Mar de Sundance

El mar de Sundance era un mar epicontinental que existió en Norteamérica durante la segunda mitad del periodo Jurásico de la era Mesozoica.¹​ Era un brazo de lo que hoy es el océano Ártico, y se extendía desde el actual oeste de Canadá hasta el centro de la zona occidental de Estados Unidos. El mar retrocedió cuando comenzaron a elevarse las montañas del oeste.

Estratigrafía

El mar de Sundance no se formó en una sola vez; la evidencia geológica sugiere que este mar fue producto de una serie de cinco transgresiones marinas —separadas por discordancias erosivas— que fueron avanzando y retrocediendo desde mediados del Jurásico.¹​ Los sedimentos terrestres de la formación Morrison —procedentes de la erosión de las tierras emergentes al oeste— se depositaron sobre los sedimentos marinos de la formación Sundance cuando el mar retrocedió por última vez a finales del Jurásico.²​³​

Las rocas sedimentarias que se formaron dentro del mar de Sundance y en sus alrededores suelen ser ricas en fósiles.

Fauna

El mar de Sundance era rico en numerosos tipos de animales. Los Gryphaea eran muy comunes y también se han encontrado dientes de tiburón. Además de peces, en este mar había bancos de belemnites y de amonites. El fondo marino estaba cuajado de crinoideos y bivalvos. El Ophthalmosaurus, un ictiosaurio de gran tamaño, surcaba las aguas utilizando sus enormes mandíbulas para pescar «calamares» belemnites. El Pantosaurus, un plesiosaurio criptoclídido del tamaño de un otario, perseguía peces fáciles de pescar. El mayor reptil marino del mar de Sundance era el Megalneusaurus, un gran pliosaurio similar al Liopleurodon. Se han encontrado fósiles de este reptil en Alaska y Wyoming, que estaban cubiertos por el mar de Sundance mientras dicho mar existió.

Durante los periodos de retroceso, la costa fue frecuentada por dinosaurios y otros animales terrestres del Jurásico, como muestra el conjunto de huellas de dinosaurio de Red Gulch, cerca de Shell (Wyoming).

Reconstrucción paleogeográfica de Norteamérica hace unos 170 Ma, durante el Jurásico Medio–Tardío, en la que puede observarse el inicio de la apertura del océano Atlántico y el desarrollo del brazo de mar conocido como mar de Sundance, un mar interior localizado sobre los actuales territorios del oeste del continente. Autor y copyright: Ron Blakey, Colorado Plateau Geosystems; modificado por Geofrik.

Elevación del territorio en la zona oeste de los EEUU hace unos 150 Ma como resultado de la compresión de la placa Norteamericana con la placa Pacífica al expandirse el creciente océano Atlántico. Debido a esto, el mar de Sundance se va retirando poco a poco hacia el norte. Autor y copyright: Ron Blakey, Colorado Plateau Geosystems; modificado por Geofrik.

Océano Tetis

Mapa que muestra la ubicación de Tetis, entre Laurasia y Gondwana.

El océano Tetis o mar de Tetis (de la titánide griega Tetis o Τηθύς, Tēthýs) era un océano de la era Mesozoica que existió entre los continentes de Gondwana y Laurasia, previamente a la aparición del océano Índico.

Historia

En 1893, utilizando registros fósiles hallados de los Alpes, África y el Himalaya, el geólogo Eduard Suess propuso la existencia de un mar interior entre los primitivos continentes de Laurasia y Gondwana. Los fósiles, hallados en zonas muy montañosas, eran de criaturas marinas, por lo que era necesaria la existencia de una gran masa de agua que el científico bautizó como mar de Tetis, aludiendo a la diosa griega del mar, Tetis.

Más tarde, la teoría de la tectónica de placas refutó gran parte de las proposiciones de Suess. No obstante, determinó la existencia de una gran masa de agua, en época más temprana que la que calculó el científico, pero ocupando la misma zona. Esta extensión fue bautizada como océano Tetis en la moderna teoría de la tectónica de placas en honor a Suess, cuyos conceptos eran aproximados pero visionarios.

Teoría moderna

Distribución de los continentes hace 280 millones de años durante el Pérmico. La placa de Cimmeria comienza a desplazarse hacia el norte reemplazando el océano Paleo-Tetis por el océano Tetis.

Hace aproximadamente 250 millones de años, a finales del Pérmico, un nuevo océano comenzó a formarse en el extremo sur de otro océano anterior denominado Paleo-Tetis. Una falla se formó a lo largo del norte de la placa de Cimmeria, al sur de Pangea. A lo largo de los 60 millones de años, esa placa se fue desplazando hacia el norte, empujando el suelo del océano Paleo-Tetis debajo de la superficie de extremo este de Pangea (Laurasia). El resultado fue la formación del océano Tetis, directamente sobre el lugar que ocupaba su antecesor, el océano Paleo-Tetis.

Durante el Jurásico, hace 150 millones de años, Cimmeria, finalmente colisionó con Laurasia. Como resultado, el suelo oceánico se combó bajo esta segunda placa (proceso de subducción) formando la fosa de Tetis. Al tiempo los niveles de agua subieron, cubriendo grandes partes de Europa con mares poco profundos. En aquella época también se produjo la división de las dos masas de tierra que formaban Pangea, Laurasia y Gondwana, formándose el océano Atlántico entre ambas.

Hace unos 100 millones de años, Gondwana comenzó a romperse, empujando África e India hacia el norte, a través de Tetis. Como resultado, el océano se empequeñece, por lo que su denominación para este período es mar de Tetis. Éste existió hasta hace 15 millones de años.

Actualmente, India, Indonesia y el océano Índico cubren la mayor parte de la superficie que ocupó este mar y Turquía, Irak y el Tíbet se asientan en Cimmeria. El mar Negro, el Caspio y el Aral son vestigios del mismo. La mayor parte del fondo del océano Tetis desapareció bajo Cimmeria y Laurasia.

Terminología y subdivisiones

Como cualquier otra ciencia, la geología vive una continua evolución y los términos empleados en la descripción de algunas formaciones geológicas antiguas han fluctuado a medida que se han ido estableciendo teorías más precisas. Muchas fuentes en Internet, por ejemplo, usan la expresión “océano Tetis” para referirse al mar de Tetis, y viceversa. Incluso es posible encontrar el incipiente océano Atlántico del Período Jurásico referido erróneamente como mar de Tetis.

Paleogeografía de la región mediterránea durante el Oligoceno. Paratetis se va cerrando (en el sur de Europa) y es sustituido por el mar Mediterráneo (al norte de África).

Océano Tetis Occidental

El límite occidental del océano Tetis es llamado el mar de Tetis, océano Tetis Occidental u océano Tetis Alpino, siendo vestigios de éste los mares Caspio, Aral y Negro. Éste no era un océano abierto, estando cubierto por multitud de pequeñas placas tectónicas, arcos de islas propios del Cretáceo y microcontinentes.

Océano Tetis Oriental

La parte este de Tetis es referida como océano Tetis Oriental.

El mar de Tetis en otros períodos

A medida que la teoría de la deriva continental ha ido siendo ampliada y mejorada, se ha extendido el nombre de Tetis a otros océanos que le precedieron. El Paleo-Tetis, existió desde el Silúrico, hace 440 millones de años, hasta el Jurásico. A este le precedió el océano Proto-Tetis, formado hace 600 millones de años.

Paleontología

El océano Tetis es objeto de estudio de la paleontología ya que permite a esta ciencia conocer como eran los hábitats marinos y marismeños hace millones de años a través del estudio de fósiles hallados en zonas interiores.

Los geólogos han encontrado los fósiles de las criaturas de este océano en las rocas del Himalaya. Por lo tanto, sabemos que estas rocas estaban sumergidas antes de que el continente indio las empujara hacia el interior de Asia. Podemos ver pruebas geológicas similares en la Orogenia Alpina de Europa, donde el movimiento de la placa africana levantó los Alpes.

¿Se imaginaron alguna vez que en el lugar mas seco del mundo había una mar?

Hace aproximadamente 250 millones de años, a finales del Pérmico, un nuevo océano comenzó a formarse en el extremo sur de otro océano anterior denominado Paleo-Tetis. Una falla se formó a lo largo del norte de la placa de Cimmeria, al sur de Pangea. A lo largo de los 60 millones de años, esa placa se fue desplazando hacia el norte, empujando el suelo del océano Paleo-Tetis debajo de la superficie de extremo este de Pangea (Laurasia). El resultado fue la formación del océano Tetis, directamente sobre el lugar que ocupaba su antecesor, el océano Paleo-Tetis.

Durante el Jurásico, hace 150 millones de años, Cimmeria, finalmente colisionó con Laurasia. Como resultado, el suelo del océano se combó bajo esta segunda placa la fosa de Tetis. Al tiempo los niveles de agua subieron, cubriendo grandes partes de Europa con mares poco profundos. En aquella época también se produjo la división de las dos masas de tierra que formaban Pangea, Laurasia y Gondwana, formándose el océano Atlántico entre ambas.

Hace unos 100 millones de años, Gondwana comenzó a romperse, empujando África e India hacia el norte, a través de Tetis. Como resultado, el océano se empequeñece, por lo que su denominación para este período es mar de Tetis. Éste existió hasta hace 15 millones de años.

Actualmente, India, Indonesia y el océano Índico cubren la mayor parte de la superficie que ocupó este mar y Turquía, Irak y el Tíbet se asientan en Cimmeria. El mar Negro, el Caspio y el Aral son vestigios del mismo. La mayor parte del fondo del océano Tetis desapareció bajo Cimmeria y Laurasia.

Los primeros hallazgos de esqueletos de ballena en Wadi al-Hitan, conocido como ‘el Valle de las Ballenas’, en Egipto, se remontan a 1902. Los cetáceos descansan sobre un mar de arena que fue un antiguo océano llamado Tetis, hace 50 millones de años, y que en la actualidad se ha evaporado por completo.

En una de las regiones más secas del mundo, los restos de las ballenas comenzaron a aflorar por la erosión del viento entre las del desierto del Sahara en Egipto. Conocido como ‘Wadi al-Hitan’ o ‘Valle de las Ballenas’, los restos fosilizados permiten conocer como era esta región  cuando estaba cubierta por un vasto océano hace unos 50 millones de años.

El área contiene huesos fosilizados de un antepasado de las ballenas modernas que fueron descubiertos por paleontólogos por primera vez en 1902. En la actualidad se considera este lugar como un museo al aire libre.

Hace unos 50 millones de años, la zona estaba cubierta por el así llamado océano de Tetis, y ocupaba el espacio entre África y Asia antes de que la India se uniera al continente, generando el Himalaya.

Cuando el Mediterráneo se secó

El Mediterráneo, ese mar que baña nuestras costas levantinas, desde Cataluña hasta Andalucía, es uno de los restos que actualmente quedan del Océano Tetis, aquel océano interior que tenía Pangea. Con sus 2’5 millones de kilómetros cuadrados de superficie es el tercer mar más grandes del planeta (sin contar océanos), con una profundidad media de 1430 m y una profundidad máxima de 5.267 m (Fosa Calypso, en Grecia). Con estos datos es difícil pensar que un mar así pudiera secarse alguna vez, pero así ocurrió en el pasado geológico reciente, y el Calentamiento Global no tuvo nada que ver con ello.

Ilustración geográfica de cómo pudo ser la cuenca del Mediterráneo durante la crisis de salinidad del Messiniense (fuente: Ledesma Rubio, 2005)

La Crisis de Salinidad del Messiniense, como se llama a este suceso tan llamativo, ocurrió hace unos 5-6 Ma, en el Mioceno. Por aquel entonces los continentes aún no tenían las posiciones que ocupan actualmente, ni tampoco eran exactamente igual, aunque la geografía ya se iba pareciendo a la actual. El Istmo de Panamá aún no había emergido en el Caribe, por lo que Norteamérica y Sudamérica aún estaban separadas, mientras que en la región del Mediterráneo la comunicación con el Atlántico era bien diferente.

Durante el Cretácico, entre hace 145 y 65 millones de años, el nivel del mar estuvo por lo general varios cientos de metros por encima del actual, debido a la ausencia de hielos continentales y , sobre todo, a una menor profundidad media de las cuencas oceánicas. Mares extensos de aguas someras inundaban muchas de las regiones que hoy están emergidas. El amplio y abierto Mar de Tethys (precursor del Mediterráneo) anegaba vastas extensiones de Europa y del norte de África. Europa era un archipiélago de islas, en cuyos mares poco profundos se formaron típicos depósitos de rocas calizas y coralinas.

Durante el Terciario, en los últimos 60 millones de años, el Mar de Tethys se fue estrechando por el este hasta quedar separado del Océano Indico. Así se formó una gran cuenca marina casi separada del océano abierto. Abarcaba en una misma extensión al Mediterráneo, al Mar Negro y al Mar Caspio. Luego, el movimiento orogénico alpino aisló al Negro y al Caspio, que quedaron convertidos en mares interiores.

El Mediterráneo siguió conectado por occidente con el Océano Atlántico. Pero el intercambio de aguas se realizaba, no por el estrecho de Gibraltar, sino por zonas que hoy están emergidas: el corredor bético en el norte (Andalucía), y el corredor del Rif en el sur (Marruecos).

https://copepodo.wordpress.com/2008/02/08/sin-tetis-no-hay-paraiso/

Panthalassa o Paleopacífico

El océano rodeando Pangea es Panthalassa.

Panthalassa (del griego para “todos los mares”) fue el enorme océano global que rodeaba al supercontinente Pangea durante el final del periodo Paleozoico y el principio de la era Mesozoica. Pangea fue el supercontinente del que se desprendieron luego los continentes actuales, en el contexto de la teoría de la deriva continental, del geofísico y astrónomo Alfred Wegener.

La ruptura de Pangea formó las cuencas del océano Atlántico y del océano Ártico y provocó el cierre de la cuenca de Tetis, creándose la cuenca del océano Índico. Este término se deriva del griego cuyo significado es “todos los mares”, nombre que se ha convenido en dar al enorme océano que rodeó Pangea al final del Paleozoico y principios del Mesozoico hace aproximadamente de 300 millones de años, cuando se formó Pangea, a 200 millones de años, cuando el supercontinente comenzó a separase en otros menores con la consiguiente formación de nuevos mares. Cabe decir que Pangea no fue el único supercontinente, sino el último hasta la fecha. Los anteriores fueron Rodinia, fragmentado hace 750 millones de años, y Pannotia, fragmentado hace 540 millones de años. Pannotia tenía forma de “V”, en el centro de la cual y a su alrededor quedó Panthalassa.

Durante los periodos arriba mencionados ocurrieron acontecimientos relevantes, como la denominada “explosión” de la vida marina del Cámbrico con su correspondiente extinción masiva, proliferación de invertebrados durante el Ordovícico, aparición de las primeras plantas terrestres en el Silúrico y de reptiles e insectos durante el carbonífero; el Paleozoico termina en el periodo Pérmico con la formación de Pangea y la extinción masiva del 95% de las especies existentes.

Antes de esto transcurrió el supereón Precámbrico. A pesar de su larga duración (desde hace 4.600 hasta 540 millones de años) no se tienen apenas evidencias fósiles de vida, probablemente porque la mayoría de las formas tuvieron cuerpos blandos que no podían fosilizar o porque quedaran atrapadas en rocas primigenias que posteriormente sufrieron erosión o metamorfismo y los posibles restos quedaron destruidos. En cualquier caso, la Panthalassa del Precámbrico fue el caldo primigenio donde se originó la vida. Los estudios científicos más aceptados sostienen la formación de vida en un tiempo en que la atmósfera de nuestro planeta era reductora (pobre en oxígeno) y cálida y la composición de los mares muy diferente de la actual (véanse los estudios de Oparin y Haldane). Otros, sin embargo, proponen que era necesaria la congelación y el impacto de meteoros (Stanley Miller). En resumen, aparte de algunos hechos probados (creación de aminoácidos en condiciones prebióticas, experimento de Urey-Miller en 1953), no existe un único modelo y no se tiene muy claro cómo apareció la vida en la Tierra, pero se presume que el océano, fuera cual fuera su composición, desempeñó un importante papel; no en vano las más antiguas muestras fósiles son de organismos marinos.

https://www.geolsoc.org.uk/Geoscientist/Archive/March-2010/Panthalassa-ocean-of-ignorance

Los orígenes de los planteamientos de la Teoría de la Deriva Continental provienen de la forma como todos los continentes parecen encajar entre sí, especialmente aquellos separados por el Océano Atlántico. Por otro lado, también existen diversas similitudes entre las faunas fósiles de distintas regiones del mundo, así como en sus formaciones geológicas. Si bien hoy en día todos los océanos poseen puntos de encuentro, es muy posible que en el pasado todos hayan sido parte de un ente unificado.

Hay hipótesis que han llevado incluso más lejos la Teoría de la Deriva Continental de Wegener y afirman que antes de la Pangea existió un supercontinente aún más compacto denominado Rodinia. Asimismo, también han nombrado un antecesor al gran océano Pantalasa, dándole el nombre de Mirovia. Este habría pasado buena parte de su existencia congelado, incluso hasta los dos kilómetros de profundidad, debido a lo que se conoce como el Periodo Criogénico, donde el planeta sufrió un período de glaciación.

A partir de la separación de la Pangea, el gran océano se dividió inicialmente en dos: El Pacífico, al oeste y al norte, y el Tetis, al sur y al este. En ese entonces surgieron dos continentes: Laurasia, al norte, y Gondwana, al sur. Pasarían millones de años para llegar a la variada formación continental y oceánica actual.

En un principio Wegener no supo explicar por qué ocurrían estos movimientos, por ello años más tarde desarrollaría la célebre Teoría de la Tectónica de Placas. Afirmaría entonces que la tierra estaba conformada por diversas capas, algunas de la cuales se fracturaban en grandes bloques, denominados placas tectónicas. Estas serían removidas constantemente por fuerzas provenientes de los estratos más profundos de la tierra, por lo que las cortezas oceánicas y continentales sufrirían transformaciones geográficas.

Hoy día la mayor parte de lo que fue la cuenca y la corteza del gran océano Pantalasa ha sido arrastrada bajo la placa tectónica de América del Norte y la placa Euroasiática.

Estudios basados en historiales de tomografías sísmicas afirman además que las placas tectónicas en bordes convergentes, denominadas también “subducidas”, que se visualizan en diversos mantos submarinos indican que al menos varios océanos o mares diferentes se pueden definir como consecuencia del océano Pantalasa.

Restos de la placa oceánica de Pantalasa puede ser encontrados en las placas de Juan de Fuca, Gorda, Cocos y Nazca, las cuales en el pasado formaron parte de una placa mayor llamada Farallón.

Panthalassa

Cuando Panthalassa rodeaba Pangea, Laurasia estaba ubicada en el hemisferio norte y Gondwana en el sur.

Esquema de las masas de tierra actuales agregadas para la orientación.

Panthalassa, también conocido como Océano Panthalassic o Océano Panthalassan (del griego πᾶν “todos” y θάλασσα “mar”), ^[1] fue el superoceán que rodeaba al supercontinente Pangea. Durante la transición paleozoica – mesozoica c. 250 Ma ocupaba casi el 70% de la superficie terrestre. Su fondo oceánico ha desaparecido por completo debido a la subducción continua a lo largo de los márgenes continentales en su circunferencia.^{[2] A} Panthalassa también se le conoce como Paleo-Pacífico (“viejo Pacífico”) o Proto-Pacífico porque el Océano Pacífico se desarrolló desde su centro en el Mesozoico hasta el presente.

El supercontinente Rodinia comenzó a separarse 870–845 Ma, probablemente como consecuencia de un superplume causado por avalanchas de losas del manto a lo largo de los márgenes del supercontinente. En un segundo episodio c. 750 Ma, la mitad occidental de Rodinia comenzó a separarse: el Kalahari occidental y el sur de China se separaron de los márgenes occidentales de Laurentia; y por 720 Ma Australia y la Antártida Oriental también se habían separado.^[3] En el Jurásico Tardío, la Placa del Pacífico se abrió originando desde una unión triple entre las placas Panthalassic Farallon, Phoenix e Izanagi. Panthalassa se puede reconstruir en base a líneas magnéticas y zonas de fractura preservadas en el Pacífico occidental.^[4]

En Laurentia occidental (América del Norte), un episodio tectónico que precedió a esta ruptura produjo divisiones fallidas que albergaban grandes cuencas depositarias en Laurentia Occidental. El océano global de Mirovia, un océano que rodeaba Rodinia, comenzó a reducirse a medida que el océano panafricano y Panthalassa se expandían.

Hace entre 650 y 550 millones de años, comenzó a formarse otro supercontinente: Pannotia, que tenía la forma de una “V”. Dentro de la “V” estaba Panthalassa, fuera de la “V” estaban el Océano Panafricano y los remanentes del Océano Mirovia.

Reconstrucción de la cuenca del océano

La mayoría de las placas oceánicas que formaron el fondo oceánico de Panthalassa han sido subducidas y las reconstrucciones tectónicas de placas tradicionales basadas en anomalías magnéticas, por lo tanto, solo pueden usarse para restos del Cretácico y posteriores. Los antiguos márgenes del océano, sin embargo, contienen terranes alóctonos con arcos volcánicos intra-pantlásicos triásicos-jurásicos preservados, que incluyen Kolyma-Omolon (noreste de Asia), Anadyr-Koryak (Asia oriental), Oku-Niikappu (Japón) y Wrangellia y Stikinia (oeste de América del Norte). Además, la tomografía sísmica se está utilizando para identificar losas subducidas en el manto, de donde se puede derivar la ubicación de las antiguas zonas de subducción del Pantlásico. Una serie de tales zonas de subducción, llamadas Telkhinia, definen dos océanos separados o sistemas de placas oceánicas: los océanos Pontus y Thalassa.^[5] Océanos marginales nombrados o placas oceánicas incluyen (en el sentido de las agujas del reloj) Mongol-Ojotsk (ahora una sutura entre Mongolia y el Mar de Ojotsk ), Oimyakon (entre el craton asiático y Kolyma-Omolon), Slide Mountain Ocean (Columbia Británica), ^[6] y Mezcalera (oeste de México).

Margen oriental

El margen occidental (coordenadas modernas) de Laurentia se originó durante la desintegración neoproterozoica de Rodinia. La Cordillera de América del Norte es un orógeno de acreción que creció mediante la adición progresiva de terranes alóctonas a lo largo de este margen del Paleozoico Tardío. El volcanismo devónico de arco posterior revela cómo este margen pantlásico oriental se convirtió en el margen activo que todavía se encuentra en el medio paleozoico. La mayoría de los fragmentos continentales, arcos volcánicos y cuencas oceánicas agregadas a Laurentia de esta manera contenían faunas de afinidad Tethyan o asiática. Los terranes similares agregados al norte de Laurentia, en contraste, tienen afinidades con Baltica, Siberia y el norte de Caledonia. Estos últimos terrenos probablemente se acrecentaron a lo largo del margen oriental de Panthalassa por un sistema de subducción de estilo escocés caribeño.^[7]

Margen occidental

La evolución del límite Panthalassa-Tethys es poco conocida porque se conserva poca corteza oceánica; tanto el fondo Izanagi como el conjugado del Océano Pacífico están subducidos y la cordillera oceánica que los separaba probablemente se subduce c. 60–55 Ma. Hoy en día, la región está dominada por la colisión de la placa australiana con una compleja red de límites de placas en el sudeste asiático, incluido el bloque Sundaland. La propagación a lo largo de la cresta del Pacífico y Phoenix finalizó a 83 Ma en el Osbourn Trough en la Zanja de Tonga – Kermadec.^[4]

Durante el Permian, los atolones se desarrollaron cerca del ecuador en los montes submarinos del medio Panthalassic. A medida que Panthalassa se sometió a una subducción a lo largo de su margen occidental durante el Jurásico Triásico y el Jurásico Temprano, estos montes submarinos y atolones paleolíticos se agregaron como bloques y fragmentos de piedra caliza alóctona a lo largo del margen asiático. ^[8] Uno de estos complejos de atolón migratorio ahora forma un cuerpo de piedra caliza de dos kilómetros de largo (1.2 mi) y de 100 a 150 metros de ancho (330–490 pies) en el centro de Kyushu , suroeste de Japón.^[9]

Fusuline foraminifera, un orden ahora extinto de organismos unicelulares, desarrolló gigantismo —el género Eopolydiexodina, por ejemplo, alcanzó un tamaño de hasta 16 cm (6,3 pulgadas )— y sofisticación estructural, incluidas las relaciones de simbiontes con algas fotosintetizantes, durante el período Carbonífero, y Permian. El evento de extinción Pérmico-Triásico c. 260 Ma, sin embargo, puso fin a este desarrollo con solo los taxones enanos que persisten en todo el Pérmico hasta la extinción final por fusulina c. 252 Ma. Las fusulinas permianas también desarrollaron un notable provincialismo por el cual las fusulinas se pueden agrupar en seis dominios.^[10] Debido al gran tamaño de Panthalassa, cien millones de años pudieron separar la acumulación de diferentes grupos de fusulines. Suponiendo una tasa de acreción mínima de 3 centímetros por año (1.2 pulgadas / año), las cadenas de montañas submarinas en las que evolucionaron estos grupos estarían separadas por al menos 3.000 km (1.900 mi), aparentemente estos grupos evolucionaron en entornos completamente diferentes.^[11] Una caída significativa en el nivel del mar al final del Pérmico condujo al fin de la extinción de Capitanian. La causa de esta extinción está en disputa, pero un candidato probable es un episodio de enfriamiento global que transformó una gran cantidad de agua de mar en hielo continental.^[12]

Los montes submarinos acrecentados en el este de Australia como parte del orógeno de Nueva Inglaterra revelan la historia de los puntos calientes de Panthalassa.^[13] Desde el Devónico Tardío hasta el Carbonífero, Gondwana y Panthalassa convergieron a lo largo del margen este de Australia a lo largo de un sistema de subducción por inmersión en el oeste que produjo (de oeste a este) un arco magmático, una cuenca del antebrazo y una cuña de acreción. La subducción cesó a lo largo de este margen en el Carbonífero Tardío y saltó hacia el este. Desde el Carbonífero Tardío hasta el Pérmico Temprano, el orógeno de Nueva Inglaterra estuvo dominado por un entorno extensional relacionado con una transición de subducción a deslizamiento. La subducción se reinició en el Pérmico y las rocas graníticas del batolito de Nueva Inglaterra se produjeron mediante un arco magmático, lo que indica la presencia de un margen de placa activa a lo largo de la mayor parte del orógeno. Los restos de Permian a Cretáceo de este margen convergente, conservados como fragmentos en Zealandia (Nueva Zelanda, Nueva Caledonia y el Aumento del Señor Howe), fueron saqueados de Australia durante la separación del Cretácico Tardío al Terciario Temprano del este de Gondwana y la apertura del Mar de tasman.^[14] La placa de unión cretácica, ubicada al norte de Australia, separaba el Tethys oriental de Panthalassa.^[15]

Paleo-oceanografía

Panthalassa era un océano del tamaño de un hemisferio, mucho más grande que el Pacífico moderno. Podría esperarse que el gran tamaño resulte en patrones de circulación de corrientes oceánicas relativamente simples, como un solo giro en cada hemisferio, y un océano mayormente estancado y estratificado. Sin embargo, los estudios de modelación sugieren que hubo un gradiente de temperatura de la superficie del mar (SST) este-oeste en el que el agua más fría se sacó a la superficie al aflorar en el este mientras que el agua más cálida se extendió hacia el oeste hasta el océano Tethys. Los giros subtropicales dominaron el patrón de circulación. Las dos bandas hemisféricas estaban separadas por la ondulante zona de convergencia intertropical (ZCIT).^[dieciséis]

En el norte de Panthalassa había vientos del oeste de latitud media al norte de 60 ° N con vientos del este entre 60 ° N y el ecuador. La circulación atmosférica al norte de 30 ° N está asociada con la Alta del Norte de Panthalassa que creó la convergencia de Ekman entre 15 ° N y 50 ° N y la divergencia de Ekman entre 5 ° N y 10 ° N. Un patrón que resultó en el transporte Sverdrup hacia el norte en regiones de divergencia y hacia el sur en regiones de convergencia. Las corrientes fronterizas occidentales dieron lugar a un giro del Norte de Panthalassa subtropical anticiclónico en latitudes medias y una circulación anticiclónica meridional centrada en 20 ° N.^[dieciséis]

En el norte tropical de Panthalassa, los vientos alisios crearon flujos hacia el oeste, mientras que los flujos del ecuador fueron creados por vientos del oeste en latitudes más altas. En consecuencia, los vientos alisios alejaron el agua de Gondwana hacia Laurasia en la corriente ecuatorial del norte de Panthalassa. Cuando se alcanzaran los márgenes occidentales de Panthalassa, las intensas corrientes de los límites occidentales formarían la corriente oriental de Laurasia. En las latitudes medias, la corriente del norte de Panthalassa traería el agua de regreso al este, donde una débil corriente del noroeste de Gondwana finalmente cerraría el giro. La acumulación de agua a lo largo del margen occidental, junto con el efecto Coriolis, habría creado una Corriente Contador Ecuatorial de Panthalassa.^[dieciséis]

En el sur de Panthalassa, las cuatro corrientes del giro subtropical, el sur de Panthalassa, giraron en sentido contrario a las agujas del reloj. La corriente meridional de Panthalassa ecuatorial fluyó hacia el oeste entre el ecuador y 10 ° S hacia la occidental, intensa Corriente de Panthalasssa del Sur. La Corriente Polar del Sur luego completa el giro como la Corriente Suroeste de Gondwana. Cerca de los polos, los vientos del este crearon un giro subpolar que giraba en sentido horario.^[dieciséis]

Mapa del Océano Panthalassa hace unos 200 millones de años. Los óvalos blancos muestran las ubicaciones reconstruidas de arcos volcánicos conocidos de rocas continentales.

Otra denominación admitida es la de Océano Mundial

Océano mundial u océano global (de las expresiones inglesas world ocean y global ocean) es el sistema interconectado de masas de agua oceánicas o marinas de la Tierra. Comprende la mayor parte de la hidrosfera. La expresión “océano planetario” se utiliza más habitualmente en planetología para denominar a la masa oceánica de cualquier planeta oceánico.

La unidad y continuidad del océano mundial, con un intercambio relativamente libre entre sus partes, es de fundamental importancia para la oceanografía.¹​ Está dividido en varias zonas oceánicas principales que están delimitadas por los continentes y que tienen diferentes características oceanográficas. Estas divisiones son: el océano Atlántico, el océano Ártico (a veces considerado como un mar del Atlántico), el océano Índico, el océano Pacífico y el océano Antártico o Austral (a veces, considerado sólo la parte sur de los océanos Atlántico, Índico y Pacífico). A su vez, las aguas oceánicas están intercaladas por muchos mares más pequeños y otros cuerpos de agua.

El océano mundial ha de haber tenido una u otra forma de existencia en la Tierra desde los primeros eones (origen del agua en la Tierra),²​ y fue esencial para el origen y el desarrollo de la vida. Su forma no ha sido constante, ya que la deriva continental la ha ido cambiando continuamente (en la escala de tiempo geológico –tectónica de placas-). Para el periodo (finales del Paleozoico y comienzos del Mesozoico) en que la mayor parte de las tierras emergidas formaban un único continente, que los paleogeólogos denominan Pangea (“toda la tierra”), se denomina Panthalassa (“todo el mar”) a ese océano único. En distintas ocasiones de la historia geológica se han formado supercontinentes y superocéanos.

La percepción de su existencia se remonta a la antigüedad clásica, cuando se lo divinizaba (Ώκεανός –Okeanós-). La acuñación del concepto contemporáneo de «océano mundial» se debe al oceanógrafo ruso Yuly Shokalsky,³​ que utilizó la expresión en su obra Oceanografía (1917) para describir lo que es básicamente un océano continuo y único, que cubre la mayor parte de la Tierra y rodea todas las masas continentales.

En tanto que continuo, el océano mundial se puede visualizar como centrado en el océano Antártico. El Atlántico, Índico y Pacífico pueden ser vistos como grandes bahías o lóbulos extendiéndose hacia el norte desde el océano Antártico. Más al norte, el Atlántico se abre en el océano Ártico, que está conectado con el Pacífico por el estrecho de Bering.

Océano Ural

El océano Ural fue un antiguo y pequeño océano localizado entre Siberia y Báltica. El océano se formó a finales del Ordovícico cuando las grandes islas de Siberia colisionaron con Báltica, que ahora formaba parte del supercontinente de Euramérica. Las islas también cerraron el océano Khanty, predecesor del océano Ural. En el período Devónico, el océano Ural comienza a disminuir debido a que Siberia y el microcontinente Kazakhstania se acercan a Báltica. A finales del Devónico y en el Misisípico, el océano Ural se convirtió en un canal marítimo. Por fin, cuando estos continentes chocaron en el Carbonífero, se cerró completamente el océano formándose los Montes Urales.

En el Silúrico

Se comenzó a producir la fusión de Laurentia-Báltica y Avalonia, con la desaparición del océano Iapetus, y la formación del continente de las Viejas Areniscas Rojas o Euramérica. Puesto que durante el Silúrico este proceso no terminó, los principales grupos oceánicos (braquiópodos y graptolites) eran muy cosmopolitas. Hay pruebas de que las placas de hielo eran menos extensas que aquellas pertenecientes a la glaciación del Ordovícico Superior.

Cuando la proto-Europa colisionó con Norteamérica, la colisión plegó los sedimentos costeros que se habían acumulando desde el Cámbrico frente a la costa este de Norteamérica y la costa oeste de Europa. Este evento es la Orogenia Caledoniana, una serie de montañas que se extendía desde el Estado de Nueva York a Europa, incluyendo Groenlandia y Noruega. Hacia final del Silúrico, el nivel del mar descendió de nuevo, dejando cuencas de evaporitas desde Michigan al oeste de Virginia, y las nuevas cadenas montañosas fueron rápidamente erosionadas. El río Teays, que fluía en medio del continente, erosionó los estratos del Ordovícico, dejando huellas en los estratos del Silúrico del norte de Ohio e Indiana.

El nivel del mar era muy elevado y el clima era cada vez más cálido, con lo que gran parte de las tierras ecuatoriales fueron sumergidas. Esto condujo al mayor desarrollo de comunidades oceánicas tropicales del Eón Fanerozoico. El gran océano de Panthalassa cubría la mayor parte del hemisferio norte. Otros océanos de menor tamaño incluyen las dos fases del Tetis, Proto-Tetis y Paleo-Tetis, el Océano Rheico, el Océano Iapetus (ahora entre Avalonia y Laurentia), y el recién formado Océano Ural.

Océano Paleo-Tetis

La placa de Cimmeria comienza a desplazarse hacia el norte reemplazando el océano Paleo-Tetis por Tetis. El dibujo presenta la situación hace 280 millones de años.

El océano Paleo-Tetis es un antiguo océano del Paleozoico situado entre el supercontinente Gondwana y Euramérica. Se comenzó a formar a finales del Ordovícico, hace uno 450 millones de años, reemplazando al antiguo océano Proto-Tetis. Desapareció a finales del Triásico, hace unos 200 millones de años, siendo reemplazado por el océano Tetis.

El océano Paleo-Tetis se comenzó a formar a fines del Ordovícico cuando una dislocación separa de Gondwana dos pequeños fragmentos, las denominadas Tierras Húnicas. Estas se dividen en la Húnica Europea, hoy la corteza terrestre bajo parte de Europa central (llamada Armórica) y de la península ibérica, y la Húnica Asiática, hoy la corteza de China y partes del este de Asia Central. Estos fragmentos comienzan a avanzar hacia el norte, en dirección a Euramérica. Durante este proceso, el océano Rheico comienza a desaparecer entre Euramérica y las Tierras Húnicas. En el Devónico, la parte oriental del océano Paleo-Tetis se abre, cuando los microcontinentes de China del Norte y China del Sur se desplazan hacia el norte. Esto provocó el decrecimiento del océano Proto-Tetis, un precursor de Paleo-Tetis, hasta el Carbonífero tardío, cuando China del Norte colisionó con Siberia.

Sin embargo, a fines del Devónico, una zona de subducción formada al sur de las Tierras Húnicas, comenzó a subducir la corteza oceánica del Paleo-Tetis. Gondwana se desplaza hacia el norte, un proceso mediante el cual la parte occidental del océano Paleo-Tetis se cerraría. En el Carbonífero se produjo la colisión continental entre Euramérica y las Tierras Húnicas. En Norteamérica a esto se le denomina Orogenia apalache, mientras que en Europa es la Orogenia hercínica. El océano Rheico desaparece por completo y en el oeste se cierra el Paleo-Tetis.

A fines del Pérmico, la pequeña y alargada placa de Cimmeria (hoy la corteza de Turquía, Irán, Tibet y partes de Asia sudoriental) se separó de Gondwana (que en este momento forma parte de Pangea). Al sur del continente Cimeria se comienza a formar un nuevo océano, el Tetis. A finales del Triásico, todo lo que queda del océano Paleo-Tetis fue un estrecho canal marítimo. En el Jurásico Inferior, como parte de la Orogenia Alpina, la corteza oceánica del Paleo-Tetis es subducida bajo la placa Cimmeria, cerrando el océano del oeste a este. En la actualidad podría quedar un último vestigio del océano Paleo-Tetis bajo el mar Negro.

El papel que jugaron los Paleo-Tethys en el ciclo del supercontinente, y especialmente la desintegración de Pangea, no está resuelto. Algunos geólogos argumentan que la apertura del Atlántico Norte se desencadenó por la subducción de Panthalassa en los márgenes occidentales de las Américas, mientras que otros argumentan que el cierre de Paleo-Tethys y Tethys dio lugar a la ruptura. En el primer escenario, los penachos del manto causaron la apertura del Atlántico y la ruptura de Pangea y el cierre del dominio Tethyan fue una de las consecuencias de este proceso; en el otro escenario, las fuerzas longitudinales que cerraron el dominio de Tethyan se transmitieron latitudinalmente en lo que hoy es la región del Mediterráneo, lo que dio como resultado la apertura inicial del Atlántico.^[4]

Historia

Imagen de Paleo-Tethys Ocean, antes de que la Placa Cimmeria se mueva hacia el norte, lo que hizo que el océano se cerrara, el Paleo-Tethys Ocean se cerró alrededor de 180 mya. ~ 290 mya (Pérmico Temprano).

La placa de Cimmeria comienza a moverse hacia el norte, cerrando el Océano Paleo-Tethys, mientras que el Océano Tetis comienza a abrirse desde el sur. ~ 249 mya (límite permiano-triásico).

El Océano Paleo-Tethys comenzó a formarse cuando la propagación de arcos de fondo separó los terranes del Hunic europeo de Gondwana en el Ordovícico tardío, para comenzar a moverse hacia Euramerica (también conocida como el Viejo Continente de Arenisca Roja) en el norte. En el proceso, la placa debajo del Océano Rheico entre Euramérica y los terranes húnicos europeos subducidos y las grietas en esta placa dieron como resultado la formación de un pequeño Océano Renherliniano que duró hasta el último tiempo de Carbonífero.^{[5] [6]}

En el Devónico temprano, la parte oriental de Paleo-Tethys se abrió, cuando los húnicos asiáticos terranes, incluidos los microcontinentes del norte y sur de China, se movieron hacia el norte.^{[6] [7]}

Océano Reico

El océano Reico u océano Rhéico es un antiguo océano que durante el Paleozoico se localizaba entre el supercontinente Gondwana y los pequeños continentes del Norte. Estos incluían Laurentia (la futura Norteamérica), Báltica (norte de Europa) y Avalonia (sur de Europa). Estos pequeños continentes, junto con Siberia que se encontraba más al norte se unirían pronto para formar el supercontinente Laurasia.

Etimología

El océano entre Laurentia y Báltica tomó su nombre por Jápeto, en la mitología griega el padre de Atlas, de la misma forma que el océano de Jápeto fue el predecesor del océano Atlántico. El océano entre Gondwana y Báltica se denomina océano Reico por Rea, hermana de Jápeto.

Evolución

Todo comenzó con una fisura en el supercontinente Gondwana, que obligó Avalonia a atravesar el océano Iapetus en la primera parte del Ordovícico Medio, abriendo el nuevo océano. Durante gran parte del Ordovícico Tardío, el océano Rheico parece haber aumentado tan rápido como hoy la Dorsal del Pacífico oriental (a 17 cm/año). Cuando Báltica y Laurentia chocaron entre sí a finales del Ordovícico para formar el continente de Euramérica, el océano Rheico ya se había ampliado, en sustitución del océano de Japeto, que en este momento se había convertido en un estrecho canal entre Avalonia y Laurentia.

El océano Reico se empezó a cerrar en el Devónico, cuando el supercontinente Gondwana deriva hacia Euramérica. A finales del Devónico, se convirtió en un océano estrecho entre Gondwana y Euramerica. En el Carbonífero Inferior (Misisipiense), la parte oriental del océano Rheico ya se había cerrado, debido a la colisión del este de Norteamérica con África. Más tarde, Sudamérica chocó contra el sur de Norteamérica, cerrando completamente el océano. Esta colisión creó las orogenias apalache y varisca.

El océano Réico, abierto durante el Paleozoico inferior entre Gondwana y Avalón.

En estos momentos, el surco era un mar bastante plano y poco profundo, situado en una zona tropical, con aguas cálidas, bien oxigenadas y con pocos aportes continentales. Estas condiciones, junto a la química marina del momento, favorecieron el crecimiento de arrecifes, que están presentes en las dos formaciones calcáreas del Devónico (Fm. Santa Lucía y Fm. Portilla). Cuando, por cuestiones probablemente tectónicas, la erosión continental se intensificaba, llegaban al mar aportes sedimentarios que provocaban la muerte de los arrecifes (Fms. Huergas y Nocedo) y la sustitución de series carbonatadas por series terrígenas.

Al iniciarse el Devónico superior, en la Zona Cantábrica comienzan a advertirse procesos tectónicos que indican la proximidad de la Orogenia Hercínica, esto es, del choque de continentes para formar el supercontinente único, Pangea. En este contexto, el norte de la Península Ibérica se acercaba, junto con el norte de África y parte de Europa, a Norteamérica, con quien terminaría colisionando. Este choque, denominado Orogenia Hercínica o Varisca, supuso el cierre del mar somero que había existido durante todo el Paleozoico anterior, así como el levantamiento (mediante plegamiento, cabalgamientos y otras fallas) de los materiales, ya consolidados, que se habían depositado en este mar.

‐Reconstrucción paleogeográfica global para el Devónico Inferior, y más en detalle para Iberia. Leyenda: CI: Centroiberia, MCE: Macizo Cantabro‐Ebroico, SIA: Surco Ibero‐Armoricano; 1(en rojo): Aportes de detríticos desde las áreas fuente al SIA, 2(en azul): Ascenso o ” upwelling ” de aguas frías oceánicas (Figura modificada de Herrera y Villas, 2013 y con datos de Carls, 1988,1999).

La separación entre Laurentia y Gondwana iniciada en el Cámbrico continuó en el Ordovícico, aunque con importantes diferencias. La primera de ellas es que el océano Iapetus, que separa Laurentia de Avalonia y Carolina, sufre la activación de su margen norte (Laurentia), por lo que la cuenca oceánica empieza ya a iniciar su cierre.

Pero esto no conlleva un acercamiento entre Laurentia y Gondwana, ya que más al sur el océano Rheico sigue ensanchándose a expensas del Iapetus, pero sí significa una aproximación de Avalonia y Carolina hacia Laurentia. En el Ordovícico los continentes formados ya en el Cámbrico siguen separándose por la expansión de los diferentes mares y océanos (modificado a partir de jan.ucc.nau.edu).

El final del Ordovícico está marcado por la primera de las cinco grandes extinciones de la historia del planeta, en concreto la segunda mayor de todas ellas.

Ordovícico Superior, 450 millones de años

Devónico

El período Devónico abarca desde los 419 a los 359 millones de años. Fue utilizado por primera vez en 1830 para describir una secuencia de rocas en Devonshire, Inglaterra. En 1839 fue adoptado por Sedgwick y Murchinson para definir este período. Más tarde se comprobó que las series aparecían en la Europa continental y se aceptó internacionalmente.

Paleografía

En el hemisferio norte, chocan los dos continentes Laurentia y Báltica, cerrando el océano de Jápeto y formando una cadena montañosa donde una vez estuvo el mar. Esto se conoce como la orogenia Caledoniana. En el hemisferio meridional el gran supercontinente Gondwana se mueve constantemente hacia el norte.

Océano Janty

El océano Janty, también Khanty,  fue un antiguo y pequeño océano que existió desde el final del Precámbrico hasta el Silúrico. Se localizaba entre Báltica y Siberia, limitando con los océanos de Panthalassa al norte, Proto-Tetis al noreste y con el Paleo-Tetis al sur y este. El océano se formó cuando el supercontinente de Proto-Laurasia, poco después de la disolución de Pannotia (hace unos 600 millones de años), se fragmentó y creó tres continentes separados, Laurentia, Báltica, y Siberia. El océano Janty se situaba entre Siberia y Báltica. En la misma época se formó el océano Iapetus, hermano del Janty, entre Laurentia y Báltica (ahora parte de Euramérica). El océano Janty se cerró cuando un arco insular denominado Arco Sakmarian colisionó con Báltica. En el extremo noreste del arco se formó un nuevo océano, el océano Ural.

Avalonia aún no había colisionado con Laurentia, pero cuando Avalonia avanzaba hacia Laurentia, el camino de tierra entre ellos, un remanente del océano de Jápeto, se estaba encogiendo lentamente.

Mientras tanto, el sur de Europa se separó de Gondwana y comenzó a moverse hacia Euramérica a través del recién formado océano Reico.

Distribución de los continentes hace 470 millones durante el Ordovícico Medio. Los tres pequeños continentes son Laurentia, Siberia y Báltica, mientras que el más grande es Gondwana. El océano Khanty se localiza entre Siberia y Báltica.

Durante el Cámbrico, el continente independiente de Laurentia (qué posteriormente se convirtió en Norteamérica) estuvo fijo en el Ecuador, rodeado con tres océanos, el océano Pantalásico al norte y al oeste, el océano Iapetus al sur, y el océano Khanty al este. Al inicio del Ordovícico, el microcontinente de Avalonia (una masa de tierra que se convertiría en los Estados Unidos, Nueva Escocia e Inglaterra), se separó de Gondwana y comenzó su viaje hacia Laurentia.

Hacia el final del Ordovícico, Báltica chocó con Laurentia, y el norte de Avalonia chocó con Báltica y Laurentia. Entonces, Laurentia, Báltica y Avalonia se unieron para conformar al supercontinente menor de Euramérica o Laurusia, cerrando el océano Iapetus, mientras que el océano Rheico se expandió hacia la costa meridional de Avalonia. La colisión también dio lugar a la formación de los Apalaches norteños. Siberia se asentó cerca de Euramérica con el océano Janty entre los dos continentes. Mientras todo esto estaba sucediendo, Gondwana se desplazó lentamente hacia el polo sur. Este fue el primer paso de la formación de Pangea.

El segundo paso en la formación de Pangea fue la colisión de Gondwana con Euramérica y se une a ella. Durante el Silúrico, Báltica ya había chocado con Laurentia para formar Euramérica. Avalonia no había chocado con Laurentia todavía, y una vía marítima entre ellos (que era un remanente del océano Iapetus) todavía se contraía al mismo tiempo que Avalonia avanzaba lentamente hacia Laurentia. Mientras tanto, Europa meridional se separó de Gondwana y comenzó a dirigirse hacia Euramérica a través del recientemente formado océano Rheico y colisionó con Báltica meridional durante el Devónico. Sin embargo, este microcontinente tan solo era una placa oceánica. El océano Janty (el océano hermano de Iapetus), también se contrajo al mismo tiempo que un arco insular desgajado de Siberia chocó con Báltica del este (ahora parte de Euramérica). Detrás de este arco insular se estaba formando un océano nuevo, el océano Ural.

Océano Proto-Tetis

El océano Proto-Tetis fue un antiguo océano que existió desde finales del período Ediacárico al Carbonífero (550-330 Ma). Se trata del predecesor del océano Paleo-Tetis. El océano se formó cuando Pannotia se desintegró y Proto-Laurasia (Laurentia, Báltica y Siberia) se dislocó del supercontinente que se convertiría en Gondwana. El océano Proto-Tetis se formó entre estos dos supercontinentes. El océano estaba bordeado por el océano Panthalassa al norte, separado por arcos insulares y Kazakhstania.

El océano Proto-Tetis se amplió durante el Cámbrico. El océano estaba en su máxima extensión desde finales del Ordovícico al Silúrico Medio. El océano estaba situado entre Siberia al oeste y Gondwana al este. El océano comenzó a disminuir durante el Silúrico Tardío, cuando China del Norte y China del Sur se desgajaron de Gondwana y se dirigieron hacia el norte. A finales del Devónico, el microcontinente de Kazakhstania colisionó con Siberia, disminuyendo el océano aún más. El océano se cerró cuando el cratón del Norte de China colisionó con Siberia-Kazakhstania durante el Carbonífero, mientras el océano Paleo-Tetis se ampliaba.

El mar de Tetis en otros períodos

A medida que la teoría de la deriva continental ha ido siendo ampliada y mejorada, se ha extendido el nombre de Tetis a otros océanos que le precedieron. El Paleo-Tetis, mencionado arriba, existió desde el Silúrico, hace 440 millones de años, hasta el Jurásico. A este le precedió el océano Proto-Tetis, formado hace 600 millones de años.

Océano Proto-Tetis

Distribución de los continentes hace 500 millones de años durante el Cámbrico Inferior, una vez que Pannotia se fragmentase. Los tres pequeños continentes son Laurentia, Siberia y Báltica, mientras que el grande es Gondwana. El océano Proto-Tetis se localiza entre Gondwana y los pequeños continentes, el océano Khanty entre Siberia y Báltica y el océano Iapetus entre Laurentia y Báltica.

Distribución de los continentes hace 370 millones de años durante el Devónico. Al norte está situado el continente Siberia, en el medio el supercontinente de Euramérica, y al sur Gondwana. Los microcontinentes de China del Norte y China del Sur se desgajan de Gondwana y a su paso el océano Proto-Tetis es sustituido por el océano Paleo-Tetis.

https://www.taringa.net/+ciencia_educacion/deriva-continetal-megapost_12x2ia

https://www.agenciasinc.es/var/ezwebin_site/storage/original/video/aea58730b2388d5288dcb6ae8984bebc.mp4

Mar de Tornquist

El mar de Tornquist era un mar ubicado entre los paleocontinentes de Avalonia y Baltica hace unos 600 a 450 millones de años. Los restos del mar forman hoy una sutura que se extiende a través del norte de Europa (Zona Tornquist).

Mapa tectónico de Europa; La Zona Teisseyre-Tornquist se encuentra entre el Macizo de Londres-Brabante (= Avalonia Oriental) y el Escudo Báltico. El mar Tornquist se extiende a través de Dinamarca.

Probablemente se formó al mismo tiempo (c. 600 Ma) como el Océano Iapetus. Gondwana, incluida Avalonia hasta Ordovícico temprano, estaba separada de Baltica en todo el Cámbrico. Probablemente se cerró durante el Ordovícico tardío en el momento de la Orogenia Shelveian del oeste de Inglaterra.^[1]

Existen evidencias de fauna, paleomagnética, paleogeográfica y aparente polar para el momento del cierre de Avalonia Oriental (Inglaterra, Gales e Irlanda del Sur) y Baltica.^[2]

La colisión Baltica-Avalonia también resultó en que el Océano Rheico dejó de expandirse al sur de Avalonia alrededor de 450 Ma, en un gran magmatismo en Avalonia, una gigantesca caída de ceniza en el Báltica y un metamorfismo en el actual norte de Alemania.^[3]

Sutura actual

La sutura resultante del cierre del Mar de Tornquist se puede ver en el este de Inglaterra y en el Distrito de los Lagos como un arco de rocas ígneas pertenecientes al Ordovícico. Las series volcánicas en el este de Inglaterra, las Ardenas y el Cinturón de Phyllite del Norte se originaron entre el Mar de Tornquist y el Océano Reico durante el Ordovícico y el Silúrico.^[1]

Donde Baltica y Avalonia finalmente chocaron es ahora una sutura conocida como la Línea o Zona Teisseyre-Tornquist; el nombre de su descubridor, el geólogo polaco Wawrzyniec Teisseyre y el geólogo alemán Alexander Tornquist. Este linaje todavía marca la transición entre, por un lado, el Cratón precámbrico del este y el norte de Europa y, por otro lado, el oreo paleoicoico de Europa occidental y el Mediterráneo. Es parte de una zona de deformación más amplia que atraviesa Europa, desde las Islas Británicas hasta el Mar Negro, conocida como la Zona de sutura transeuropea (TESZ).^{[4] [5]}

El océano de Jápeto fue un océano que existió hace entre 600 y 400 millones de años, entre los periodos neoproterozoico y paleozoico. En el hemisferio sur de la Tierra, este océano estaba ubicado entre Laurentia o Laurencia (Escocia, Norteamérica y Groenlandia) al oeste, Báltica formado por (Escandinavia y Europa oriental) al este y Avalonia (Reino Unido, Europa noroccidental) al sur además de otras tierras menores emergidas y situadas al oeste de Avalonia (son las tierras que forman actualmente parte de Nueva Inglaterra, Nueva Escocia y Acadia).

El océano de Jápeto es considerado precursor del actual océano Atlántico, de ahí que toma el nombre del titán Jápeto, padre de Atlas en la mitología griega, que a su vez, origina el nombre de Atlántico para designar al océano que está más allá de las Columnas de Hércules (estrecho de Gibraltar).

Forma parte de este océano el Mar de Tornquist situado entre Avalonia y Báltica

Este océano desapareció cuando tras las orogenias caledoniana, acádica y tacónica, todas las masas continentales se unieron para formar un gran supercontinente denominado Laurusia o Euramérica entre los periodos cámbrico y ordovícico hace 400 millones de años.

Area de tornquist

Las zonas Sorgenfrei (SZ) y Teisseyre (TZ) constituyen el área de Tornquist

El área de Tornquist es una gran zona de fallas orientada de noroeste a sureste, que se extiende desde el Mar del Norte hasta Polonia, a través del sur de Suecia (Skåne) y la isla danesa de Bornholm. Tradicionalmente se divide en dos partes: el área de Sorgenfrei-Tornquist en el noroeste, y el área de Teisseyre-Tornquist en el sureste, el cruce en Bornholm ¹ . Esta zona constituye la zona de unión entre el escudo escandinavo (Paleocontinent Baltica) y el resto de Europa (cuya frontera norte es la Avalonia paleocontinente) ¹ . Se formó durante el cierre del Océano Tornquist.

Esta zona tectónica es responsable de la formación de varias estaciones en Skåne, como Romeleåsen, Söderåsen, Linderödsåsen… Estas estaciones son formas de relieve prominentes en la región, aunque solo culminan en poco más de 200 m ¹ .

El área toma su nombre del geólogo alemán Alexander Tornquist (de) (1868-1944), quien la estudió.

https://es.wikipedia.org/wiki/Orogenia_caledoniana

Océano de Jápeto

Continentes y océano de Jápeto, hace 550 millones de años

Mapa del Atlántico Norte tras la orogenia caledónica. Los fósiles del Cámbrico y Ordovícico son diferentes a ambos lados de la línea roja que marca el cierre oceánico, probando la existencia del océano de Jápeto antes de dicha orogenia.

El océano de Jápeto u océano de Iapetus fue un océano que existió hace entre 600 y 400 millones de años, entre los periodos neoproterozoico y paleozoico, este océano se formó a raíz de la separación de Proto-laurasia. En el hemisferio sur de la Tierra, este océano estaba ubicado entre Laurentia o Laurencia (Escocia, Norteamérica y Groenlandia) al oeste, Báltica formado por (Escandinavia y Europa oriental) al este y Avalonia (Reino Unido, Europa noroccidental) al sur además de otras tierras menores emergidas y situadas al oeste de Avalonia (son las tierras que forman actualmente parte de Nueva Inglaterra, Nueva Escocia y Acadia).

El océano de Jápeto es considerado precursor del actual océano Atlántico, de ahí que toma el nombre del titán Jápeto, padre de Atlas en la mitología griega, que a su vez, origina el nombre de Atlántico para designar al océano que está más allá de las Columnas de Hércules (estrecho de Gibraltar).

Forma parte de este océano el mar de Tornquist situado entre Avalonia y Báltica

Este océano desapareció cuando tras las orogenias caledoniana, acádica y tacónica, todas las masas continentales se unieron para formar un gran supercontinente denominado Laurusia o Euramérica entre los periodos cámbrico y ordovícico hace 400 millones de años.

Océano de Jápeto

Situación del Océano de Jápeto entre los paleocontinentes de Laurencia, Báltica y Avalonia durante el periodo ordovícico.

El océano de Jápeto fue un océano que existió hace entre 600 y 400 millones de años, entre los periodos neoproterozoico y paleozoico. En el hemisferio sur de la Tierra, este

Reconstrucción de cómo el Océano de Iapetus y los continentes circundantes podrían haber sido arreglados durante el último período de Ediacaran

El Océano de Japeto^[1] fue un océano que existió en las eras neoproterozoicas tardías y paleozoicas tempranas de la escala de tiempo geológica (entre 600 y 400 millones de años). El Océano Japeto estaba situado en el hemisferio sur , entre los paleocontinentes de Laurentia , Baltica y Avalonia. El océano desapareció con las orogenias Acadia, Caledonia y Tacónica, cuando estos tres continentes se unieron para formar una gran masa de tierra llamada Euramérica. Se ha propuesto que el Océano Ípeto “meridional” se haya cerrado con las orogenías Famatiniana y Tacónica, lo que significa una colisión entre Gondwana Occidental y Laurentia.

La falla geológica en Niarbyl es la única indicación visible restante del Océano Iapetus.

A comienzos del siglo XX, el paleontólogo estadounidense Charles Walcott notó diferencias en los primeros trilobites bentónicos paleozoicos de Laurentia (como Olenellidae, la llamada “fauna del Pacífico”), tal como se encuentra en Escocia y el oeste de Terranova y los de Baltica (como Paradoxididae, a menudo llamada la “fauna atlántica”), que se encuentra en las partes meridionales de las Islas Británicas y el este de Terranova. Los geólogos de principios del siglo XX presumieron que existía una gran depresión, llamada geosincina, entre Escocia e Inglaterra en el Paleozoico temprano, manteniendo ambos lados separados.^[3]

Con el desarrollo de la tectónica de placas en la década de 1960, geólogos como Arthur Holmes y John Tuzo Wilson llegaron a la conclusión de que el Océano Atlántico debía tener un precursor antes de la época de Pangea. Wilson también notó que el Atlántico se había abierto aproximadamente en el mismo lugar donde se había cerrado su océano precursor. Esto lo llevó a su hipótesis del ciclo de Wilson.^[3]

Origen neoproterozoico

En muchos lugares de Escandinavia se encuentran diques basálticos con edades entre 670 y 650 millones de años. Estos se interpretan como evidencia de que, para ese entonces, habían comenzado las divisiones que formarían el Océano Iapetus.^[4] En Terranova y Labrador, también se cree que los diques de Gran Alcance se formaron durante la formación del Océano Iapetus.^[5] Se ha propuesto que tanto el Complejo Fen en Noruega como el Complejo Alnö en Suecia se formaron como consecuencia de la leve tectónica extensional en el antiguo continente de la Báltica que siguió a la apertura del Océano Iapetus.^[6]

El Océano Austral de Iapetus se abrió entre Laurentia y el suroeste de Gondwana (ahora Sudamérica) alrededor de 550 Ma en la transición Ediacaran – Cámbrico. En el momento en que lo hizo se cerró el océano Adamastor más al este.^[7] La apertura del Océano Iapetus probablemente sea posterior a la apertura del Océano Puncoviscana, y el Océano Iapetus se separará del Océano Puncoviscana por el terrane Arequipa-Antofalla en forma de cinta. Sin embargo, la formación de ambos océanos no parece estar relacionada.^[8]

Paleozoico

Posición de los continentes después de la orogenia caledoniana (Devónico a Pérmico). Las diferencias en las faunas fósiles en ambos lados de la línea roja (la sutura de Iapetus) son evidencia de la existencia de un océano entre los dos lados en el tiempo antes de que los continentes se unieran en el supercontinente Pangea.^[9]

Al suroeste de Jápeto, un arco de islas volcánicas evolucionó desde el Cámbrico temprano (hace 540 millones de años) en adelante. Este arco volcánico se formó sobre una zona de subducción donde la litosfera oceánica del Océano de Iapetus se subduce hacia el sur bajo otra litosfera oceánica. Desde la época del Cámbrico (hace unos 550 millones de años), el Océano Ípeto occidental comenzó a crecer progresivamente más estrecho debido a esta subducción. Lo mismo sucedió más al norte y al este, donde Avalonia y Baltica comenzaron a moverse hacia Laurentia desde el Ordovícico (488-444 millones de años) en adelante.^[4]

Las faunas trilobíticas de las plataformas continentales de Báltica y Laurentia son todavía muy diferentes en el Ordovícico, pero las faunas silurianas muestran una mezcla progresiva de especies de ambos lados, porque los continentes se acercaron más.^[10]

En el oeste, el océano Japeto se cerró con la orogenia tacónica (hace 480-430 millones de años), cuando el arco de la isla volcánica chocó con Laurentia. Algunos autores consideran que la cuenca oceánica al sur del arco de la isla también forma parte de Iapetus, esta rama se cerró durante la orogenia acadiana posterior, cuando Avalonia chocó con Laurentia.^{[ cita requerida ]}

Se ha sugerido que el océano de Iapetus sur se cerró durante una colisión continental entre Laurentia y Gondwana occidental (América del Sur). De hecho, el orógeno Taconic sería la continuación hacia el norte del orógeno Famatiniano expuesto en Argentina.^{[11] [B]}

Mientras tanto, las partes orientales también se habían cerrado: el mar de Tornquist entre Avalonia y Baltica ya en el último ordovícico,^[12] la rama principal entre Baltica-Avalonia y Laurentia durante las fases Grampian y Scandian de la orogenia de Caledonia (440-420 millones de años).^{[ cita requerida ]}

Al final del período silúrico (hace aproximadamente 420 millones de años), el Océano Íápeto había desaparecido por completo y la masa combinada de los tres continentes formó el “nuevo” continente de Laurasia,^[13] que sería el componente norte de la región. Supercontinente singular de pangea.^{[ cita r}

El Océano de Japeto fue un océano que existió en las eras neoproterozoicas tardías y paleozoicas tempranas de la escala de tiempo geológica (entre 600 y 400 millones de años). El Océano Japeto estaba situado en el hemisferio sur, entre los paleocontinentes de Laurentia, Baltica y Avalonia. El océano desapareció con las orogenias acadiana, caledonia y tacónica, cuando estos tres continentes se unieron para formar una gran masa de tierra llamada Euramérica. Se ha propuesto que el Océano Ípeto “meridional” se haya cerrado con las orogenías Famatiniana y Tacónica, lo que significa una colisión entre Gondwana Occidental y Laurentia.