lutzow Holm como en el de Prydz fue a 530 Ma, pero no se puede descartar la posibilidad de dos colisiones casi simultáneas y significaría que la Antártida Oriental comprende tres fragmentos de corteza principales que no se combinaron hasta el Cámbrico. [12]
A partir de 320 Ma en adelante, Gondwana, Laurussia y los terrenos intermedios se fusionaron para formar el supercontinente Pangea . [2] La principal amalgama de Pangea ocurrió durante el Carbonífero , pero se siguieron agregando y separando continentes desde el Paleozoico tardío hasta 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 los enjambres de diques relacionados en Sudáfrica y la provincia de Ferrar en la Antártida Oriental . [14]
A finales del Jurásico y principios del Cretácico , el Escudo Antártico Oriental comenzó a moverse hacia el sur a un ritmo más rápido que África y Sudamérica , lo que resultó en la expansión del fondo marino entre los dos subbloques de Gondwana en el mar de Weddell , el mar de Riiser-Larsen , Mozambique y las 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 , datada 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] A los 50 Ma, el inicio de la rápida deriva hacia el norte de la placa australiana provocó una rápida acreción de la corteza oceánica en el Escudo Antártico Oriental. [17] La extensión relativa entre Australia Occidental y la Antártida Oriental comenzó a finales del Cretácico y principios del Terciario , pero la corteza oceánica entre estas dos placas se formó recién hace entre 45 y 30 Ma en la fosa de Adare del mar de Ross. [18]