El Escudo Antártico Oriental o Cratón 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 abarcan casi 3.500 kilómetros desde el Mar de Weddell hasta el Mar de Ross . [2] El Escudo Antártico Oriental se divide luego 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.
Fondo
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 ubicado 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 importante en la disposición y movimiento de sus placas circundantes durante la fusión y separación de los supercontinentes , Rodinia , Gondwana y Pangea . Debido a que la superficie del escudo está cubierta por 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, envejecer las rocas utilizando técnicas de datación radiactiva , desvelar la historia del clima a partir de las proporciones de isótopos y rastrear el movimiento del escudo en función de diversas propiedades magnéticas. Desafortunadamente, solo hay unos pocos lugares donde los datos se pueden recolectar 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 del Neoproterozoico tardío al Cámbrico de alto grado. , sobreimpresión variable por tectónica cámbrica y presencia de metasedimentos más jóvenes . [2] Sin embargo, se ha determinado que el Escudo Antártico Oriental tiene un basamento precámbrico al ordovícico de rocas ígneas y sedimentarias que se deforman y metamorfosean en diversos grados, e intruyen granitos sintectónicos a post-tectónicos . [3] El sótano está cubierto localmente por sedimentos no deformados del Devónico al Jurásico , e intrusionado por rocas volcánicas y plutónicas toleíticas del Jurásico . [1] Este conocimiento de las características y composiciones estructurales del escudo conduce al desarrollo de una historia tectónica. Los modelos tradicionales de la geología del Escudo Antártico Oriental generalmente involucran una historia tectónica de tres etapas que incluye:
- la estabilización de varios cratones arcaicos a paleoproterozoicos antes de 1600 Ma
- el desarrollo de un cinturón móvil de alto grado del Mesoproterozoico tardío al Neoproterozoico temprano (1300-900 Ma) que sigue aproximadamente la costa moderna de la Antártida Oriental , y
- bajo a alto grado tarde Neoproterozoic a Ordovícico (550-450 Ma) tectonismo en el orogen Ross, situado en la actual Montañas Transantárticas , junto con una sobreimpresión térmico estático en gran parte del interior cratón. [3]
Interacción con supercontinentes
Rodinia: 1100-750 Ma
El este de la Antártida comprende los terrenos Arcaico y Proterozoico - Cámbrico que se fusionaron durante los tiempos Precámbrico y Cámbrico . [5] [6] En la época del supercontinente Rodinia , Australia occidental y la Antártida oriental estaban unidas por el orógeno de dos etapas Albany-Fraser-Wilkes, que ocurrió entre 1350-1260 Ma y 1210-1140 Ma, y también el más antiguo , Cratón de Mawson. [7] Se estima que Rodinia se formó entre 1100 Ma y 1000 Ma. [2] Durante este tiempo, hubo tectonismo desde Coats Land 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 bordea la costa del Escudo Antártico Oriental. [8] Este cinturón de la edad de Grenville se denomina comúnmente Cinturón móvil de Wegener-Mawson o Cinturón móvil de la Antártida Circum Oriental, y puede extenderse a continentes anteriormente adyacentes. La provincia de Maud se correlaciona con la provincia de Namaqua-Natal de Sudáfrica . Las rocas del complejo Rayner y del norte de las montañas Prince Charles 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 Albany-Fraser Orogen de Australia occidental. [3] [8] Esta región de tectonismo de la edad de Grenville se interpreta como una sutura entre el cratón de la Antártida Central y Australia del Sur (el continente Mawson) y los cratones marginales que componen la mayor parte del sur de África , India y Australia occidental . [3] Este tectonismo continuó hasta 900 Ma y hacia 750 Ma, el supercontinente Rodinia había comenzado a romperse. La ruptura podría haber resultado de la apertura de una cuenca oceánica ecuatorial entre West Laurentia y West Australia-East Antártida. [2]
Gondwana: 550-320 Ma
Luego vino Gondwana . La fusión del este y el oeste de Gondwana se produjo por el cierre del océano Mosambique. Esta colisión ocurrió entre 700-500 Ma y resultó en la Orogenia de África Oriental . [9] 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 Sudamérica y Australia . [2] A finales del Cámbrico , Gondwana se extendía desde latitudes polares (noroeste de África) hasta latitudes subtropicales del sur con la Antártida oriental alrededor del ecuador . Las orogenias panafricanas que estabilizaron el Escudo Antártico Oriental se desarrollaron en dos zonas principales; una amplia región entre la Cordillera de Shackleton , causada por la colisión con Sudáfrica y la India , ya lo largo de las Montañas Transantárticas (Ross Orogeny). [2]
El Ross Orogen comprende una secuencia deformada de sedimentos del Neoproterozoico al Cámbrico . [10] Estos sedimentos se depositaron en un margen pasivo que probablemente se desarrolló durante la ruptura de América del Norte desde el Escudo Antártico Oriental, y posteriormente se deformaron y metamorfosearon en un grado bajo a medio e intruyeron granitoides sintectónicos y postectónicos. . [3] El plutonismo y el metamorfismo comenzaron alrededor de 550 Ma con un máximo de metamorfismo en 540-535 Ma. [11] En este momento, dos cinturones móviles cámbricos de alto grado más se formaron en el este de la Antártida , el cinturón de Lutzow Holm y el cinturón de Prydz. El tectonismo fue relativamente sincrónico entre los dos desde 550-515 Ma y ambos cinturones sobreimpresos del Mesoproterozoico tardío al Neoproterozoico temprano , las rocas magmáticas y metamorfoseadas de la era de Grenville . El cinturón de Lutzow Holm separa las provincias de Maud y Rayner de la edad de Grenville y es el segmento más meridional de la orogenia de África oriental , que se extendía desde África oriental hasta la cordillera de Shackleton . [3] La evidencia del cierre del océano está bien documentada en el orógeno de África oriental y esto está respaldado por la presencia de material ofiolítico en la cordillera de Shackleton. [12] Las diferentes edades del tectonismo de la edad de Grenville en las provincias de Maud y Rayner de ambos lados de la sutura inferida proporcionan más evidencia del cierre del océano a lo largo del cinturón de Lutzow Holm. El clímax de la actividad en los cinturones de Lutzow Holm y Prydz fue en 530 Ma, pero la posibilidad de dos colisiones casi simultáneas no puede descartarse y significaría que la Antártida oriental comprende tres fragmentos de la corteza importante que no se combinaron hasta el Cámbrico. [13]
Pangea: 320–160 Ma
Desde 320 Ma en adelante, Gondwana, Laurussia y los terrenos intermedios se fusionaron para formar el supercontinente Pangea . [2] La principal fusión de Pangea ocurrió durante el Carbonífero, pero continuaron agregándose y separándose continentes en el Paleozoico tardío al Mesozoico temprano . [14] 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 . [15]
Post Pangea: 160 Ma hasta el presente
En el Jurásico tardío y el Cretácico temprano , el Escudo Antártico Oriental comenzó a moverse hacia el sur a un ritmo más rápido que África y América del Sur , lo que provocó que el lecho marino se extendiera entre los dos sub-bloques de Gondwana en el Mar de Weddell , el Mar de Riiser-Larsen , Mosambique y Cuencas somalíes. [2] Una larga fase de extensión y ruptura tuvo lugar en el sur del mar de Weddell antes del inicio de la expansión del lecho marino , fechada alrededor de 147 Ma. [16] Durante el Cretácico medio , la expansión del lecho marino se propagó hacia el este desde el mar de Riiser-Larsen hasta la cuenca de Enderby entre la Antártida oriental y la India . [17] A 50 Ma, el inicio de la rápida deriva hacia el norte de la placa australiana provocó una rápida acumulación de corteza oceánica en el Escudo Antártico Oriental. [18] La extensión relativa entre Australia Occidental y la Antártida Oriental comenzó entre el Cretácico Superior y el Terciario Inferior , pero la corteza oceánica entre estas dos placas se formó sólo entre 45-30 Ma en el Canal Adare del Mar de Ross. [19]
Ver también
- Geología de la Antártida - Composición geológica de la Antártida
Referencias
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