El ciclo supercontinente es el cuasi-periódica de agregación y dispersión de la Tierra 's corteza continental . Existen diversas opiniones sobre si la cantidad de corteza continental aumenta, disminuye o se mantiene aproximadamente igual, pero se acepta que la corteza terrestre se reconfigura constantemente. Se dice que un ciclo completo de supercontinente toma de 300 a 500 millones de años. La colisión continental crea menos continentes y más grandes, mientras que el rifting crea más continentes y más pequeños.
Descripción
El supercontinente más reciente , Pangea , se formó hace unos 300 millones de años (0,3 Ga). Hay dos puntos de vista diferentes sobre la historia de los supercontinentes anteriores. El primero propone una serie de supercontinentes: Vaalbara ( c. 3.6 a c. 2.8 mil millones de años); Ur ( c. Hace 3 mil millones de años); Kenorland ( c. 2,7 a 2,1 mil millones de años atrás); Columbia ( c. 1,8 a 1,5 mil millones de años atrás); Rodinia (hace entre 1,25 mil millones y 750 millones de años); y Pannotia ( c. 600 millones de años atrás), cuya dispersión produjo los fragmentos que finalmente chocaron para formar Pangea. [1] [2]
La segunda vista (Protopangea-Paleopangea), basada tanto en evidencia paleomagnética como geológica, es que los ciclos de supercontinentes no ocurrieron antes de aproximadamente 0.6 Ga (durante el Período Ediacárico ). En cambio, la corteza continental comprendía un único supercontinente desde aproximadamente 2,7 Ga (Gigaannum, o "hace mil millones de años") hasta que se rompió por primera vez, en algún lugar alrededor de 0,6 Ga. Esta reconstrucción [3] se basa en la observación de que si solo pequeñas modificaciones periféricas a la reconstrucción primaria, los datos muestran que los polos paleomagnéticos convergieron en posiciones cuasi-estáticas durante largos intervalos entre aproximadamente 2,7-2,2, 1,5-1,25 y 0,75-0,6 Ga. [4] Durante los períodos intermedios, el los polos parecen haberse conformado con una trayectoria de fluctuación de fase polar aparente unificada . Por lo tanto, los datos paleomagnéticos se explican adecuadamente por la existencia de un único supercontinente Protopangea-Paleopangea con cuasi-integridad prolongada. La duración prolongada de este supercontinente podría explicarse por el funcionamiento de la tectónica de la tapa (comparable a la tectónica que opera en Marte y Venus) durante la época precámbrica , a diferencia de la tectónica de placas vista en la Tierra contemporánea. [3]
Los tipos de minerales que se encuentran dentro de los diamantes antiguos sugieren que el ciclo de formación y desintegración supercontinental comenzó hace aproximadamente 3000 millones de años (3,0 Ga). Antes de hace 3.200 millones de años, solo se formaban diamantes con composiciones peridotíticas (que se encuentran comúnmente en el manto de la Tierra), mientras que después de hace 3.000 millones de años, los diamantes eclogíticos (rocas de la corteza superficial de la Tierra) se volvieron frecuentes. Se cree que este cambio se produjo cuando la subducción y la colisión continental introdujeron la eclogita en los fluidos formadores de diamantes subcontinentales. [5]
El supuesto ciclo del supercontinente está superpuesto por el ciclo de Wilson, que lleva el nombre del pionero de la tectónica de placas John Tuzo Wilson , que describe la apertura y el cierre periódicos de las cuencas oceánicas a partir de una sola grieta de placas. El material del fondo marino más antiguo encontrado en la actualidad data de solo 170 millones de años, mientras que el material de la corteza continental más antiguo encontrado en la actualidad data de 4 mil millones de años, lo que muestra la relativa brevedad de los ciclos regionales de Wilson en comparación con el pulso planetario visto en la disposición de los continentes.
Efectos sobre el nivel del mar
Se sabe que el nivel del mar es generalmente bajo cuando los continentes están juntos y alto cuando están separados. Por ejemplo, el nivel del mar era bajo en el momento de la formación de Pangea ( Pérmico ) y Pannotia (último Neoproterozoico ), y se elevó rápidamente a máximos durante los tiempos del Ordovícico y Cretácico , cuando los continentes estaban dispersos. Esto se debe a que la edad de la litosfera oceánica proporciona un control importante sobre la profundidad de las cuencas oceánicas y, por lo tanto, sobre el nivel global del mar. La litosfera oceánica se forma en las dorsales oceánicas y se desplaza hacia afuera, enfriándose y encogiéndose de forma conductiva , lo que disminuye el grosor y aumenta la densidad de la litosfera oceánica, y aleja el lecho marino de las dorsales oceánicas. Para la litosfera oceánica que tiene menos de 75 millones de años, funciona un modelo simple de medio espacio de enfriamiento de enfriamiento conductivo, en el que la profundidad de las cuencas oceánicas d en áreas en las que no hay subducción cercana es una función de la edad de la litosfera oceánica t . En general,
donde κ es la difusividad térmica de la litosfera del manto ( c. 8 × 10 −7 m 2 / s ), un eff es el coeficiente de expansión térmica efectivo para la roca ( c. 5.7 × 10 −5 ° C −1 ), T 1 es la temperatura del magma ascendente en comparación con la temperatura en el límite superior ( c. 1220 ° C para los océanos Atlántico e Índico, c. 1120 ° C para el Pacífico oriental) y d r es la profundidad de la cresta debajo de la superficie del océano. [6] Después de introducir números aproximados para el fondo del mar, la ecuación se convierte en:
- para el Océano Pacífico oriental:
- y para los océanos Atlántico e Índico:
donde d está en metros yt es en millones de años, de modo que la corteza recién formada en las dorsales oceánicas se encuentra a unos 2.500 m de profundidad, mientras que el fondo marino de 50 millones de años se encuentra a una profundidad de unos 5.000 m. [7]
A medida que disminuye el nivel medio del fondo del mar, aumenta el volumen de las cuencas oceánicas y, si otros factores que pueden controlar el nivel del mar permanecen constantes, el nivel del mar desciende. Lo contrario también es cierto: la litosfera oceánica más joven conduce a océanos menos profundos y niveles del mar más altos si otros factores permanecen constantes.
El área de la superficie de los océanos puede cambiar cuando los continentes se rompen (estirar los continentes disminuye el área del océano y aumenta el nivel del mar) o como resultado de una colisión continental (la compresión de los continentes aumenta el área del océano y baja el nivel del mar). El aumento del nivel del mar inundará los continentes, mientras que la disminución del nivel del mar expondrá las plataformas continentales.
Debido a que la plataforma continental tiene una pendiente muy baja, un pequeño aumento en el nivel del mar resultará en un gran cambio en el porcentaje de continentes inundados.
Si el océano mundial en promedio es joven, el fondo marino será relativamente poco profundo y el nivel del mar será alto: más continentes están inundados. Si el océano mundial tiene una edad promedio, el fondo marino será relativamente profundo y el nivel del mar será bajo: más continentes estarán expuestos.
Por tanto, existe una relación relativamente simple entre el ciclo del supercontinente y la edad media del lecho marino.
- Supercontinente = lecho marino muy antiguo = bajo nivel del mar
- Continentes dispersos = lecho marino muy joven = alto nivel del mar
También habrá un efecto climático del ciclo del supercontinente que amplificará esto aún más:
- Supercontinente = clima continental dominante = glaciación continental probable = nivel del mar aún más bajo
- Continentes dispersos = clima marítimo dominante = glaciación continental improbable = el nivel del mar no baja por este mecanismo
Relación con la tectónica global
Hay una progresión de regímenes tectónicos que acompaña al ciclo del supercontinente:
Durante la ruptura del supercontinente, dominan los entornos de rifting. A esto le siguen los entornos de margen pasivo, mientras que la expansión del fondo marino continúa y los océanos crecen. A esto, a su vez, le sigue el desarrollo de entornos de colisión que se vuelven cada vez más importantes con el tiempo. Las primeras colisiones son entre continentes y arcos de islas, pero en última instancia conducen a colisiones continente-continente. Esta fue la situación durante el ciclo del supercontinente Paleozoico; se está observando para el ciclo supercontinente Mesozoico - Cenozoico , todavía en curso.
Relación con el clima
Hay dos tipos de climas terrestres globales: congelador e invernadero. Icehouse se caracteriza por frecuentes glaciaciones continentales y entornos desérticos severos. El invernadero se caracteriza por climas cálidos. Ambos reflejan el ciclo del supercontinente. Ahora es una breve fase de invernadero de un mundo de casas de hielo. [8]
- Clima de la casa de hielo
- Continentes moviéndose juntos
- Nivel del mar bajo debido a la falta de producción del fondo marino
- Clima más fresco, árido
- Asociado a los mares de aragonito
- Formación de supercontinentes
- Clima de invernadero
- Continentes dispersos
- Nivel del mar alto
- Alto nivel de expansión del lecho marino
- Cantidades relativamente grandes de producción de CO 2 en zonas de rifting oceánico
- Clima cálido y húmedo
- Asociado con mares de calcita
Períodos de clima de la nevera: gran parte del Neoproterozoico , Paleozoico tardío, Cenozoico tardío .
Períodos de clima de invernadero: Paleozoico temprano , Mesozoico - Cenozoico temprano .
Relación con la evolución
El principal mecanismo de evolución es la selección natural entre poblaciones diversas. Como la deriva genética ocurre con mayor frecuencia en poblaciones pequeñas, la diversidad es una consecuencia observada del aislamiento. Se produce menos aislamiento y, por tanto, menos diversificación, cuando los continentes están todos juntos, produciendo tanto un continente como un océano con una sola costa. Desde los últimos tiempos del Neoproterozoico hasta el Paleozoico temprano, cuando ocurrió la tremenda proliferación de diversos metazoos , el aislamiento de los ambientes marinos resultó de la desintegración de Pannotia.
Una disposición norte-sur de continentes y océanos conduce a mucha más diversidad y aislamiento que la disposición este-oeste. Los arreglos de norte a sur dan zonas climáticamente diferentes a lo largo de las rutas de comunicación hacia el norte y el sur, que están separadas por agua o tierra de otras zonas continentales u oceánicas de clima similar. La formación de extensiones similares de continentes y cuencas oceánicas orientadas de este a oeste conduciría a mucho menos aislamiento, diversificación y evolución más lenta, ya que cada continente u océano se encuentra en menos zonas climáticas. A través del Cenozoico , el aislamiento se ha maximizado mediante una disposición norte-sur.
La diversidad, medida por el número de familias, sigue muy bien el ciclo del supercontinente. [9]
Otras lecturas
- Gurnis, M. (1988). "Convección del manto a gran escala y la agregación y dispersión de supercontinentes". Naturaleza . 332 (6166): 695–699. Código bibliográfico : 1988Natur.332..695G . doi : 10.1038 / 332695a0 .
- Murphy, J. B .; Nance, R. D. (1992). "Supercontinentes y el origen de los cinturones montañosos". Scientific American . 266 (4): 84–91. Código Bibliográfico : 1992SciAm.266c..84M . doi : 10.1038 / scientificamerican0492-84 .
- Nance, R. D .; Worsley, T. R .; Moody, J. B. (1988). "El ciclo del supercontinente". Scientific American . 259 (1): 72–79. Código Bibliográfico : 1988SciAm.259a..72N . doi : 10.1038 / scientificamerican0788-72 .
Ver también
- Pangea
- Placas tectónicas
- Historia de la Tierra
Referencias
- ^ Zhao, Guochun; Cawood, Peter A .; Wilde, Simon A .; Sun, M. (2002). "Revisión de los orógenos globales 2.1-1.8 Ga: implicaciones para un supercontinente pre-Rodinia". Reseñas de Ciencias de la Tierra . 59 (1–4): 125–162. Código bibliográfico : 2002ESRv ... 59..125Z . doi : 10.1016 / S0012-8252 (02) 00073-9 .
- ^ Zhao, Guochun; Sun, M .; Wilde, Simon A .; Li, S. Z. (2004). "Un supercontinente Paleo-Mesoproterozoico: ensamblaje, crecimiento y ruptura" . Reseñas de Ciencias de la Tierra . 67 (1-2): 91-123. Código Bibliográfico : 2004ESRv ... 67 ... 91Z . doi : 10.1016 / j.earscirev.2004.02.003 .
- ^ a b Piper, J. D. A. (2013). "Una perspectiva planetaria sobre la evolución de la Tierra: la tectónica de tapas antes de la tectónica de placas". Tectonofísica . 589 : 44–56. Código Bibliográfico : 2013Tectp.589 ... 44P . doi : 10.1016 / j.tecto.2012.12.042 .
- ^ Piper, J. D. A. (2013). "Velocidad continental a través del tiempo geológico: el vínculo con el magmatismo, la acumulación de la corteza y los episodios de enfriamiento global" . Fronteras de las geociencias . 4 : 7-36. doi : 10.1016 / j.gsf.2012.05.008 .
- ^ Shirey, S. B .; Richardson, S. H. (2011). "Inicio del ciclo de Wilson en 3 Ga mostrado por diamantes de Subcontinental Mantle". Ciencia . 333 (6041): 434–436. Código Bibliográfico : 2011Sci ... 333..434S . doi : 10.1126 / science.1206275 . PMID 21778395 .
- ^ E. E., Davis; Lister, C. R. B. (1974). "Fundamentos de la topografía Ridge Crest". Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 21 (4): 405–413. Código bibliográfico : 1974E y PSL..21..405D . doi : 10.1016 / 0012-821X (74) 90180-0 .
- ^ Parsons, Barry; Sclater, John G. (1977). "Un análisis de la variación de la batimetría del suelo oceánico y el flujo de calor con la edad". Revista de Investigación Geofísica . 82 (B5): 802–827. Código Bibliográfico : 1977JGR .... 82..802P . doi : 10.1029 / jb082i005p00803 .
- ^ Leer, J. Fred (2001). "El registro de climas antiguos puede ser un mapa de riquezas" . Ciencia de Virginia Tech . Consultado el 4 de mayo de 2011 .
- ^ Benton, Michael J. (23 de septiembre de 2005). Registro fósil: calidad . Enciclopedia de Ciencias de la Vida . John Wiley & Sons, Ltd. doi : 10.1038 / npg.els.0004144 . ISBN 978-0470016176.
enlaces externos
Medios relacionados con los supercontinentes en Wikimedia Commons
- Reconstrucciones del "Proyecto Paleomap"
- Reconstrucciones de placas y películas del proyecto UTIG 'PLATES'
- Un ciclo de rocas tectónicas