Geología de la Antártida

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El estudio de la geología de la Antártida se ve obstaculizado por la cubierta generalizada de hielo
La topografía básica de la Antártida (con la cubierta de hielo removida digitalmente), crítica para comprender el movimiento de las hojas de hielo continental
Antártida sin su cubierta de hielo. Este mapa no considera que el nivel del mar se elevaría debido al hielo fundido, o que la masa de tierra se elevaría por varios cientos de metros sobre unas pocas decenas de miles de años después de que el peso del hielo ya no deprimiera la masa de tierra.
La Antártida Oriental está a la derecha de las montañas Transantárticas y la Antártida Occidental es a la izquierda.

La geología de la Antártida abarca el desarrollo geológico del continente a lo largo de los eones Arcaico, Proterozoico y Fanerozoico.

El estudio geológico de la Antártida se ha visto muy obstaculizado por el hecho de que casi todo el continente está continuamente cubierto por una gruesa capa de hielo. Sin embargo, técnicas como la teledetección han comenzado a revelar las estructuras que se encuentran debajo del hielo.

Geológicamente, la Antártida Occidental se parece mucho a los Andes de América del Sur. La península Antártica se formó por el levantamiento y metamorfismo de los sedimentos del lecho marino durante el Paleozoico tardío y el Mesozoico temprano. Este levantamiento de sedimentos estuvo acompañado de intrusiones ígneas y vulcanismo. Las rocas más comunes en la Antártida Occidental son las rocas volcánicas de andesita y riolita formadas durante el Período Jurásico. También hay evidencia de actividad volcánica, incluso después de que se formara la capa de hielo, en la Tierra de Marie Byrd y la isla Alexander. La única área anómala de la Antártida Occidental es la región de las montañas Ellsworth, donde la estratigrafía es más similar a la parte oriental del continente.

El sistema de rift de la Antártida occidental, un importante valle de rift activo, se encuentra entre la Antártida occidental y oriental. Su fase principal de rápida y amplia extensión se produjo en el Cretácico e involucró la acción de fallas normales y de desgarre dentro de la Antártida occidental y Zelandia contigua. El rift todavía está activo con un lento movimiento de la Antártida occidental alejándose de la Antártida oriental.

La Antártida Oriental es geológicamente muy antigua, data del Precámbrico, con algunas rocas formadas hace más de 3 mil millones de años. Está compuesta por una plataforma metamórfica e ígnea que es la base del escudo continental. Sobre esta base hay varias rocas más modernas, como areniscas, calizas, carbón y esquistos depositados durante los períodos Devónico y Jurásico para formar las Montañas Transantárticas. En áreas costeras como la Cordillera Shackleton y la Tierra Victoria se han producido algunas fallas.

Hace más de 170 millones de años, la Antártida formaba parte del supercontinente Gondwana. Con el tiempo, Gondwana se desintegró y hace unos 35 millones de años se formó la Antártida tal como la conocemos hoy.

Historia del estudio

El continente helado de la Antártida fue el último continente que pisó la humanidad. Los primeros desembarcos documentados por debajo del Círculo Antártico tuvieron lugar en 1820, cuando el almirante Fabian Gottlieb von Bellingshausen y la tripulación del Vostok y el Mirny, como parte de la expedición antártica rusa, desembarcaron en las islas Pedro I y Alejandro.

Varios exploradores lanzaron expediciones a la región polar sur para evaluar su potencial económico. En consecuencia, la investigación científica fue una actividad bastante marginalizada. La primera persona que informó sobre un fósil en la Antártida fue el naturalista estadounidense James Eights en 1829, quien desembarcó probablemente en la isla Rey Jorge y encontró un tronco fosilizado de 0,76 m de largo y 100 mm de diámetro. Eights dejó el fósil donde lo encontró, en lugar de recogerlo y describirlo formalmente. La expedición Ross dirigida por el capitán James Clark Ross, de 1839 a 1842, descubrió varias islas antárticas que ahora se sabe que son increíblemente ricas en fósiles, sobre todo la isla Seymour y la isla Cockburn. Aunque él o su tripulación pueden haber tropezado con material fósil, no tomaron nota de ello.

Mucho más tarde, el capitán Carl Anton Larsen y la tripulación del Jason desembarcaron en la isla Seymour durante el verano de 1892 a 1893. Él y su tripulación recolectaron, concretamente, conchas fósiles, y los fósiles de Larsen (su tripulación los intercambiaba por tabaco) finalmente llegarían a la Universidad de Oslo y serían descritos formalmente (una primicia para los fósiles antárticos) por los paleontólogos británicos George Sharman y Edwin Tulley Newton en 1894. A Larsen se le atribuye más comúnmente el mérito de ser el primero en recolectar un fósil antártico. Sharman y Newton estudiaron nueve especímenes, de los cuales dos son fragmentos de madera de coníferas y siete son conchas marinas. De las conchas, clasificaron cinco en Cucullaea donaldi; una en "Cytherea" antártida, Crassatella o Donax (ahora Eurhomalea antarctica); y una a Natica.

Aunque el trabajo paleontológico continuó después, la exploración científica de la Antártida llegaría a un primer plano recién después de que el Sistema del Tratado Antártico entrara en vigor en 1961, estableciendo el continente como una reserva natural exclusivamente para actividades científicas, prohibiendo toda actividad comercial en tierra. La paleontología y la geología de la Antártida se han expandido desde entonces, pero su estudio está plagado de peligros debido a condiciones climáticas extremas, grietas profundas y avalanchas.

Archean

Las rocas más antiguas del Escudo Antártico Oriental incluyen el Complejo Napier, que aflora en las Montañas Napier. Estas rocas están asociadas con la orogenia Napier y las primeras etapas de la formación de la corteza (4000 Ma) en el Arcaico. Las granulitas de las Colinas Vestfold también son del Arcaico.

Proterozoico

El cratón Mawson de la Antártida Oriental y Australia conserva evidencia de actividad tectónica desde el Arcaico hasta el Mesoproterozoico en la Tierra Adelia, la Tierra del Rey Jorge V y la cordillera Miller de las montañas Transantárticas centrales.

El complejo Rayner del Proterozoico tardío aflora en la Tierra de Enderby y en la parte occidental de la Tierra de Kemp. El terreno de las Islas Rauer, compuesto por los gneises granulíticos del Grupo Rauer, es del Proterozoico tardío (1106 Ma). Hay numerosos diques máficos en las colinas de Vestfold y el complejo Napier, y se emplazaron entre aproximadamente 1200 y 1400 Ma. Hay cuerpos masivos de charnoquita en los cinturones móviles proterozoicos del complejo de la Antártida Oriental, lo que indica que un batolito invadió el gneis del basamento supracortical alrededor de 1000 Ma. En la región del Macizo Borg de la parte occidental de la Tierra de la Reina Maud, los granitos arcaicos están cubiertos por el supergrupo Ritscherflya proterozoico. Este supergrupo es una secuencia sedimentaria-volcánica, en la que las formaciones sedimentarias Schumacherfjellet y Högfonna están intruidas por los sills máficos de Grunehogna y Kullen (838 Ma). Las lavas basálticas de la Formación Straumsnutane (821 Ma) son la unidad superior dentro del supergrupo. Al este del Supergrupo Ritscherflya, se encuentra el terreno metamórfico Proterozoico de H.U. Sverdrupfjella, que está compuesto de para- y ortogneises. Las montañas Sør Rondane están sustentadas por rocas metamórficas del Proterozoico Tardío del Grupo Teltet-Vengen y los gneises del Grupo Nils Larsen, que están intruidos por rocas plutónicas y diques del Proterozoico Tardío al Paleozoico Temprano. La parte oriental de la Tierra de la Reina Maud incluye el complejo Lützow-Holm del Proterozoico tardío de gneises y rocas graníticas y granodioríticas migmáticas, y el complejo Yamato-Belgica de intrusiones de sienita y metamorfismo de tipo de baja presión. Estos complejos se encuentran al oeste de los complejos Napier del Arcaico y Rayner del Proterozoico en la Tierra de Enderby. Los gneises, anortositas, charnoquitas y anfibolitas precámbricas caracterizan las colinas Schirmacher y las montañas Wohlthat en la parte central de la Tierra de la Reina Maud.

La deposición durante el Precámbrico se produjo en cuencas marinas profundas a lo largo del margen del Pacífico de Gondwana, la ubicación de las actuales Montañas Transantárticas. Estas deposiciones de cuencas fueron principalmente abanicos submarinos de aguas profundas. Los estratos clave incluyen la Formación Turnpike Bluff, el Grupo Beardmore y el Grupo Skelton. La orogenia de Beardmore se produjo durante el Proterozoico tardío y se reconoce en las Montañas Transantárticas centrales, con calizas cámbricas que se superponen discordantemente a estratos deformados. La actividad ígnea asociada dio lugar a batolitos (620 Ma) y piroclásticos (633 Ma). Estos piroclásticos se superponen a secuencias de argilita-grauvaca en la Tierra de la Reina Maud, las Montañas Horlick y las Montañas Thiel.

Paleozoic

Una plataforma carbonatada se desarrolló a lo largo del margen paleopacífico de Gondwana durante el Cámbrico, depositando la caliza Shackleton sobre la Formación Goldie, turbidita arcillosa del Proterzoico tardío. La orogenia Ross, durante el Paleozoico temprano (Cambro-Ordovícico), plegó las Montañas Transantárticas a lo largo del margen de Gondwana, con metamorfismo asociado e intrusiones de batolitos graníticos. Entre los afloramientos cámbricos-ordovícicos más conocidos se encuentran el Grupo Urfjell, el Grupo Glaciar Blaiklock, el Grupo Heritage en las Montañas Ellsworth, el Grupo Byrd y los grupos Skelton y Koettlitz. Las rocas silúricas-devónicas afloran en las Montañas Transantárticas, Ellsworth y Pensacola, e incluyen el Grupo Neptune, la Formación Horlick, la Cuarcita Crashsite y el Grupo Taylor dentro del Supergrupo Beacon.

Durante la era glaciar del Paleozoico tardío, la Antártida se encontraba sobre el Polo Sur, al tiempo que estaba conectada con el resto de Pangea. La Antártida sufrió una inmersión y una glaciación, y se depositaron hasta 375 m de rocas glaciogénicas del Carbonífero y el Pérmico. Esto incluye la Formación Pagoda dentro del Grupo Victoria del Supergrupo Beacon, una diamictita, arenisca y pizarra, dentro de las Montañas Transantárticas.

Durante el período Cámbrico, Gondwana tenía un clima templado. La Antártida occidental estaba parcialmente en el hemisferio norte, y durante este período se depositaron grandes cantidades de areniscas, calizas y pizarras. La Antártida oriental estaba en el ecuador, donde los invertebrados del fondo marino y los trilobites florecieron en los mares tropicales. A principios del período Devónico (416 Ma), Gondwana estaba en latitudes más meridionales y el clima era más frío, aunque se conocen fósiles de plantas terrestres de esta época. La arena y los limos se depositaron en lo que ahora son las montañas Ellsworth, Horlick y Pensacola. La glaciación comenzó al final del período Devónico (360 Ma) cuando Gondwana se centró en el Polo Sur y el clima se enfrió, aunque la flora permaneció. Durante el período Pérmico, la vida vegetal pasó a estar dominada por plantas similares a los helechos, como Glossopteris, que crecían en pantanos. Con el tiempo, estos pantanos se convirtieron en depósitos de carbón en las montañas Transantárticas. Hacia el final del período Pérmico, el calentamiento continuo dio lugar a un clima seco y cálido en gran parte de Gondwana.

Mesozoic

Pangea comenzó a fragmentarse durante el Triásico, mientras que Gondwana se desplazaba hacia el norte, alejando a la Antártida de la región del polo sur. La subducción continuó a lo largo del margen del Pacífico y los estratos triásicos se depositaron a lo largo de las montañas Transantárticas y la península Antártica, incluido el grupo de la península Trinity, la formación Legoupil y la deposición continua del grupo Victoria dentro del supergrupo Beacon.

La ruptura de Gondwana en el Jurásico medio dio lugar a una actividad magmática toleítica voluminosa en toda la cordillera Transantártica y la península Antártica. En el Jurásico tardío, la península era un arco magmático estrecho, con cuencas de arco posterior y cuencas de arco anterior, y estaba representada por el Grupo Volcánico de la Península Antártica; esta actividad continuó hasta el Cretácico Inferior. La Antártida quedó separada de Australia en el Cretácico Inferior (hace 125 millones de años) y de Nueva Zelanda en el Cretácico Superior (hace 72 millones de años).

Cenozoico

La Antártida se separó de Sudamérica en el Paso de Drake durante el Mioceno, quedando aislada geológicamente y el aislamiento térmico dio lugar a un clima más frío mientras el continente estaba centrado en el Polo Sur. En el Eoceno medio y tardío ya existían grandes capas de hielo.

Véase también

  • Antártida
  • Beacon Supergroup
  • Beardmore orogeny
  • Climate of Antarctica
  • Intrusión de Dufek
  • Escudo Antártico oriental
  • Punto caliente de Erebus
  • Geografía de la Antártida
  • Geología de la Tierra Enderby
  • Geología de la península Antártica
  • Gondwanide orogeny
  • Lista de volcanes en la Antártida
  • Ross orogeny
  • SWEAT (hipotesis)
  • Evolución tectónica de las Montañas Transantárticas

Referencias

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Más lectura

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Mapas

  • Mapa geológico de la Antártida – por el Comité Científico de Investigación Antártica GeoMAP Grupo de Acción
  • Mapa geológico 1:25,000 - Heimefrontfjella / Dronning Maud Land Antarctica - Hanssonhorna (2008) - de Bauer, W; Jacobs, J.; Schmidt, R., RWTH Aachen University
  • Mapa geológico 1:25,000 - Heimefrontfjella / Dronning Maud Land Antarctica - Northern XU-Fjella (2008) - por Schmidt, R; Jacobs, J.; Bauer, W., Universität Bremen
  • Mapa geológico 1:50.000 - Ford Ranges, western Marie Byrd Land (2016) - by Siddoway, C., scar.org
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