Historia de los Continentes

Este elemento es una expansión del contenido de los cursos y guías de Lawi. Ofrece hechos, comentarios y análisis sobre este tema.

Nota: Puede interesar asimismo la información relativa a la Deriva Continental y a Pangea.

La evolucion geológica de los continentes

es el proceso que llevó a la formación de los continentes. El grosor de la corteza terrestre es claramente bimodal. La corteza oceánica suele tener un grosor de unos 7 km, que varía principalmente en función de la temperatura del manto que se encuentra bajo las dorsales de extensión del fondo marino cuando se formó la corteza.Entre las Líneas En cambio, el grosor típico de la corteza continental, de 35 a 40 km, está controlado en última instancia por el nivel del mar a través de los agentes de erosión, sedimentación y ajuste isostático. La corteza oceánica se forma en las dorsales de extensión y la corteza continental en las zonas de subducción. Ambas se reciclan hacia el manto, pero la corteza oceánica, al ser menos flotante, se recicla unas 30 veces más rápido que la corteza continental.Entre las Líneas En consecuencia, los continentes, con una edad media de casi 2.000 millones de años y una edad máxima de 4.000 millones, proporcionan el único registro directamente accesible que abarca la mayor parte de la historia de la Tierra. Sin embargo, son estructuralmente más complejos que las cuencas oceánicas debido a su gran antigüedad y a su débil reología. Véase también: Corteza terrestre; Dorsal medio-oceánica

Procesos constructivos

Las zonas de subducción son las principales fábricas de creación de corteza continental. Los principales procesos constructivos son la acreción de la fosa, el magmatismo de arco y la colisión arco-continente. Las plumas del manto y el estiramiento de la litosfera provocan adiciones magmáticas secundarias a la corteza continental. Véase también: Litosfera; Magma; Zonas de subducción

Acreción de la fosa

Cuando una placa oceánica se hunde por debajo de una placa continental o de otra placa oceánica, los sedimentos que se desprenden de la parte superior de la placa que desciende se acumulan en forma de prisma de acreción en el borde anterior de la placa que desciende. Los prismas de acreción están limitados por fosas en un lado y por cuencas de arco anterior en el otro. Se desarrollan mejor en las fosas que contienen gruesas acumulaciones (véase su concepto jurídico) de sedimentos terrígenos, donde el proceso de desprendimiento se ve facilitado por las altas presiones de fluidos en los sedimentos. Los prismas de acreción también pueden contener láminas de exudado pelágico y corteza oceánica subyacente, montes submarinos volcánicos y sus arrecifes de atolones de cobertura, o abanicos de aguas profundas de gran recorrido. Suelen estar desmembrados: la acreción no se produce sin problemas porque la parte superior de la placa descendente está sujeta a fallas de bloque relacionadas con la flexión de la placa. El material acrecionado se deshace, se deforma y se metamorfosea a medida que el prisma de acreción crece. Los prismas de acreción rara vez son activos desde el punto de vista magmático. Cuando se cruzan con las dorsales, la corteza oceánica descendente puede estar lo suficientemente caliente como para fundirse parcialmente a profundidades relativamente bajas. Un conjunto distintivo de rocas intrusivas granitoides sódicas registran tales eventos. La acreción de la fosa es principalmente un proceso de reelaboración de la corteza, no de crecimiento de la misma, ya que la mayor parte del sedimento procede de la erosión de la corteza preexistente. Véase también: Atolón; Arrecife

Magmatismo de arco

Un arco volcánico es una manifestación superficial de la fusión parcial cerca de la punta de la cuña del manto por encima de la losa de subducción. La fusión en la cuña es inducida por la infiltración de fluidos acuosos, que reducen la temperatura necesaria para que comience la fusión (fusión por hidratación). Los fluidos se derivan de la descomposición de los minerales hidrosos asociados a la corteza oceánica en subducción. La liberación de agua, que depende de la profundidad, controla la ubicación del frente volcánico frente a la fosa, que suele estar a 100-120 km de altura sobre la losa. Una fuente fértil de fusión en la cuña del manto se mantiene gracias al flujo convectivo impulsado por el arrastre viscoso de la losa fría descendente. Aunque la principal fuente de magmas de arco es la cuña del manto, los sedimentos y la corteza ablacionada arrastrados por la losa contribuyen de forma subordinada a los magmas de arco. La fracción derivada del manto representa una nueva adición de corteza. Los fundidos derivados de la losa sirven para acelerar (fast-track) el proceso de reciclaje del manto.

A diferencia de las dorsales oceánicas, los arcos magmáticos evolucionan con el tiempo porque el suministro de magma no se equilibra con la extensión de la corteza. La corteza de los arcos volcánicos se engrosa mediante la adición de nuevo magma.Entre las Líneas En consecuencia, las composiciones de los magmas evolucionan a medida que disminuye la altura de la columna de fusión del manto y aumenta el efecto de filtrado de la corteza suprayacente. El efecto de filtrado provoca la diferenciación de la corteza, con componentes más boyantes que se concentran hacia arriba. Los componentes más densos y refractarios se acumulan en la corteza inferior. Los magmas ingieren y asimilan las rocas de la pared e interactúan con las aguas subterráneas meteóricas, produciendo conjuntos de rocas ígneas híbridas y de composición diversa. Además, los arcos magmáticos suelen ser la parte reológicamente más débil de la litosfera en las zonas de subducción debido a su elevado flujo de calor.Entre las Líneas En consecuencia, localizan la deformación tectónica, que generalmente combina el desgarramiento paralelo a la fosa (impulsado por la subducción oblicua) y la extensión o compresión a través del arco (gobernada por los cambios en la flotabilidad de la losa subductora o el movimiento de la placa superior). Véase también: Rocas ígneas

Colisiones

Cuando la subducción se produce bajo la litosfera continental, la acreción de la fosa y el magmatismo del arco añaden corteza al continente directamente. También se forma protocostra de tipo continental en las zonas de subducción (a menudo con historias de desarrollo complejas) situadas completamente dentro de la litosfera oceánica. La incorporación de este tipo de protocostra a un continente se lleva a cabo mediante la colisión arco-continente. La inversión de la polaridad de la subducción que sigue típicamente a la colisión arco-continente (mejor ejemplificada en el mundo moderno por la colisión diacrónica -una colisión que progresa de norte a sur con el tiempo- en Taiwán entre el arco de Luzón de Filipinas y el sureste de China) es el principal medio por el que se inicia la subducción bajo un continente.

El cierre final de una cuenca oceánica da lugar a la colisión continente-continente, un acontecimiento principalmente destructivo. El engrosamiento tectónico de la corteza produce montañas y tasas de erosión muy aceleradas. Gran parte de los sedimentos resultantes son arrastrados fuera del continente hacia abanicos o fosas marinas profundas, y alguna fracción de esos sedimentos será subducida. Pueden producirse pequeñas ganancias de corteza si el manto litosférico tectónicamente engrosado se vuelve inestable y se hunde. El manto de sustitución, más caliente, puede fundirse parcialmente al ascender para ocupar su lugar (fusión por descompresión), provocando pequeñas adiciones magmáticas a la corteza continental ya engrosada. Véase también: Cuenca; Orogenia

Penachos y grietas

Los penachos son chorros de manto anormalmente caliente que se funden parcialmente al llegar a la litosfera, provocando el vulcanismo de las islas de tipo hawaiano y las cadenas de montes submarinos relacionadas. Los penachos también provocan el vulcanismo en los continentes, por ejemplo, en Yellowstone, en Norteamérica. Las plumas de arranque tienen grandes cabezas y colas relativamente pequeñas por las que se mantiene la pluma. La llegada de las cabezas de las plumas de arranque a la litosfera está señalada por el basalto de inundación continental o el volcanismo de las mesetas oceánicas. Los mayores volúmenes de fusión se generan cuando se produce un estiramiento de la litosfera (rifting de la corteza superior) junto con una pluma. Esta combinación maximiza el potencial de fusión por descompresión. Además del vulcanismo de superficie, los fundidos pueden estancarse en la base de la corteza o cerca de ella, provocando un hundimiento magmático. Los montes submarinos y las mesetas oceánicas se acretan fragmentariamente a los continentes en las fosas. Véase también: Basalto; Islas oceánicas; Montes submarinos y guyot; Vulcanología

Procesos destructivos

Las zonas de subducción son lugares de acreción continental, pero también pueden causar la destrucción de la corteza continental. Los procesos destructivos son la subducción de sedimentos y la ablación de la subducción. Los procesos constructivos y destructivos pueden actuar simultáneamente, y el balance neto puede oscilar en uno u otro sentido con el tiempo. La destrucción selectiva de la corteza inferior puede producirse en las zonas de colisión continente-continente como resultado del goteo convectivo de la litosfera tectónicamente engrosada.

Subducción de sedimentos

Los prismas de acreción están poco desarrollados o no existen cuando las fosas sólo reciben cantidades muy escasas de sedimentos terrígenos.Entre las Líneas En estos casos, los rezagos pelágicos se subducen junto con la corteza oceánica. Incluso en las zonas de subducción con prismas de acreción bien desarrollados, parte de los sedimentos pelágicos y terrígenos desaparecen bajo el frente de deformación del prisma. Una parte se acumula estructuralmente en la base del prisma y otra se transfiere al arco magmático por fusión. Otra parte escapa a la fusión y se hunde en el manto, donde constituye un componente isotópicamente reconocible en la fuente de basaltos de pluma. La subducción de sedimentos, alimentada por la erosión superficial, destruye preferentemente la corteza superior.

La ablación de la subducción

Se postula que la corteza y el manto litosférico de la placa que la sobrepasa pueden quedar arrastrados en la losa que subduce, provocando una ablación tectónica. Al igual que el sedimento subducido, la corteza ablacionada puede fundirse al pasar por debajo de la cuña del manto en convección. A diferencia del sedimento subducido, el material ablacionado puede incluir la corteza inferior y el manto litosférico, así como la corteza superior. El flujo de ablación es cuantitativamente desconocido.

Goteo continental

Cuando la litosfera continental se engrosa tectónicamente, el manto litosférico frío es forzado a descender hacia el manto convectivo más caliente. El engrosamiento de la litosfera genera gradientes térmicos laterales que impulsan la convección del manto. Por lo tanto, el manto litosférico engrosado es inestable y puede desprenderse. El manto litosférico desaparecido es sustituido por un manto astenosférico más caliente, lo que provoca la fusión y el levantamiento de la superficie. La corteza inferior puede ser arrastrada en el goteo si se ha transformado en eclogita (una roca de alta densidad químicamente equivalente al basalto pero compuesta de granate y piroxeno) bajo la carga de la corteza tectónicamente engrosada. A diferencia de la subducción de sedimentos, la corteza superior no se pierde por goteo; y a diferencia de la ablación por subducción, los goteos continentales no son susceptibles de fundirse por hidratación. Los goteos pueden hundirse profundamente en el manto; esta opinión se basa en el reconocimiento de firmas químicas e isotópicas distintivas del manto litosférico subcontinental en los basaltos de pluma. Véase también: Astenosfera; Eclogita

Los continentes y la historia de la Tierra

La corteza más antigua que se conserva en la Tierra se formó hace 4.000 millones de años. La ausencia de corteza de más de 4.000 millones de años se atribuye al reciclado asociado (véase qué es, su concepto jurídico; y también su definición como “associate” en derecho anglo-sajón, en inglés) a los primeros flujos de impacto que se deducen de la superficie craterizada de la Luna. Desde que el flujo de impacto disminuyó, los procesos que construyen y destruyen la corteza continental se han ajustado al enfriamiento lento y a la ralentización convectiva del manto. La magnitud estimada del cambio secular de la temperatura media del manto superior desde hace 4.000 millones de años es del orden de 360°F (200°C). Esta magnitud es comparable a las variaciones regionales de temperatura del manto superior en la actualidad.Entre las Líneas En efecto, las plumas del manto en el presente simulan las condiciones más generales que prevalecían en la Tierra primitiva. Además, los procesos limitados a las partes más tempranas o tardías de la historia de la Tierra deberían ser sólo los que operan en situaciones anómalas. Este razonamiento es coherente con las comparaciones empíricas de la corteza continental de diferentes edades. Las formas y escalas básicas de acreción continental, así como las de fragmentación y colisión continental, parecen haber cambiado notablemente a lo largo del tiempo geológico. Véase también: Luna

Reliquias de la corteza más antiguas

Las zonas de corteza de entre 3.500 y 4.000 millones de años de antigüedad son pequeñas (menos de 1.000 km2) y no hay nada extraordinario en los conjuntos de rocas que contienen. Sus características isotópicas y su variabilidad son sorprendentes. Muestran que el manto contemporáneo era muy heterogéneo, conteniendo diferentes sectores fuertemente agotados en algunos componentes de la corteza y fuertemente enriquecidos en otros. La corteza también era heterogénea e incluía sectores con largos tiempos de residencia de la corteza (superiores a 200 millones de años), así como sectores de reciente formación. Estas observaciones sugieren que ya existía abundante corteza de tipo continental y que estaba sometida a un vigoroso reciclaje. Sin embargo, estas inferencias son ampliamente discutidas. Véase también: Determinación de la edad de las rocas

Corteza juvenil temprana

La corteza juvenil, en un sentido temporal estricto, es la corteza continental recientemente separada del manto.Entre las Líneas En el sentido no temporal más amplio que se utiliza aquí, es la corteza continental no modificada fuertemente por el tectonismo postcreativo.Entre las Líneas En los escudos precámbricos quedan expuestas zonas coherentes de hasta 2500 km de diámetro de corteza juvenil de más de 2.000 millones de años. Aunque abundan las rocas y estructuras típicas de los prismas de acreción, los arcos magmáticos y las cuencas de antearco y retroarco, son evidentes algunas diferencias sistemáticas en comparación con la corteza juvenil geológicamente más joven. La relativa abundancia de ciertas suites de granitoides sódicos en los antiguos escudos implica una disminución secular de la importancia de la fusión de losas (corteza) en relación con la fusión de cuñas (manto) en las zonas de subducción. Las komatitas (flujos de lava extremadamente calientes y ricos en magnesio) se limitan esencialmente a los antiguos escudos y se interpreta que representan el vulcanismo del manto en la Tierra primitiva. Por el contrario, los bluesquistos (rocas metamorfoseadas a alta presión y baja temperatura) son desconocidos en los escudos antiguos. Son productos de un enterramiento y exhumación extremadamente rápidos en zonas de subducción con gradientes geotérmicos muy reducidos. Los bluesquistos no podrían haber sobrevivido ni siquiera a un ligero aumento de los gradientes geotérmicos. Estas y otras observaciones son coherentes con el enfriamiento estimado de la Tierra y los consiguientes ajustes en el régimen tectónico. Véase también: Blueschist; Precámbrico

Cratones y raíces del manto

Las zonas de corteza juvenil de más de 2.000 millones de años tienden a ser reológicamente más rígidas que las zonas más jóvenes. Estos bloques fuertes se denominan cratones. La mayoría han sobrevivido a varias rondas de fragmentación y colisión continental, y sus márgenes han sido golpeados por repetidas aperturas y cierres de cuencas oceánicas. La tomografía del manto (estructura térmica tridimensional del manto inferida a partir de las variaciones de velocidad de las ondas sísmicas generadas por los terremotos) muestra que los cratones están subyacentes a un manto anómalamente frío que corresponde a una litosfera de más del doble del grosor de aproximadamente 60 millas (100 km) de la litosfera continental madura oceánica o no cratónica. Las raíces del manto deben ser químicamente distintas porque, dado que los cratones tienden a tener una flotabilidad neutra o incluso positiva, se requiere una baja densidad intrínseca para compensar el aumento de densidad debido a la contracción térmica. Véase también: Tomografía computarizada; Margen continental

Convenientemente, las muestras de roca de las raíces del manto (peridotitas) han sido entregadas a la superficie como inclusiones en tubos subvolcánicos diamantíferos. Las inclusiones tienen densidades adecuadas y están compuestas por material residual del manto del que se impulsaron altos grados de fusión parcial. Una clase de inclusiones asociadas, denominadas eclogitas, consiste en rocas que corresponden compositivamente a la corteza oceánica pero metamorfoseadas en condiciones de profundidad del manto. Los estudios isotópicos revelan que las inclusiones de eclogitas son muestras de la antigua corteza oceánica subducida hace miles de millones de años a profundidades superiores a 90 mi [150 km (en el campo de estabilidad del diamante)]. Allí permanecieron, fijadas dentro de placas litosféricas a la deriva, hasta que fueron disparadas volcánicamente a la superficie en tiempos relativamente recientes. Si las inclusiones de peridotita y eclogita son cogénicas, las primeras también deberían haberse originado en las dorsales de extensión del fondo marino hace miles de millones de años. Véase también: Diamante; Peridotita

Cuando la Tierra era más caliente, los mayores grados de fusión en las dorsales oceánicas (comparables a las dorsales modernas situadas por encima de las plumas del manto, por ejemplo, en Islandia) habrían generado una litosfera oceánica caracterizada por una corteza gruesa (de más de 20 km) y un manto muy agotado. Dicha litosfera podría no hundirse en profundidad tras la subducción debido a la flotabilidad de la corteza gruesa y a que la eliminación de la masa fundida reduce la densidad del manto residual.Entre las Líneas En consecuencia, se postula que las raíces del manto cratónico están compuestas por losas de litosfera oceánica altamente empobrecida subductadas. La presencia de raíces del manto habría aumentado la capacidad de supervivencia de los cratones: habrían sido menos susceptibles al engrosamiento tectónico y a la destrucción por subducción de sedimentos. Por lo tanto, los continentes no cratónicos pueden haber existido en la joven Tierra pero fueron destruidos selectivamente.

Crecimiento continental

La edad media de la corteza continental existente es de unos 2.000 millones de años. El modo primario en la abundancia de la corteza por edad geológica está en 2.700 millones de años, y quizás la mitad de toda la corteza existente se formó entre 1.500 y 3.000 millones de años. La interpretación convencional es que hubo poca corteza continental tras el período de gran flujo de impactos y que el crecimiento continental fue lento al principio, para luego alcanzar un pico hace 2.000 millones de años, tras lo cual disminuyó lentamente. Una interpretación alternativa, sin embargo, sostiene que el volumen de la corteza continental ha estado en un estado casi estable desde que el flujo de impacto disminuyó. La distribución de edades actual se explica asumiendo un descenso secular en la tasa de reciclaje de la corteza, presumiblemente modulado por la disminución del vigor de la convección del manto a medida que la Tierra se enfriaba. La diferencia en la interpretación radica en la importancia asignada al reciclaje de la corteza continental.Entre las Líneas En los modelos de crecimiento de la corteza, hay poca corteza de más de 3.000 millones de años, porque se formó poca.Entre las Líneas En los modelos de estado estacionario, se formó mucha corteza al principio, pero sobrevive poca. La interpretación del estado estacionario es coherente con los datos isotópicos que muestran que los restos de corteza más antiguos contienen componentes altamente evolucionados y juveniles, y que el manto contemporáneo también era heterogéneo e incluía regiones muy agotadas. Además, la alternativa del estado casi estacionario está respaldada por la planetología comparada, que indica que es físicamente inverosímil que el manto joven y caliente no esté completamente diferenciado por la fusión cerca de la superficie. Véase también: Deriva continental; Convección en la Tierra; Tierra; Edad de la Tierra; Falla y estructuras de falla; Geofísica; Geología marina; Tectónica de placas; Sismología

Datos verificados por: Thompson
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Recursos

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Notas y Referencias

Véase También

Cartografía, Geografía Física, Geología, Eras Geológicas, Cambio Climático, Historia climática, Medio natural, Meteorología, Geodesia,