La Arquitectura e Historia Geológica del Continente Antártico 1. Supercontinentes La tectónica de placas hoy día ya no es una teoría, sino un hecho, dado que desde hace más de 20 años se pueden medir los movimientos de las placas tectónicas directamente mediante la geodesia satelital (ver por ejemplo Dietrich & Gendt, 1986; Dietrich et al., 2001). La gran mayoría de los geocientíficos están de acuerdo en que la orogénesis (formación de cordilleras) y la tectónica de placas funcionaron de la misma forma que hoy, al menos desde el Proterozoico, es decir, a partir de los 2.500 millones de años (Ma) atrás.

Fig. 1: Modelo tradicional del supercontinente Rodinia (modificado según Meert & Torsvik, 2004). El modelo muestra dos eventos de desmembramiento a lo largo de los margenes de Laurentia, uno a lo largo del margen actual occidental entre aprox. 800 y 700 Ma atrás, el otro a lo largo del margen actual oriental aprox. entre 600 y 550 Ma atrás

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La colisión de las placas tectónicas une continentes que antes estuvieron separados. Se puede pensar que, varias veces durante la larga historia de nuestro planeta, diferentes continentes colisionaron, se unieron y formaron continentes gigantes, los supercontinentes. De acuerdo a la información que se maneja actualmente, eso pasó al menos dos veces en la historia del planeta, una vez hace 1.100 - 1.000 Ma, en el Mesoproterozoico, y otra hace 600-500 Ma, en el límite Neoproterozoico/Paleozoico. El primero de estos supercontinentes se llamó Rodinia (Fig. 1), mientras que el segundo fue denominado Gondwana (Fig. 2). Hace 300 Ma atrás, en el límite Carbonífero/Permio, el Gondwana se unió con otro gran continente, que estaba conformado principalmente por las tierras del hemisferio norte (Laurasia), formando el supercontinente Pangea. Las colisiones de placas tectónicas que resultaron en la formación del Rodinia se conocen como Orogenia Grenvilliana, mientras que aquellas que formaron el Gondwana se han denominado Orogenia Panafricana. En la Antártica, esta ultima también es llamada Orogenia Ross.

Fig. 2: Reconstrucción del supercontinente Gondwana mostrando las orogenias (cordilleras) de 500-600 millones de años de edad (zonas achuradas) que representan las suturas entre los continentes individuales que juntos formaron Gondwana. Los signos de interrogación marcan áreas donde la continuación de las orogenias está en discusión o desconocida por la cobertura de hielo. Modificado según Kleinschmidt (2001).

2. Historia de la investigación En 1885, y basándose en la distribución de las floras fósiles y de sedimentos de origen glacial, el científico suizo Eduard Suess propuso la existencia en el pasado de un supercontinente que incluía las actuales India, África y Madagascar, al que se sumaron posteriormente Australia y Sudamérica. A este 2

supercontinente le denominó Gondwana (etimológicamente “la tierra de los Gondi”, una tribu dravídica de la India). Suess imaginaba el Gondwana como una gigantesca placa de silicio y aluminio, que abarcaba cerca de 150° de longitud y que ocupaba el área comprendida desde Sudamérica hasta la India peninsular. Suess no llegó a convencerse de incluir a Australia y Antártica como parte de Gondwana, pero sus discípulos enmendaron la omisión. En estos tiempos, considerando las dificultades que tendrían las plantas para poblar continentes separados por miles de kilómetros de mar abierto, los geólogos creían que los continentes habrían estado unidos por puentes terrestres, hoy sumergidos. El astrónomo y meteorólogo alemán Alfred Wegener (1880-1930) fue quien sostuvo que los continentes en el pasado remoto habían estado unidos en un supercontinente de nombre Pangea, que posteriormente se habría disgregado por la deriva continental (Wegener, 1915). Su libro Entstehung der Kontinente und Ozeane (La Formación de los Continentes y Océanos) tuvo poco reconocimiento y fue criticado por la falta de evidencia a favor de la deriva, por la ausencia de un mecanismo que la causara y porque se pensaba que tal deriva era físicamente imposible. En 1937, el geólogo sudafricano Alexander Du Toit publicó una larga lista de evidencias a favor de la existencia de dos supercontinentes, Laurasia y Gondwana, separados por un océano de nombre Tethys, el cual dificultaría la migración de floras entre los dos supercontinentes (Du Toit, 1937). Du Toit también propuso una reconstrucción del Gondwana basada en la disposición complementaria (como un rompecabezas) de las masas continentales y correlacionando geológicamente localidades actualmente distantes.

3. Evolución geológica – La arquitectura del continente Antártico 3.1 Los núcleos antiguos (los cratónes) Las partes más antiguas de los continentes, es decir los núcleos precámbricos, se llaman cratónes. Estos tienen más de 542 Ma de edad (por eso precámbrico), e incluso, la gran mayoría de ellos, supera los 1.000 Ma. En la Antártica se distinguen dos áreas cratónicas: El pequeño cratón Grunehogna (también llamado Maudheim) se ubica en la parte occidental de la Tierra de Dronning Maud (Fig. 3). Consiste de sedimentos subhorizontales y poco deformados de más de un millardo de años de edad (Mesoproterozoico). Su basamento cristalino, que es todavía más antiguo, aflora solamente en algunas pocas y pequeñas áreas. El cratón más grande representa amplias partes de la Antártica Oriental (Figs. 2 & 3). Ahí se encuentran las rocas más antiguas del continente (entre 1,5 y 3 millardos de años). Este cratón no sufrió grandes cambios durante los 500 Ma pasados. Debido a la extensión del casquete de hielo, los afloramientos están restrigidos a las Montañas Thiel, el sur de la Cordillera Shackleton, el margen del continente en la Tierra de Enderby, a las Montañas Prince Charles, los Cerros Vestfold, a la Tierra de Wilkes y la Tierra de George V. (Fig. 3). Las rocas usualmente tienen un alto grado de metamorfismo. 3.2 Las áreas de la Orogenia Grenvilliana Estas son las áreas que fueron deformadas durante la Orogenia Grenvilliana, hace 1,1 – 1,0 millardos de años (Fig. 3). Hasta hace pocos años atrás se las consideró como parte de los cratónes, pero hoy en día se habla de ellas como unidades separadas. El inventario completo de la Orogenia Grenvilliana (pliegues, fallas inversas, metamorfismo, magmatismo) es visible sobre todo en el parte de la Tierra de Dronning Maud conocida como Tierra de Neuschwaben. 3.3 Las áreas de la Orogenia Ross/Panafricana La Orogenia Ross se formó hace 500-600 millones de años atrás (Fig. 2) y está expresada sobre todo en las Montañas Transantárticas, desde el lado pacífico (el norte de la Tierra de Victoria) hasta el lado 3

Fig. 3: La architectura geológica del continente Antártico y localidades mencionadas en el texto. Modificado según Kleinschmidt (2001).

atlántico (Montañas Pensacola). La parte más occidental de la Tierra de Marie Byrd también pertenece 4

a esta orogenia, aunque fue separada del resto cerca del Cretácico Superior (Fig. 3). En el mismo período se formaron la Codillera Shackleton y partes de la Tierra de Dronning Maud y Tierra de Neuschwaben. Hoy día, se usa más el termino Orogenia Panafricana para referirse a esta orogenia. 3.4 Antártica como parte del Gondwana durante el Paleozoico (542-251 Ma) Durante el Cámbrico (542-488 Ma), Gondwana tenía un clima moderado. La Antártica Occidental se ubicó parcialmente en el hemisferio norte y, durante esta época, se formaron grandes cantidades de areniscas, calizas y esquistos arcillosos. La Antártica Oriental se ubicaba en el ecuador, con invertebrados del fondo marino y trilobites viviendo en mares tropicales. Al comienzo del Devonio (416 Ma), el Gondwana se había movido más hacia el sur, por lo que el clima era más frío. Se tiene presencia de fósiles terrestres que datan de esa época. En el área que hoy corresponde a las Montañas Ellsworth, Horlick y Pensacola, ocurrió la sedimentación de arena y limo. Glaciación comenzó hacia el fin del Devonio (aprox. 360 Ma), cuando el Gondwana se centró en el polo sur y el clima se enfrió más. Sin embargo, plantas permanecieron en el continente. En muchos lugares, rocas sedimentarias del supergrupo Beacon están sobrepuestas de forma discordante y subhorizontal en las rocas de la Orogenia Ross/Panafricana; por ejemplo, en las Montañas Transantárticas, en el margen oriental de la Cordillera Shackleton y en Tierra de Neuschwaben. El supergrupo Beacon se formó entre el Devonio y el Triásico y consiste de areniscas fluviatiles, por lo tanto es de origen terrestre, no marino. Contiene también till (barro glacial) y carbón del período Carbonífero y Pérmico. Durante el Permico la flora estaba dominada por plantas similares a helechos, tales como Glossopteris que vivieron en pantanos. Con el tiempo, estos pantanos se transformaron en yacimientos de carbón, los que hoy se ubican en las Montañas Transantárticas. Hacia el fin del Permico, debido a un período de calentamiento continuo del clima, muchas partes del Gondwana llegaron a ser secas y calurosas. 3.5 Antártica durante el Mesozoico (251-65 Ma) La Orogenia Ellsworth/Weddell se formó hace 251-200 Ma (Triásico) a lo largo del margen Proto-Pacífico de la Antártica, asociado a la subducción de fondo océano pacífico por debajo del continente. Se encuentra aproximadamente adyacente a la Orogenia Ross y tira de las Montañas Ellsworth hacia las Montañas Pensacola, es decir, su orientación es más o menos perpendicular a las otras mega-estructuras, debido a una rotación secundaria (Fig. 3). La orientación original de la orogenia se estima de norte-sur. Como resultado de un

Fig. 4: El supercontinente Gondwana hace 200 Ma atrás. Poco después empezó a desmembrar. La Península Antártica también empezó a formarse en este tiempo.

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calentamiento continuo, las casquetes polares de hielo se fundieron y varias partes del Gondwana se transformaron en desiertos. En la Antártica Oriental se formaron grandes cantidades de areniscas y esquistos arcillosos. La Península Antártica empezó a formarse durante el Jurásico (200-145 Ma, Fig. 4). En este período hubo una importante presencia de árboles del tipo de los Ginkgo y cicados, así como reptiles, como el Lystrosaurus. Rocas magmáticas básicas de aproximadamente 180 Ma de edad (Jurásico Inferior) están distribuidas de manera más amplia que las del supergrupo Beacon. Se encuentran en Tierra de Neuschwaben, los alrededores de la Cordillera Shackleton, las Montañas Transantárticas, en la parte norte Fig. 5: El supercontinente Gondwana hace 160 Ma atrás. África de la Tierra de Victoria y en Tierra de empezó a separarse de la Antártica. George V. Dependiendo de sus características locales, los grupos de rocas son denominados con diferentes nombres. En el área de las Montañas Transantárticas, en el norte de la Tierra de Victoria y en la Tierra de George V., el nombre más común es “Ferrar-Dolerites”. Las rocas magmáticas intruyeron de forma subhorizontal rocas sedimentarias más antiguas o formaron amplias llanuras basálticas (“flood basalt”), de varios cientos de metros de espesor. Se las interpreta como evidencia y resultado de procesos extensionales de la corteza continental. Hace más de 170 millones de años, durante el Jurásico, las áreas terrestres de la Antártica estuvieron ubicadas al sur de la actual posición de África. La Antártica Occidental, en general, es mucho más joven y más heterogénea que la Antártica Oriental. Se formó cuando, a partir del Jurásico, se agregaron microplacas a la Antártica Oriental. En el Cretácico empezó un nuevo proceso de formación de hendiduras, resultando en que la Tierra de Marie Byrd se alejó nuevamente algunos cientos de kilómetros de la Antártica Oriental, formándose la fosa tectónica Bentley.

Fig. 6: La situación durante el Eoceno. La Antártica ya está ubicada en el polo Sur. Australia y Nueva Guinea empiezan a separarse de la Antártica, una de las razónes importantes que resultaron más tarde en el congelamiento de la Antártica.

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3.6 El desmembramiento de Gondwana (aprox. 160-23 Ma) África se separó de la Antártica alrededor de 160 Ma atrás (Fig. 5), seguido por el subcontinente Indio durante el Cretácico Inferior (aprox. 125 Ma). En la Antártica Occidental, los bosques dominaron durante todo el Cretácico (145-65 Ma), mientras que los amonites eran comunes en los mares alrededor de la Antártica. Mientras que al principio del Paleógeno (hace aprox. 65-60 Ma) el continente todavía era tropical o subtropical, estando conectado a Australia, el desplazamiento hacia el sur resultó en un enfriamiento progresivo. Hace aproximadamente 40 Ma (Eoceno), Australia y Nueva Guinea se separaron de la Antártica (Fig. 6), y hace aprox. 30 Ma empezaron a formarse los primeros campos de hielo. El Paso Drake empezó a abrirse hace aproximadamente 25 Ma (límite Oligoceno/Mioceno) entre la Antártica y Sudamérica (Fig. 7). Desde ese tiempo, la Antártica existe tal como la conocemos hoy día. La apertura del Paso Drake produjo, a su vez, la formación inicial de la corriente circumpolar, lo que fortaleció el proceso de congelamiento del continente. Los bosques que cubrían el continente hasta ese momento, con el tiempo desaparecieron. A partir de los 15 Ma, el continente estuvo cubierto de hielo casi en su totalidad. El casquete de hielo logró su extensión actual hace aproximadamente 6 Ma atrás. Hoy día la Antártica se ubica en el centro de una placa tectónica que está rodeada por dorsales hemioceánicas (Fig. 8). Solamente las Islas Shetland del Sur (grupo ubicado Fig. 7: La situación durante el Mioceno Inferior. El Paso Drake frente al sector norte de la Península se está abriendo entre Sudamérica y la Antártica. A partir de Antártica) se disponen sobre una propia este tiempo, la Antártica existe tal como la conocemos hoy microplaca. Un cinturón de volcanes cruza dia. todo el continente antártico; parte de ellos aun están activos, entre los que se puede nombrar al Monte Erebus (3.800 m), ubicado en la Isla Ross, en el sector del Mar de Ross (Fig. 3). 3.7 Los Andes Antárticos Esta orogenia ocupa toda la Península Antártica, llegando hasta la Costa Walgreen. Se formó entre el Jurásico y el Neogenio (es decir, durante los últimos 200 Ma) y representa el margen de incremento más joven del continente. Por lo tanto, los Andes Antárticos están asociados a los procesos subrecentes de tectónica de placas, con muchos testimonios y amplio conocimiento científico. Igual como los Andes Sudamericanos, aquellos antárticos representan una orogenia típica asociada a la subducción del fondo oceánico del Pacífico, con mucho magmatismo orogénico en forma de intrusiones graníticas y rocas volcánicas. La historia de la deformación y metamorfosis de esta cordillera es polifásica y muy compleja. Incluye plegamiento y tectónica de fallas inversas en el sur de la península (Tierra de Palmer, Isla Alexander), 7

tal como en el extremo norte (Península Trinity y las Islas Shetland del Sur). La metamorfosis de alta presión, típica de ambientes de subducción, se puede observar, por ejemplo, en la Isla Elefante (Islas Shetland del Sur, Fig. 3). 3.8 La tectónica de placas activa en Antártica hoy día La parte más joven de la Antártica, respecto a la actividad de las placas tectónicas, se encuentra al noroeste de la Península Antártica, y corresponde a la parte más externa de los Andes Antárticos. Incluye las Islas Shetland del Sur (desde la Isla Snow, en el suroeste, hasta Isla Elefante, en el noreste) y el Estrecho Bransfield (Fig. 3). Al noroeste de las Shetland del Sur hay una fosa oceánica (fosa Shetland) dónde todavía ocurre la subducción de la placa Drake por debajo de la placa Antártica (Figs. 3 & 9), pero a una velocidad muy baja. La mayoría de los volcanes extinguidos de estas islas están asociados a esta subducción.

Fig. 8: La actual situación geotectónica de la Antártica. Se encuentra al centro de una placa tectónica, circundado por dorsales hemioceánicos (en rojo) que marcan los límites con las placas tectónicas adjacentes. Los continentes están en gris. Modificado según imagenes del National Geophysical Data Center, National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), U.S. Department of Commerce (http://www.ngdc.noaa.gov/). Base de datos: Müller et al. (1997).

Además de la subducción de la placa Drake, se observan procesos extensionales en el área del Estrecho Bransfield. El archipiélago de las Islas Shetland del Sur, hasta aproximadamente 4 Ma atrás, formó parte de la Península Antártica. En esta época empezó un proceso de fracturación, separando una cinta estrecha de corteza continental de la península, desplazando a las Islas Shetland del Sur. Durante los 4 Ma pasados, este fragmento de la península se movió hacia el noroeste, hasta llegar a su posición actual, abriendo el Estrecho Bransfield. En el presente, el estrecho sigue abriéndose a una velocidad de aproximadamente 11 mm por año (Dietrich et al., 2001). Actualmente, tiene un ancho de aproximadamente 100 km. 3.9 Areas con fuertes procesos de tectonismo (hoy día) La arquitectura del continente Antártico, descrita anteriormente, está cruzada por estructuras de fracturación relativamente jóvenes (Fig. 3). Entre las especialmente importantes, se pueden mencionar: - la fosa tectónica Lambert (Antártica Oriental) - la fosa tectónica Ross (sector Pacífico) - la fosa tectónica Jutulstraumen-Penckmulden (fosa “Jutul-Penck”, sector Atlántico) - un sistema de fallas transversales en la Tierra de Victoria, Tierra de Oates y Tierra de George V., que tiene a la fosa tectónica Rennick como uno de los elementos principales. La fosa tectónica Lambert se ubica cortando el cratón Antártico Oriental y fue rellenada con sedimentos del supergrupo Beacon durante el Permo-Triásico. Es posible que el Lago Vostok (el gran lago subglacial que se descubrió ya hace años bajo más de 3.700 m de hielo, vease Fig. 3) esté ubicado, un poco desplazado, en una prolongación del mismo sistema de fallas.

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La fosa tectónica Ross marca el límite entre la Antártica Occidental y la Oriental en el sector Pacífico (Fig. 3). Su formación comenzó hace aproximadamente 140 Ma (Cretácico Inferior), llegando a su clímax hace aproximadamente 40 Ma (Eoceno). Formó en su margen oeste el enorme relieve de las Montañas Transantárticas hacia el Mar de Ross, con una diferencia de altura total de más de 14 km. El volcanismo activo de los montes Erebus y Melbourne está asociado a los procesos extensionales de esta fosa tectónica.

Fig. 9: La situación geotectónica en el Atlántico Sur. El área de las Islas Shetland del Sur es el unico parte de la Antártica, dónde hoy dia todavia ocurre subducción de corteza oceánica por debajo del continente. Modificado según King et al. (1996).

La fosa tectónica Jutul-Penck, ubicada en el oeste de la Tierra de Dronning Maud, también empezó a formarse hace aproximadamente 140 Ma (Cretácico Inferior). Está limitando el cratón Grunehogna hacia el sureste y, por lo tanto, se aprovecha de una estructura geológica ya existente desde hace mucho tiempo (Fig. 3).

4. Recursos Naturales La Antártica cuenta con aproximadamente 45 millardos de barriles de petróleo, 115 billones de metros cúbicos de gas, y carbón (http://de.wikipedia.org/wiki/Antarktis#Bodensch.C3.A4tze). Encima, hay yacimientos de oro, platino, titanio, cromo, hierro, cobre y uranio (Doan, 1992). Actualmente, el Tratado Antártico ha acordado prohibir la explotación del continente. Este acuerdo, firmado por 45 naciones con intereses antárticos, vence en el año 2041.

Referencias Dietrich R. & Gendt G. (1986): Investigation of tectonic deformations using global satellite laser ranging data. In: Gerlands Beitr. Geophysik, 95: 453-458. Dietrich R., Dach R., Engelhardt G., Ihde J., Korth W., Kutterer H., Lindner K., Mayer M., Menge F., Miller H., Müller C., Niemeier W., Perlt J., Pohl M., Salbach H., Schenke H.-W., Schöne T., Seeber G., Veit A. & Völksen C. (2001): ITRFCoordinates and plate velocities from repeated GPS campaigns in Antarctica – an analysis based on different individual solutions. Journal of Geodesy, 74: 756-766. Doan D. (1992): The mineral industry of Antarctica. US Geological Survey – Minerals Information: pp. 2. Du Toit A.L. (1937): Our Wandering Continents: An Hypothesis of Continental Drifting. Oliver and Boyd, Edinburgh: pp. 366. King E.C., Livermore R.A. & Storey B.C. (1996): Weddell Sea tectonics and Gondwana break-up: an introduction. In: King B.C. & Livermore R.A. (eds.): Weddell Sea Tectonics and Gondwana break-up, Geol. Soc. Spec. Pub., 108: 1-10. Kleinschmidt G. (2001): Die plattentektonische Rolle der Antarktis. In: Carl Friedrich von Siemens Stiftung (ed.): Reihe „Themen“, Vol. 73: pp. 85. Meert J.G. & Torsvik T.H. (2004): Paleomagnetic constraints on Neoproterozoic ‘Snowball Earth’ continental reconstructions. In: Jenkins G.S., McMenamin M.A.S., McKey C.P. & Sohl L. (eds.): The Extreme Proterozoic: Geology, Geochemistry, and Climate. Geophysical Monograph, 146, American Geophysical Union, Washington DC.: 5-11. Müller R.D., Roest W.R., Royer J.-Y., Gahagan L.M. & Sclater J.G. (1997): Digital isochrons of the world's ocean floor. Journal of Geophysical Research, 102: 3211-3214. Wegener A. (1915): Die Entstehung der Kontinente und Ozeane. Vieweg & Sohn, Braunschweig.

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