Supercontinente

El supercontinente de Pangaea con las posiciones de los continentes en el límite Permian-Triassic, cerca de 250 Ma. AR=Amuria; NC=North China; SC=South China; PA=Panthalassic Ocean; PT=Paleotethys Ocean; NT=Neotethys Ocean. Orogenos mostrados en rojo. Zonas de subducción mostradas en negro. Centros de espionaje mostrados en verde.

Aunque no es un supercontinente, la actual masa afro-urasia contiene alrededor del 57% de la superficie terrestre de la Tierra.

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 sola gran masa de tierra. Sin embargo, algunos geólogos usan 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. 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 supercontinente.

Los supercontinentes se han ensamblado y dispersado varias veces en el pasado geológico (ver tabla). Según las definiciones modernas, hoy no existe un supercontinente; lo más cercano que existe a un supercontinente es la actual masa de tierra afroeuroasiática, que cubre aprox. 57% de la superficie terrestre total de la Tierra. La última vez que las masas continentales estuvieron cerca unas de otras fue hace 336 a 175 millones de años como el supercontinente Pangea. Las posiciones de los continentes se han determinado con precisión desde principios del Jurásico, poco antes de la ruptura de Pangea. El continente anterior, Gondwana, no se considera un supercontinente según la primera definición, ya que las masas de tierra de Baltica, Laurentia y Siberia estaban separadas en ese momento.

Supercontinentes a lo largo de la historia geológica

La siguiente tabla nombra supercontinentes antiguos reconstruidos, utilizando la definición más flexible de Bradley de 2011, con una escala de tiempo aproximada de hace millones de años (Ma).

Cronología general

Hay 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 comprenden Vaalbara (de ~3636 a 2803 Ma) y Kenorland (de ~2720 a 2450 Ma ). El supercontinente neoarcaico estaba formado por Superia y Sclavia. Estas partes de la era neoarcaica se separaron en ~2480 y 2312 Ma y partes de ellas luego colisionaron para formar Nuna (Norte de Europa, América del Norte) (~ 1820 Ma). Nuna continuó desarrollándose durante el Mesoproterozoico, principalmente por acumulación lateral de arcos juveniles, y en ~1000 Ma Nuna chocó con otras masas de tierra, formando Rodinia. Entre ~825 y 750 Ma, Rodinia se desintegró. Sin embargo, antes de romperse por completo, algunos fragmentos de Rodinia ya se habían unido para formar Gondwana (también conocida como Gondwanaland) por ~608 Ma. Pangea formada por ~336 Ma a través de la colisión de Gondwana, Laurasia (Laurentia y Baltica) y Siberia.

El segundo modelo (Kenorland-Arctica) se basa en pruebas paleomagnéticas y geológicas y propone que la corteza continental comprendía un único supercontinente desde ~2,72 Ga hasta su ruptura durante el Período Ediacárico posterior a ~0,573 Ga. La reconstrucción se deriva de la observación de que los polos paleomagnéticos convergen en posiciones cuasiestáticas durante largos intervalos entre ~2,72–2,115, 1,35–1,13 y 0,75–0,573 Ga con solo una pequeña periferia modificaciones a la reconstrucción. Durante los períodos intermedios, los polos se ajustan a un camino de desplazamiento polar aparente unificado. Aunque contrasta con el primer modelo, la primera fase (Protopangea) incorpora esencialmente Vaalbara y Kenorland del primer modelo. La explicación de la duración prolongada del supercontinente Protopangea-Paleopangea parece ser que la tectónica de los párpados (comparable a la tectónica que opera en Marte y Venus) prevaleció durante la época precámbrica. De acuerdo con esta teoría, la tectónica de placas, tal como se ve en la Tierra contemporánea, se volvió dominante solo durante la última parte de los tiempos geológicos. Este enfoque fue ampliamente criticado por muchos investigadores ya que utiliza una aplicación incorrecta de datos paleomagnéticos.

El supercontinente fanerozoico Pangea comenzó a fragmentarse 215 Ma y aún lo sigue haciendo hoy. Debido a que Pangea es el más reciente de los supercontinentes de la Tierra, es el más conocido y entendido. Contribuir a la popularidad de Pangea en el aula es el hecho de que su reconstrucción es casi tan simple como encajar los continentes actuales que bordean los océanos de tipo Atlántico como piezas de un rompecabezas.

Ciclos de supercontinentes

Un ciclo de supercontinente es la ruptura de un supercontinente y el desarrollo de otro, que tiene lugar a escala global. Los ciclos de los 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 supercontinente. Sin embargo, los ciclos del supercontinente y los ciclos de Wilson estuvieron involucrados en la creación de Pangea y Rodinia.

Tendencias seculares como carbonatitas, granulitas, eclogitas y eventos de deformación del cinturón de piedra verde son 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 tienen una sola explicación, y cada explicación de una tendencia debe encajar con el resto.

Supercontinentes y vulcanismo

A medida que la losa se sube al manto, el material más denso se descompone y se hunde al manto inferior creando una discontinuidad en otro lugar conocido como una losa avalanche

Los efectos de las ciruelas de manto posiblemente causadas por avalanchas de losas en otro lugar del manto inferior sobre la ruptura y montaje de supercontinentes

Se cree que las causas del ensamblaje y la dispersión de los supercontinentes están impulsadas por procesos de convección en el manto de la Tierra. Aproximadamente 660 km en el manto, se produce una discontinuidad que afecta a la corteza superficial a través de procesos que involucran penachos y superplumas (también conocidas 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 la discontinuidad. 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 otro lugar. El manto ascendente puede formar una pluma o una superpluma.

Además de tener efectos en la composición del manto superior al reponer los elementos litófilos de iones grandes, el vulcanismo afecta el movimiento de las placas. 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 plumas o superplumas. Esto hace que los continentes se empujen para formar supercontinentes y, evidentemente, fue el proceso que operó para que la corteza continental primitiva se agregara en Protopangea. La dispersión de los supercontinentes es causada por la acumulación de calor debajo de la corteza debido al ascenso de celdas de convección o penachos muy grandes, y una liberación masiva de calor resultó en la ruptura final de Paleopangea. La acreción ocurre sobre bajos geoidales que pueden ser causados por placas de avalanchas o por las ramas descendentes de las celdas de convección. La evidencia de la acumulación y dispersión de supercontinentes se ve en el registro geológico de rocas.

La influencia de las erupciones volcánicas conocidas no se compara con la de los basaltos de inundación. El momento de las inundaciones de basaltos se ha correspondido con una ruptura continental a gran escala. Sin embargo, debido a la falta de datos sobre el tiempo requerido para producir basaltos de inundación, el impacto climático es difícil de cuantificar. El momento de un solo flujo de lava tampoco está determinado. Estos son factores importantes sobre cómo los basaltos de inundación influyeron en el paleoclima.

Supercontinentes y placas tectónicas

La paleogeografía global y las interacciones de placas que se remontan a Pangea se conocen relativamente bien en la actualidad. Sin embargo, la evidencia se vuelve más escasa más atrás en 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 del continente e indicadores del medio ambiente a lo largo del tiempo.

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. Los bordes coincidentes de los continentes son donde se forman los márgenes pasivos. Los bordes de estos continentes pueden romperse. En este punto, la expansión del fondo marino se convierte en la fuerza motriz. Por lo tanto, los márgenes pasivos nacen durante la ruptura de los supercontinentes y mueren durante el ensamblaje de los supercontinentes. El ciclo del supercontinente de Pangea es un buen ejemplo de la eficiencia de usar la presencia o ausencia de estas entidades para registrar el desarrollo, la tenencia y la ruptura 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 se indica con precisión por un aumento en los márgenes pasivos.

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. 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 ocurren como cinturones de empuje y no contienen ningún material oceánico. Sin embargo, la ausencia de ofiolitas no es una fuerte evidencia de cinturones intracratónicos, porque el material oceánico puede ser exprimido y erosionado en un ambiente intracratónico. El tercer tipo de cinturón orogénico es un cinturón orogénico confinado que es el cierre de pequeñas cuencas. El montaje de un supercontinente tendría que mostrar cinturones orogénicos intracratónicos. 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. Esta cadena montañosa de 6000 km de largo generalmente se conoce en dos partes: la cadena montañosa Herciniana del Carbonífero tardío constituye la parte oriental, y la parte occidental se llama los Apalaches, levantada a principios del Pérmico. (La existencia de una meseta plana elevada, como la meseta tibetana, es objeto de mucho debate). La ubicación 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.

Clima del supercontinente

Los continentes afectan drásticamente el clima del planeta, y los supercontinentes tienen una influencia más grande y 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. Los vientos son redirigidos por las montañas y las diferencias de albedo provocan 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 Eurasia, y el registro de rocas muestra evidencia de continentalidad en el medio de Pangea.

Glacial

El término época glacial se refiere a un largo episodio de glaciación en la Tierra durante millones de años. 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 ruptura de continentes y supercontinentes y épocas glaciales. Según el primer modelo para los supercontinentes precámbricos descrito anteriormente, la ruptura de Kenorland y Rodinia se asoció con las épocas glaciales Paleoproterozoica y Neoproterozoica, respectivamente. En contraste, la segunda solución descrita anteriormente muestra que estas glaciaciones se correlacionaron con períodos de baja velocidad continental y se concluye que una caída en la actividad volcánica tectónica y correspondiente fue responsable de estos intervalos de frigidez global. Durante la acumulación de supercontinentes con épocas de levantamiento regional, las épocas glaciales parecen ser raras con poca evidencia de apoyo. Sin embargo, la falta de evidencia no permite concluir que las épocas glaciales no estén asociadas con el ensamblaje de supercontinentes por colisión. Esto podría representar simplemente un sesgo de conservación.

Durante el Ordovícico tardío (~458,4 Ma), la configuración particular de Gondwana pudo haber permitido la glaciación y los altos niveles de CO₂ al mismo tiempo. Sin embargo, algunos geólogos no están de acuerdo y piensan que hubo un aumento de temperatura en este momento. Este aumento puede haber sido fuertemente influenciado por el movimiento de Gondwana a través del Polo Sur, lo que puede haber impedido la 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 durante el Silúrico temprano (~443.8 Ma) hasta el Mississippiano tardío (~330,9 Ma). 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 una glaciación a lo largo de su costa.

Precipitaciones

Aunque las tasas de precipitación durante las circulaciones monzónicas son difíciles de predecir, existe evidencia de una gran barrera orográfica dentro del interior de Pangea durante el Paleozoico tardío (~251,902 Ma). La posibilidad de que las montañas Apalaches-Hercinianas con tendencia SW-NE hagan que las circulaciones monzónicas de la región puedan relacionarse 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 la precipitación local. Cuando cualquier supercontinente se rompe, habrá un aumento en la escorrentía de precipitaciones sobre la superficie de las masas de tierra continentales, aumentando la meteorización de silicatos y el consumo de CO2.

Temperatura

A pesar de que durante el Arcaico la radiación solar se redujo en un 30 por ciento y el límite Cámbrico-Precámbrico en un seis por ciento, la Tierra solo ha experimentado tres edades de hielo a lo largo del Precámbrico. Es más probable que se lleguen a conclusiones erróneas cuando los modelos se limitan a una configuración climática (que suele ser la actual).

Los inviernos fríos en el interior de los continentes se deben a las proporciones de enfriamiento radiativo (mayor) y transporte de calor desde los bordes continentales. Para elevar 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 modelos climáticos, las alteraciones en el contenido de CO₂ atmosférico y el transporte de calor oceánico no son comparativamente efectivos.

CO₂ 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 diez por ciento más altos que los de hoy). 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 sumideros de carbono.

Durante el Pérmico tardío, se espera que las temperaturas estacionales de Pangea varíen drásticamente. Las temperaturas de verano subtropicales fueron más cálidas que las actuales hasta en 6 a 10 grados y las latitudes medias en el invierno fueron inferiores a -30 grados centígrados. Estos cambios estacionales dentro del supercontinente fueron influenciados por el gran tamaño de Pangea. Y, al igual que hoy, las regiones costeras experimentaron mucha menos variación.

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 al norte de Pangea (la parte más al sur de Pangea era Gondwana). Las piedras flotantes en balsa de hielo provenientes de Rusia son indicadores de este límite norte. Se cree que el Jurásico fue aproximadamente 10 grados centígrados más cálido a lo largo de los 90 grados de paleolongitud este en comparación con la temperatura actual de Eurasia central actual.

Ciclos de Milankovitch

Muchos estudios de los ciclos de Milankovitch durante los períodos de tiempo del supercontinente se han centrado en el Cretácico medio. Las amplitudes actuales de los ciclos de Milankovitch sobre 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 centígrados en Pangea, que es similar o ligeramente más alta que las temperaturas de verano de 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.

Proxy

Edades U-Pb de 5.246 zircones concordantes detritales de 40 de los principales ríos de la Tierra

Los granitos y los circones detríticos tienen apariencias notablemente similares y episódicas en el registro de rocas. Sus fluctuaciones se correlacionan con los ciclos del supercontinente precámbrico. Las fechas de circón U-Pb de granitos orogénicos se encuentran entre los determinantes de envejecimiento más confiables. Existen algunos problemas al depender de circonitas de granito, como la falta de datos de fuentes globales uniformes y la pérdida de circonitas de granito por cobertura sedimentaria o consumo plutónico. Donde los zirconios de granito son menos adecuados, aparecen zirconios detríticos de areniscas que compensan los huecos. Estos circones detríticos se extraen de las arenas de los principales ríos modernos y sus cuencas de drenaje. Las anomalías magnéticas oceánicas y los datos paleomagnéticos son los principales recursos utilizados para reconstruir ubicaciones de continentes y supercontinentes hasta aproximadamente 150 Ma.

Supercontinentes y gases atmosféricos

La tectónica de placas y la composición química de la atmósfera (específicamente los gases de efecto invernadero) son los dos factores 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 mega continentes. Por lo tanto, la deriva continental influye en la temperatura global media.

Los niveles de oxígeno del Archaean Eon eran insignificantes y hoy son aproximadamente el 21 por ciento. Se cree que el contenido de oxígeno de la Tierra ha aumentado en etapas: seis o siete pasos que se sincronizan muy de cerca con el desarrollo de los supercontinentes de la Tierra.

1. Continents collide
2. Forma de supermontañas
3. Erosión de super montañas
4. Grandes cantidades de minerales y nutrientes se lavan hacia el océano abierto
5. Explosión de la vida de las algas marinas (partidamente proveniente de nutrientes observados)
6. Cantidades masivas de oxígeno producidas durante la fotosíntesis

Se teoriza que el proceso de aumento del contenido de oxígeno atmosférico en 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 súper montañas se habrían erosionado y las cantidades masivas de nutrientes, incluidos el hierro y el fósforo, se habrían arrastrado a los océanos, tal como vemos que sucede hoy. Los océanos serían entonces ricos en nutrientes esenciales para los organismos fotosintéticos, que luego podrían respirar cantidades masivas de oxígeno. Existe una aparente relación directa entre la orogenia y el contenido de oxígeno atmosférico. También hay evidencia de una mayor sedimentación concurrente 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 debajo del sedimento y, por lo tanto, no pudieran reaccionar con el oxígeno libre. Esto sostuvo los aumentos de oxígeno atmosférico.

Durante este tiempo, 2,65 Ga hubo 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, se le ha llamado el 'gran evento de oxigenación'. Muchas piezas de evidencia respaldan la existencia de este evento, incluida la aparición de lechos rojos 2.3 Ga (lo que significa que se estaba produciendo Fe³⁺ y se convirtió en un componente importante en suelos). La tercera etapa de oxigenación de aproximadamente 1,8 Ga está indicada por la desaparición de las formaciones de hierro. Los estudios isotópicos del neodimio sugieren que las formaciones de hierro suelen provenir de fuentes continentales, lo que significa que el Fe y el Fe²⁺ disueltos tuvieron que ser transportados durante la erosión continental. Un aumento en el oxígeno atmosférico impide el transporte de Fe, por lo que la falta de formaciones de hierro puede deberse a un aumento en el oxígeno. El cuarto evento de oxigenación, aproximadamente 0,6 Ga, se basa en índices modelados de isótopos de azufre de sulfatos asociados con carbonato marino. Un aumento (casi el doble de la concentración) de isótopos de azufre, que 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 del molibdeno sensible a 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 ³⁴S en sulfatos y ¹³C en carbonatos, que fueron fuertemente influenciados por un aumento en el oxígeno atmosférico.