Supercontinente - Supercontinent

Embora de acordo com as definições modernas, supercontinentes não existam hoje, a atual massa de terra da Afro-Eurásia contém cerca de 57% da área terrestre da Terra.

Em geologia , um supercontinent é a montagem da maior parte ou todos de terra de blocos continentais ou crátons para formar uma única massa grande. No entanto, alguns cientistas da Terra usam uma definição diferente, "um agrupamento de continentes anteriormente dispersos", que deixa espaço para interpretação e é mais fácil de aplicar aos tempos pré - cambrianos , embora pelo menos cerca de 75% da crosta continental então existente tenha sido proposta como um limite para separar supercontinentes de outros agrupamentos.

Os supercontinentes se reuniram e se dispersaram várias vezes no passado geológico (consulte a tabela). De acordo com as definições modernas, um supercontinente não existe hoje; o mais próximo existente de um supercontinente é a atual massa de terra afro-eurasiana , que cobre aprox. 57% da área total da Terra. O supercontinente Pangea é o nome coletivo que descreve todas as massas de terra continentais quando elas estavam mais recentemente próximas umas das outras. As posições dos continentes foram determinadas com precisão desde o início do Jurássico , pouco antes da divisão de Pangéia (veja a imagem animada). O continente anterior, Gondwana, não é considerado um supercontinente segundo a primeira definição, uma vez que as massas de terra da Báltica , Laurentia e Sibéria eram separadas na época.

Supercontinentes ao longo da história geológica

A tabela a seguir nomeia supercontinentes antigos reconstruídos, usando a definição mais livre de Bradley de 2011, com uma escala de tempo aproximada de milhões de anos atrás (Ma).

Nome do supercontinente Idade (Ma) Período / intervalo de era Comente
Vaalbara 3.636–2.803 Eoarquiano-Mesoarquiano Também descrito como um supercraton ou apenas um continente
Ur 2.803-2.408 Mesoarquiano-Sideriano Descrito como um continente e um supercontinente
Kenorland 2.720-2.114 Neoarquiano-Rhyacian Alternativamente, os continentes podem ter se formado em dois grupos Superia e Sclavia
Arctica 2.114-1.995 Rhyacian-Orosirian Geralmente não é considerado um supercontinente, dependendo da definição
Atlantica 1.991-1.124 Orosirian-Stenian Geralmente não é considerado um supercontinente, dependendo da definição
Columbia (Nuna) 1.820-1.350 Orosirian-Ectasian
Rodinia 1.130-750 Stenian-Tonian
Pannotia 633-573 Ediacarano
Gondwana 550-175 Ediacaran-Jurassic Do Carbonífero, formou parte da Pangéia, nem sempre considerada um supercontinente
Pangea 336–175 Carbonífero-Jurássico

Cronologia geral

Existem dois modelos contrastantes para a evolução do supercontinente ao longo do tempo geológico. O primeiro modelo teoriza que existiam pelo menos dois supercontinentes separados compreendendo Vaalbara (de ~ 3636 a 2803 Ma ) e Kenorland (de ~ 2720 a 2450 Ma ). O supercontinente neoarquiano consistia em Superia e Sclavia. Essas partes da idade Neoarquiana se separaram em ~ 2.480 e 2.312 Ma e partes delas mais tarde colidiram para formar Nuna (Norte da Europa, América do Norte) ( ~ 1820 Ma ). Nuna continuou a se desenvolver durante o Mesoproterozóico , principalmente por acréscimo lateral de arcos juvenis, e em ~ 1000 Ma Nuna colidiu com outras massas de terra, formando Rodínia . Entre ~ 825 e 750 Ma, Rodinia se separou. No entanto, antes de se separar completamente, alguns fragmentos de Rodínia já haviam se reunido para formar Gondwana (também conhecido como Gondwanaland) em ~ 608 Ma . Pangeia formada por ~ 336 Ma através da colisão de Gondwana, Laurasia ( Laurentia e Baltica ) e Sibéria.

O segundo modelo (Kenorland-Arctica) é baseado em evidências paleomagnéticas e geológicas e propõe que a crosta continental compreendeu um único supercontinente de ~ 2,72 Ga até o rompimento durante o Período Ediacarano após ~ 0,573 Ga . A reconstrução é derivada da observação de que os pólos paleomagnéticos convergem para posições quase estáticas por longos intervalos entre ~ 2,72–2,115, 1,35–1,13 e 0,75–0,573 Ga com apenas pequenas modificações periféricas para a reconstrução. Durante os períodos intermediários, os pólos se conformam a um caminho unificado de deriva polar aparente. Embora contraste com o primeiro modelo, a primeira fase (Protopangea) incorpora essencialmente Vaalbara e Kenorland do primeiro modelo. A explicação para a duração prolongada do supercontinente Protopangea-Paleopangea parece ser que a tectônica da tampa (comparável à tectônica operando em Marte e Vênus) prevaleceu durante os tempos pré-cambrianos . De acordo com essa teoria, as placas tectônicas vistas na Terra contemporânea tornaram-se dominantes apenas durante a última parte dos tempos geológicos. Esta abordagem foi amplamente criticada por muitos pesquisadores, pois usa a aplicação incorreta de dados paleomagnéticos.

O supercontinente fanerozóico Pangéia começou a fragmentar 215 Ma e ainda o faz hoje. Como Pangéia é o mais recente dos supercontinentes da Terra, é o mais conhecido e compreendido. Contribuindo para a popularidade de Pangaea em sala de aula está o fato de que sua reconstrução é quase tão simples quanto encaixar os continentes atuais que margeiam os oceanos do tipo Atlântico como peças de um quebra-cabeça.

Ciclos de supercontinente

Um ciclo de supercontinente é a divisão de um supercontinente e o desenvolvimento de outro, que ocorre em uma escala global. Os ciclos do supercontinente não são iguais ao ciclo de Wilson , que é a abertura e o fechamento de uma bacia oceânica individual. O ciclo de Wilson raramente se sincroniza com o tempo de um ciclo do supercontinente. No entanto, os ciclos do supercontinente e os ciclos de Wilson estiveram ambos envolvidos na criação de Pangea e Rodinia.

Tendências seculares , como carbonatitos , granulitos , eclogitos e eventos de deformação do cinturão de pedras verdes são todos possíveis indicadores da ciclicidade do supercontinente pré-cambriano, embora a solução Protopangea- Paleopangéia implique que o estilo fanerozóico dos ciclos do supercontinente não operou durante essas épocas. Além disso, há casos em que essas tendências seculares têm uma impressão fraca, desigual ou ausente no ciclo do supercontinente; métodos seculares para reconstrução de supercontinentes produzirão resultados que têm apenas uma explicação, e cada explicação para uma tendência deve se encaixar com as demais.

Supercontinentes e vulcanismo

À medida que a laje é subduzida no manto, o material mais denso se quebra e afunda para o manto inferior, criando uma descontinuidade conhecida como avalanche de lajes.
Os efeitos das plumas do manto, possivelmente causados ​​por avalanches de lajes em outras partes do manto inferior na desagregação e montagem de supercontinentes

Acredita-se que as causas da montagem e dispersão do supercontinente sejam causadas por processos de convecção no manto da Terra . Aproximadamente 660 km no manto, ocorre uma descontinuidade, afetando a crosta superficial por meio de processos como plumas e superplumas (também conhecidas como grandes províncias de baixa velocidade de cisalhamento ). Quando uma placa da crosta subduzida é mais densa do que o manto circundante, ela afunda até a descontinuidade. Uma vez que as lajes se acumulem, elas irão afundar para o manto inferior no que é conhecido como uma "avalanche de lajes". Este deslocamento na descontinuidade fará com que o manto inferior compense e suba em outro lugar. O manto ascendente pode formar uma pluma ou superpluma.

Além de ter efeitos de composição no manto superior ao reabastecer os elementos litófilos de íons grandes , o vulcanismo afeta o movimento das placas. As placas serão movidas em direção a uma baixa geoidal, talvez onde ocorreu a avalanche de lajes, e empurradas para longe da elevação geoidal que pode ser causada pelas plumas ou superplumas. Isso faz com que os continentes se unam para formar supercontinentes e foi evidentemente o processo que operou para fazer com que a crosta continental inicial se agregasse na Protopangéia. A dispersão de supercontinentes é causada pelo acúmulo de calor sob a crosta devido ao surgimento de células de convecção muito grandes ou plumas, e uma liberação maciça de calor resultou na fragmentação final da Paleopangéia. A acreção ocorre ao longo de baixas geoidais que podem ser causadas por placas de avalanche ou os ramos descendentes de células de convecção. A evidência do acréscimo e dispersão dos supercontinentes é vista no registro geológico de rochas.

A influência das erupções vulcânicas conhecidas não se compara à dos basaltos de inundação . O tempo dos basaltos de inundação correspondeu a uma divisão continental em grande escala. No entanto, devido à falta de dados sobre o tempo necessário para produzir basaltos de inundação, o impacto climático é difícil de quantificar. O tempo de um único fluxo de lava também é indeterminado. Esses são fatores importantes sobre como os basaltos de inundação influenciaram o paleoclima .

Supercontinentes e placas tectônicas

A paleogeografia global e as interações de placas desde Pangea são relativamente bem compreendidas hoje. No entanto, a evidência torna-se mais esparsa no passado da história geológica. Anomalias magnéticas marinhas , combinações de margem passiva , interpretação geológica de cinturões orogênicos , paleomagnetismo, paleobiogeografia de fósseis e distribuição de estratos climáticos sensíveis são todos métodos para obter evidências da localidade do continente e indicadores do ambiente ao longo do tempo.

Fanerozóico (541 Ma até o presente) e Pré-cambriano ( 4,6 Ga a 541 Ma ) tinham margens principalmente passivas e zircões detríticos (e granitos orogênicos ), enquanto a posse de Pangéia continha poucos. As bordas correspondentes dos continentes são onde as margens passivas se formam. As bordas desses continentes podem se dividir . Nesse ponto, a expansão do fundo do mar se torna a força motriz. As margens passivas nascem, portanto, durante o desmembramento dos supercontinentes e morrem durante a montagem do supercontinente. O ciclo do supercontinente de Pangaea é um bom exemplo da eficiência de usar a presença ou a falta dessas entidades para registrar o desenvolvimento, a posse e a divisão dos supercontinentes. Há uma queda acentuada nas margens passivas entre 500 e 350 Ma durante o período de montagem do Pangaea. A posse de Pangéia é marcada por um baixo número de margens passivas durante 336 a 275 Ma, e seu rompimento é indicado com precisão por um aumento nas margens passivas.

Cinturões orogênicos podem se formar durante a montagem de continentes e supercontinentes. Os cinturões orogênicos presentes em blocos continentais são classificados em três categorias diferentes e têm implicações para a interpretação de corpos geológicos. Cinturões orogênicos intercratônicos são característicos do fechamento de bacias oceânicas. Indicadores claros de atividade intracratônica contêm ofiolitos e outros materiais oceânicos que estão presentes na zona de sutura. Os cinturões orogênicos intracratônicos ocorrem como cintos de impulso e não contêm nenhum material oceânico. No entanto, a ausência de ofiolitos não é uma forte evidência de cinturões intracratônicos, porque o material oceânico pode ser espremido e erodido em um ambiente intracratônico. O terceiro tipo de cinturão orogênico é um cinturão orogênico confinado que é o fechamento de pequenas bacias. A montagem de um supercontinente teria que mostrar cinturas orogênicas intracratônicas. No entanto, a interpretação de cinturões orogênicos pode ser difícil.

A colisão de Gondwana e Laurásia ocorreu no final do Paleozóico . Por esta colisão, foi criada a cordilheira Variscan , ao longo do equador. Essa cordilheira de 6.000 km de comprimento é geralmente referida em duas partes: a cordilheira Hercínica do final do Carbonífero constitui a parte oriental, e a parte ocidental é chamada de Apalaches , elevada no início do Permiano . (A existência de um planalto plano elevado, como o planalto tibetano, está sob muito debate.) A localização da cordilheira Variscan tornou-a influente tanto para o hemisfério norte quanto para o sul. A elevação dos Apalaches influenciaria muito a circulação atmosférica global.

Clima supercontinental

Os continentes afetam o clima do planeta drasticamente, com os supercontinentes tendo uma influência maior e mais prevalente. Os continentes modificam os padrões globais de vento, controlam os caminhos das correntes oceânicas e têm um albedo maior do que os oceanos. Os ventos são redirecionados por montanhas e as diferenças de albedo causam mudanças nos ventos terrestres. Elevações mais altas em interiores continentais produzem um clima mais frio e seco, o fenômeno da continentalidade . Isso é visto hoje na Eurásia , e registros rochosos mostram evidências de continentalidade no meio da Pangéia.

Glacial

O termo época glacial se refere a um longo episódio de glaciação na Terra ao longo de milhões de anos. As geleiras têm implicações importantes no clima, especialmente por meio da mudança do nível do mar . Mudanças na posição e elevação dos continentes, a paleolatitude e a circulação oceânica afetam as épocas glaciais. Existe uma associação entre o rift e o desmembramento de continentes e supercontinentes e épocas glaciais. De acordo com o primeiro modelo para supercontinentes pré-cambrianos descrito acima, a divisão de Kenorland e Rodinia foi associada às épocas glaciais Paleoproterozóica e Neoproterozóica , respectivamente. Em contraste, a segunda solução descrita acima mostra que essas glaciações se correlacionam com períodos de baixa velocidade continental e conclui-se que uma queda na atividade tectônica e correspondente vulcânica foi responsável por esses intervalos de frigidez global. Durante o acúmulo de supercontinentes com épocas de elevação regional, as épocas glaciais parecem ser raras, com poucas evidências de apoio. No entanto, a falta de evidências não permite a conclusão de que as épocas glaciais não estão associadas à montagem colisional de supercontinentes. Isso pode representar apenas um viés de preservação.

Durante o Ordoviciano tardio (~ 458,4 Ma), a configuração particular de Gondwana pode ter permitido que a glaciação e altos níveis de CO 2 ocorressem ao mesmo tempo. No entanto, alguns geólogos discordam e pensam que houve um aumento da temperatura neste momento. Este aumento pode ter sido fortemente influenciado pelo movimento de Gondwana através do Pólo Sul, o que pode ter evitado o acúmulo de neve prolongado. Embora as temperaturas finais do Ordoviciano no Pólo Sul possam ter atingido o congelamento, não houve mantos de gelo durante o início do Siluriano (~ 443,8 Ma) até o final do Mississipio (~ 330,9 Ma). Pode-se concordar com a teoria de que a neve continental pode ocorrer quando a borda de um continente está perto do pólo. Portanto, Gondwana, embora localizado tangente ao Pólo Sul, pode ter experimentado glaciação ao longo de sua costa.

Precipitação

Embora as taxas de precipitação durante as circulações das monções sejam difíceis de prever, há evidências de uma grande barreira orográfica no interior da Pangéia durante o final do Paleozóico (~ 251,902 Ma). A possibilidade da tendência SW-NE das Montanhas Apalaches-Hercínicas torna as circulações das monções da região potencialmente relacionadas às atuais circulações das monções ao redor do Platô Tibetano, que é conhecido por influenciar positivamente a magnitude dos períodos das monções na Eurásia. Portanto, é de certa forma esperado que a topografia mais baixa em outras regiões do supercontinente durante o Jurássico influenciaria negativamente as variações de precipitação. A ruptura dos supercontinentes pode ter afetado a precipitação local. Quando qualquer supercontinente se rompe, haverá um aumento no escoamento da precipitação sobre a superfície das massas de terra continentais, aumentando o intemperismo do silicato e o consumo de CO 2 .

Temperatura

Embora durante o arqueano a radiação solar tenha sido reduzida em 30 por cento e a fronteira cambriana - pré - cambriana em seis por cento, a Terra experimentou apenas três eras glaciais durante o pré-cambriano. É mais provável que conclusões errôneas sejam feitas quando os modelos são limitados a uma configuração climática (que geralmente é a atual).

Os invernos frios em interiores continentais são devidos a taxas de resfriamento radiativo (maior) e transporte de calor das bordas continentais. Para aumentar as temperaturas de inverno nos interiores continentais, a taxa de transporte de calor deve aumentar para se tornar maior do que a taxa de resfriamento radiativo. Por meio de modelos climáticos, as alterações no conteúdo de CO 2 atmosférico e no transporte de calor oceânico não são comparativamente eficazes.

Os modelos de CO 2 sugerem que os valores eram baixos nas glaciações tardias do Cenozóico e Carbonífero - Permiano . Embora os primeiros valores do Paleozóico sejam muito maiores (mais de dez por cento mais altos do que os de hoje). Isso pode ser devido às altas taxas de propagação do fundo do mar após o desmembramento dos supercontinentes pré-cambrianos e à falta de plantas terrestres como sumidouros de carbono .

Durante o final do Permiano, espera-se que as temperaturas sazonais do Pangeano variem drasticamente. As temperaturas subtrópicas do verão eram mais altas do que as de hoje em até 6–10 graus e as latitudes médias no inverno eram menos de –30 graus Celsius. Essas mudanças sazonais dentro do supercontinente foram influenciadas pelo grande tamanho da Pangéia. E, assim como hoje, as regiões costeiras sofreram muito menos variação.

Durante o Jurássico, as temperaturas do verão não subiram acima de zero graus Celsius ao longo da borda norte da Laurásia , que era a parte mais ao norte da Pangéia (a parte mais ao sul da Pangéia era Gondwana). Pedras suspensas transportadas pelo gelo provenientes da Rússia são indicadores dessa fronteira norte. Acredita-se que o Jurássico tenha sido aproximadamente 10 graus Celsius mais quente ao longo da paleolongitude leste de 90 graus em comparação com a temperatura atual da Eurásia central de hoje.

Ciclos de Milankovitch

Muitos estudos das flutuações de Milankovitch durante os períodos de tempo do supercontinente enfocaram o Cretáceo Médio . As amplitudes atuais dos ciclos de Milankovitch sobre a Eurásia atual podem ser refletidas nos hemisférios sul e norte do supercontinente Pangéia. A modelagem climática mostra que as flutuações do verão variaram de 14 a 16 graus Celsius na Pangéia, o que é semelhante ou ligeiramente mais alto do que as temperaturas do verão da Eurásia durante o Pleistoceno . Espera-se que os ciclos de Milankovitch de maior amplitude tenham ocorrido em latitudes médias a altas durante o Triássico e o Jurássico.

Proxies

Idades U – Pb de 5.246 zircões detríticos concordantes de 40 dos principais rios da Terra

Granitos e zircões detríticos têm aparições notavelmente semelhantes e episódicas no registro de rock. Suas flutuações se correlacionam com os ciclos do supercontinente pré-cambriano. As datas de zircão U – Pb de granitos orogênicos estão entre os determinantes de envelhecimento mais confiáveis. Existem alguns problemas com a dependência de zircões com origem em granito, como a falta de dados de origem global e uniforme e a perda de zircões de granito por cobertura sedimentar ou consumo de plutônico . Onde os zircões graníticos são menos adequados, os zircões detríticos dos arenitos aparecem e preenchem as lacunas. Esses zircões detríticos são retirados das areias dos principais rios modernos e de suas bacias de drenagem. Anomalias magnéticas oceânicas e dados paleomagnéticos são os principais recursos usados ​​para reconstruir localizações de continentes e supercontinentes de aproximadamente 150 Ma.

Supercontinentes e gases atmosféricos

A tectônica de placas e a composição química da atmosfera (especificamente gases de efeito estufa ) são os dois fatores mais prevalentes presentes na escala de tempo geológica . A deriva continental influencia os episódios climáticos frios e quentes. A circulação atmosférica e o clima são fortemente influenciados pela localização e formação dos continentes e mega continentes. Portanto, as influências da deriva continental significam a temperatura global.

Os níveis de oxigênio do Éon Arqueano eram insignificantes e hoje são cerca de 21%. Pensa-se que o conteúdo de oxigênio da Terra aumentou em estágios: seis ou sete etapas que são cronometradas muito próximas ao desenvolvimento dos supercontinentes da Terra.

  1. Continentes colidem
  2. Supermontanhas se formam
  3. Erosão de super montanhas
  4. Grandes quantidades de minerais e nutrientes saem para o oceano aberto
  5. Explosão da vida de algas marinhas (parcialmente proveniente de nutrientes conhecidos)
  6. Quantidades massivas de oxigênio produzidas durante a fotossíntese

O processo de aumento do conteúdo de oxigênio atmosférico da Terra é teorizado como tendo começado com a colisão continente-continente de enormes massas de terra formando supercontinentes e, portanto, possivelmente cadeias de montanhas supercontinentes (super montanhas). Essas super montanhas teriam sofrido erosão e as grandes quantidades de nutrientes, incluindo ferro e fósforo , teriam sido arrastados para os oceanos, exatamente como vemos acontecer hoje. Os oceanos seriam ricos em nutrientes essenciais para os organismos fotossintéticos, que seriam capazes de respirar grandes quantidades de oxigênio. Existe uma relação direta aparente entre a orogenia e o conteúdo de oxigênio atmosférico. Também há evidências de aumento de sedimentação concomitante com o tempo desses eventos de oxigenação em massa, o que significa que o carbono orgânico e a pirita nessas ocasiões eram mais propensos a ficarem enterrados sob os sedimentos e, portanto, incapazes de reagir com o oxigênio livre. Isso sustentou os aumentos de oxigênio atmosférico.

Durante este tempo, 2,65 Ga houve um aumento no fracionamento do isótopo de molibdênio . Foi temporário, mas apóia o aumento do oxigênio atmosférico porque os isótopos de molibdênio requerem oxigênio livre para fracionar. Entre 2,45 e 2,32 Ga, ocorreu o segundo período de oxigenação, que tem sido chamado de 'grande evento de oxigenação'. Muitas evidências suportam a existência deste evento, incluindo leitos vermelhos com aparência de 2,3 Ga (significando que Fe 3+ estava sendo produzido e se tornou um componente importante nos solos). O terceiro estágio de oxigenação de aproximadamente 1,8 Ga é indicado pelo desaparecimento das formações ferríferas . Estudos isotópicos de neodímio sugerem que as formações de ferro são geralmente de fontes continentais, o que significa que o Fe e o Fe 2+ dissolvidos tiveram que ser transportados durante a erosão continental. Um aumento no oxigênio atmosférico impede o transporte de Fe, então a falta de formações de ferro pode ter sido devido a um aumento no oxigênio. O quarto evento de oxigenação, aproximadamente 0,6 Ga, é baseado em taxas modeladas de isótopos de enxofre de sulfatos marinhos associados a carbonato . Um aumento (concentração quase dobrada) de isótopos de enxofre, que é sugerido por esses modelos, exigiria um aumento no conteúdo de oxigênio dos oceanos profundos. Entre 650 e 550 Ma houve três aumentos nos níveis de oxigênio do oceano, este período é o quinto estágio de oxigenação. Um dos motivos que indicam que esse período é um evento de oxigenação é o aumento do molibdênio sensível a redox em folhelhos pretos . O sexto evento ocorreu entre 360 ​​e 260 Ma e foi identificado por modelos que sugerem mudanças no balanço de 34 S em sulfatos e 13 C em carbonatos , que foram fortemente influenciados por um aumento no oxigênio atmosférico.

Veja também

Referências

Leitura adicional

  • Nield, Ted, Supercontinent: Ten Billion Years in the Life of Our Planet , Harvard University Press, 2009, ISBN  978-0674032453

links externos