En geología , un supercontinente es el conjunto de la mayoría o de todos los bloques o cratones continentales 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 la época Precámbrica . [4] Para separar los supercontinentes de otros grupos, se ha propuesto un límite en el que un continente debe incluir al menos alrededor del 75% de la corteza continental entonces existente para calificar como supercontinente. [5]
Moviéndose bajo las fuerzas de las placas tectónicas , los supercontinentes se han ensamblado y dispersado múltiples veces en el pasado geológico. Según las definiciones modernas, hoy en día no existe un supercontinente; [1] la más cercana es la actual masa continental afroeurasiática , que cubre aproximadamente el 57% de la superficie terrestre total de la Tierra. El último período en el que las masas continentales estuvieron cercanas unas a otras fue hace 336 a 175 millones de años, formando el supercontinente Pangea . Las posiciones de los continentes se han determinado con precisión desde principios del Jurásico , poco antes de la desintegración de Pangea. [6] El predecesor de Pangea, Gondwana, no se considera un supercontinente según la primera definición, ya que las masas de tierra del Báltico , Laurentia y Siberia estaban separadas en ese momento. [7]
Se supone que en los próximos 250 millones de años se formará un futuro supercontinente, denominado Pangea Proxima . [8]
El supercontinente fanerozoico Pangea comenzó a fragmentarse hace 215 Ma y este distanciamiento continúa en la actualidad. Debido a que Pangea es el más reciente de los supercontinentes de la Tierra, es el mejor conocido y comprendido. Lo que contribuye a la popularidad de Pangea en las aulas es que su reconstrucción es casi tan sencilla como encajar los continentes actuales que bordean el océano Atlántico como piezas de un rompecabezas. [4]
Para el período anterior a Pangea, existen dos modelos contrastantes para la evolución de los supercontinentes a lo largo del tiempo geológico .
El primer modelo teoriza que existieron al menos dos supercontinentes separados que comprendían Vaalbara y Kenorland , y que Kenorland comprendía Superia y Sclavia . Estas partes de la era Neoarqueana se separaron entre ~2480 y 2312 Ma , y partes de ellas colisionaron más tarde 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 chocó con otras masas de tierra, formando Rodinia . [4] Entre ~825 y 750 Ma Rodinia se rompió. [9] Sin embargo, antes de dividirse por completo, algunos fragmentos de Rodinia ya se habían unido para formar Gondwana alrededor de 608 Ma . Pangea se formó mediante la colisión de Gondwana, Laurasia ( Laurentia y Báltica ) y Siberia .
El segundo modelo (Kenorland-Arctica) se basa en evidencia paleomagnética y geológica y propone que la corteza continental comprendía un único 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 y 2,115 Ga; 1,35–1,13 Ga; y 0,75–0,573 Ga con sólo pequeñas modificaciones periféricas en la reconstrucción. [11] Durante los períodos intermedios, los polos se ajustan a una trayectoria polar aparente unificada.
Aunque contrasta con el primer modelo, la primera fase (Protopangea) incorpora esencialmente a Vaalbara y Kenorland del primer modelo. La explicación de la duración prolongada del supercontinente Protopangea-Paleopangea parece ser que la tectónica de tapa (comparable a la tectónica que opera en Marte y Venus) prevaleció durante la época Precámbrica . Según esta teoría, la tectónica de placas tal como se ve en la Tierra contemporánea llegó a ser dominante sólo durante la última parte de los tiempos geológicos. [11] Este enfoque fue ampliamente criticado por muchos investigadores ya que utiliza una aplicación incorrecta de datos paleomagnéticos. [12]
Un ciclo de supercontinente es la desintegración 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 cierre de una cuenca oceánica individual . El ciclo de Wilson rara vez se sincroniza con el tiempo de un ciclo de supercontinente. [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 carbonatitas , granulitas , eclogitas y eventos de deformación del cinturón de piedras verdes son todos posibles indicadores de la ciclicidad del supercontinente precámbrico, aunque la solución Protopangea-Paleopangea implica que el estilo fanerozoico de los ciclos del supercontinente no operó durante estos tiempos. Además, hay casos en los que estas tendencias seculares tienen una huella débil, desigual o ausente en el ciclo del supercontinente; Los métodos seculares para la reconstrucción de supercontinentes producirán resultados que sólo tendrán una explicación, y cada explicación de 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 hace millones de años (Ma).
Se cree que las causas del ensamblaje y dispersión de los supercontinentes están 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 superplumas (también conocidos como grandes provincias de baja velocidad de corte ). Cuando una losa de la corteza subducida es más densa que el manto circundante, se hunde hasta convertirse en discontinua. Una vez que las losas se acumulan, se hundirán hasta el manto inferior en lo que se conoce como "avalancha de losas". Este desplazamiento en la discontinuidad hará que el manto inferior compense y se eleve en otros lugares. El manto ascendente puede formar una pluma o una superpluma. [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 una baja geoide tal vez donde ocurrió la avalancha de losas y se alejarán de la alta geoide que puede ser causada por las columnas o superplumas. Esto hace que los continentes se junten para formar supercontinentes y, evidentemente, fue el proceso que operó para provocar que la corteza continental primitiva se agregara en Protopangea. [17]
La dispersión de los supercontinentes es causada por la acumulación de calor debajo de la corteza debido al ascenso de células o penachos de convección muy grandes, y una liberación masiva de calor resultó en la ruptura final de Paleopangea. [18] La acreción ocurre sobre bajas geoideas que pueden ser causadas por losas de avalancha o por las ramas descendentes de las células de convección. La evidencia de la acreción y dispersión de supercontinentes se ve en el registro geológico de las rocas.
La influencia de las erupciones volcánicas conocidas no se compara con la de las inundaciones de basalto . El momento de la inundación de los basaltos se ha correspondido 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 producirá un único flujo de lava tampoco está determinado. Estos son factores importantes sobre cómo los basaltos de inundación influyeron en el paleoclima . [6]
La paleogeografía global y las interacciones de placas que se remontan a Pangea se comprenden relativamente bien en la actualidad. Sin embargo, la evidencia se vuelve más escasa a medida que avanza la historia geológica. Las anomalías magnéticas marinas, los emparejamientos 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 localidad continental e indicadores del medio ambiente a lo largo del tiempo. [4]
El fanerozoico (541 Ma hasta el presente) y el Precámbrico ( 4,6 Ga hasta 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 dividirse . En este punto, la expansión del fondo marino se convierte en la fuerza impulsora. Por lo tanto, los márgenes pasivos nacen durante la desintegración de los supercontinentes y mueren durante el ensamblaje de los supercontinentes. El ciclo de los supercontinentes de Pangea es un buen ejemplo de la eficiencia de utilizar la presencia o falta de estas entidades para registrar el desarrollo, la tenencia y la desintegración de los supercontinentes. Hay una fuerte disminución en 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 los 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 prueba sólida de la existencia de cinturones intracratónicos, porque el material oceánico puede ser expulsado y erosionado en un ambiente intracratónico. El tercer tipo de cinturón orogénico es un cinturón orogénico confinado que es el cierre de pequeñas cuencas. La formación de un supercontinente tendría que mostrar cinturones orogénicos intracratónicos. [1] Sin embargo, la interpretación de los cinturones orogénicos puede resultar difícil.
La colisión de Gondwana y Laurasia se produjo a finales del Paleozoico. A raíz de esta colisión se creó la cadena montañosa Varisca , a lo largo del ecuador. [6] Esta cadena montañosa de 6000 km de largo suele dividirse en dos partes: la cadena montañosa hercínica del Carbonífero tardío constituye la parte oriental, y la parte occidental son los Montes Apalaches , levantados a principios del Pérmico . (La existencia de una meseta elevada y plana como la meseta tibetana está en debate). La localidad de la cordillera varisca la hizo influyente tanto en el hemisferio norte como en el sur. La elevación de los Apalaches influiría en gran medida en la circulación atmosférica global. [6]
Los continentes afectan drásticamente el clima del planeta, y los supercontinentes tienen una influencia mayor y más predominante. Los continentes modifican los patrones globales de viento, 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 provocan cambios en los vientos terrestres. Una 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 rocoso 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 importantes implicaciones 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 ruptura de continentes y supercontinentes y las épocas glaciales. [19] Según el modelo de la serie de supercontinentes precámbricos, la desintegración de Kenorland y Rodinia se asoció con las épocas glaciales Paleoproterozoica y Neoproterozoica , respectivamente.
Por el contrario, la teoría de 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 la correspondiente actividad volcánica fue responsable de estos intervalos de frigidez global. [11] Durante la acumulación de supercontinentes con épocas de levantamiento regional, las épocas glaciales parecen ser raras y hay poca evidencia que las respalde. Sin embargo, la falta de evidencia no permite concluir que las épocas glaciales no estén asociadas con el ensamblaje colisional de supercontinentes. [19] Esto podría representar simplemente un sesgo de preservación .
Durante el Ordovícico tardío (~458,4 Ma), la configuración particular de Gondwana puede haber permitido que se produjeran glaciación y altos niveles de CO 2 al mismo tiempo. [20] Sin embargo, algunos geólogos no están de acuerdo y piensan que hubo un aumento de temperatura en este momento. Este aumento puede haber estado fuertemente influenciado por el movimiento de Gondwana a través del Polo Sur, que puede haber evitado una acumulación prolongada de nieve. Aunque las temperaturas del Ordovícico tardío en el Polo Sur pueden haber llegado a cero, no hubo capas de hielo durante el Silúrico temprano (~443,8 Ma) hasta el Misisipio 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 situada tangente al Polo Sur, puede haber experimentado glaciación 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-Hercynian con tendencia suroeste-noreste haga que las circulaciones monzónicas de la región sean potencialmente relacionadas con las circulaciones monzónicas actuales que rodean la meseta tibetana, que se sabe que influye positivamente en la magnitud de los períodos monzónicos dentro de Eurasia. Por lo tanto, se espera que una topografía más baja en otras regiones del supercontinente durante el Jurásico influya negativamente en las variaciones de las precipitaciones. La desintegración de los supercontinentes puede haber afectado las precipitaciones locales. [21] Cuando cualquier supercontinente se fragmenta, habrá un aumento en la escorrentía de las precipitaciones sobre la superficie de las masas continentales, lo que aumentará la erosión por 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 sólo ha experimentado tres edades de hielo a lo largo del Precámbrico. [6] Es más probable que se lleguen a conclusiones erróneas cuando los modelos se limitan a una configuración climática (que suele ser la actual). [22]
Los inviernos fríos en el interior continental se deben a las tasas de enfriamiento radiativo (mayor) y transporte de calor desde los bordes continentales. Para elevar las temperaturas invernales en el interior continental, la tasa de transporte de calor debe aumentar hasta ser mayor que la tasa de enfriamiento radiativo. A través de modelos climáticos, las alteraciones en el contenido de CO 2 atmosférico y el transporte de calor oceánico no son comparativamente efectivas. [22]
Los modelos de CO 2 sugieren que los valores fueron bajos en las glaciaciones del Cenozoico tardío y del Carbonífero-Pérmico. Aunque los valores del Paleozoico temprano son mucho mayores (más de un 10 por ciento más altos que los actuales). Esto puede deberse a las altas tasas de expansión del fondo marino después de la desintegración de los supercontinentes precámbricos y a la falta de plantas terrestres como sumideros de carbono . [20]
Durante el Pérmico tardío, se espera que las temperaturas estacionales de Pangea variaran drásticamente. Las temperaturas subtropicales del verano eran más cálidas que las actuales entre 6 y 10 grados, y las latitudes medias en invierno eran inferiores a -30 grados Celsius. Estos cambios estacionales dentro del supercontinente estuvieron influenciados por el gran tamaño de Pangea. Y, al igual que hoy, las regiones costeras experimentaron mucha menos variación. [6]
Durante el Jurásico, las temperaturas del verano no superaban los cero grados Celsius a lo largo del borde norte de Laurasia, que era la parte más septentrional de Pangea (la parte más meridional de Pangea era Gondwana). Las piedras caídas en balsas de hielo procedentes de Rusia son indicadores de esta frontera norte. Se cree que el Jurásico fue aproximadamente 10 grados Celsius más cálido a lo largo de 90 grados de paleolongitud Este en comparación con la temperatura actual de la actual Eurasia central. [22]
Muchos estudios de los ciclos de Milankovitch durante períodos supercontinentales 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 del verano variaron entre 14 y 16 grados Celsius en Pangea, que son similares o ligeramente más altas que las temperaturas del verano en Eurasia durante el Pleistoceno. Se espera que los ciclos de Milankovitch de mayor amplitud se hayan producido 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 dentro de la escala de tiempo geológico. La deriva continental influye tanto en los episodios climáticos fríos como en los cálidos. La circulación atmosférica y el clima están fuertemente influenciados por la ubicación y formación de continentes y supercontinentes. Por tanto, la deriva continental influye en la temperatura global media. [6]
Los niveles de oxígeno en los Arcaicos eran insignificantes y hoy son aproximadamente del 21 por ciento. Se cree que el contenido de oxígeno de la Tierra ha aumentado en etapas: seis o siete pasos que están sincronizados muy estrechamente con el desarrollo de los supercontinentes de la Tierra. [23]
Se teoriza que el proceso de aumento del contenido de oxígeno atmosférico de la Tierra comenzó con la colisión continente-continente de enormes masas de tierra que formaron supercontinentes y, por lo tanto, posiblemente cadenas montañosas de supercontinentes (supermontañas). Estas supermontañas se habrían erosionado y grandes cantidades de nutrientes, incluidos hierro y fósforo , habrían llegado a los océanos, tal como ocurre hoy. Los océanos entonces serían 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 coincidiendo con el momento de estos eventos de oxigenación masiva, lo que significa que era más probable que el carbono orgánico y la pirita en esos momentos quedaran enterrados bajo el sedimento y, por lo tanto, fueran incapaces de reaccionar con el oxígeno libre. Esto sostuvo los aumentos de oxígeno atmosférico. [23]
En 2,65 Ga hubo un aumento en el fraccionamiento de isótopos de molibdeno . Fue temporal pero respalda 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, al que se le ha denominado el 'gran evento de oxigenación'. La evidencia que respalda este evento incluye lechos rojos con apariencia de 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 formaciones de hierro. Los estudios isotópicos de neodimio sugieren que las formaciones de hierro suelen proceder de fuentes continentales, lo que significa que el Fe disuelto y el Fe 2+ 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 de oxígeno. El cuarto evento de oxigenación, aproximadamente 0,6 Ga, se basa en tasas modeladas de isótopos de azufre de sulfatos marinos asociados a carbonatos . Un aumento (casi el doble de la concentración) de isótopos de azufre, como sugieren estos modelos, requeriría un aumento en el contenido de oxígeno de los océanos profundos.
Entre 650 y 550 Ma hubo tres aumentos en los niveles de oxígeno del 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 de molibdeno sensible al redox 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 los sulfatos y 13 C en los carbonatos , que estuvieron fuertemente influenciados por un aumento del oxígeno atmosférico. [23] [24]
Los granitos y los circones detríticos tienen apariencias episódicas y notablemente similares en el registro de rocas. Sus fluctuaciones se correlacionan con los ciclos de los supercontinentes precámbricos. Las dataciones de circón U-Pb de granitos orogénicos se encuentran entre los determinantes del envejecimiento más fiables.
Existen algunos problemas al depender de circones de granito, como la falta de datos obtenidos de manera uniforme a nivel mundial 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 los huecos. Estos circones detríticos se extraen de las arenas de los principales ríos modernos y de sus cuencas de drenaje . [4] Las anomalías magnéticas oceánicas y los datos paleomagnéticos son los principales recursos utilizados para reconstruir las ubicaciones de continentes y supercontinentes que se remontan a aproximadamente 150 Ma. [6]