El mar de Turgai (o Turgay) o el estrecho de Turgai , también conocido como el Mar de Siberia Occidental , era un gran cuerpo poco profundo de agua salada (un mar epicontinental o epeírico ) de las Eras Mesozoicas y Cenozoicas . Se extendió al norte del mar Caspio actual hasta la región "paleoártica", y existió desde la época del Jurásico Medio hasta el Oligoceno , desde hace aproximadamente 160 a 29 millones de años. [1]
El mar de Turgai no fue absolutamente continuo a lo largo de toda esta era, aunque fue una característica persistente y predominante en su región; "fragmentó el sur de Europa y el suroeste de Asia en muchas islas grandes, y separó a Europa de Asia". [2]
La división de la masa de Eurasia por el Mar de Turgai tuvo el efecto de aislar las poblaciones de animales. [3]Quizás los más conocidos por los laicos eran los dinosaurios cornudos llamados Ceratopsia del Cretácico , que estaban restringidos a Asia y el oeste de América del Norte (que estuvieron conectados durante gran parte de esta era). [4] La existencia del Mar de Turgai también restringió varios peces de agua dulce y anfibios.
El mar de Turgai deriva su nombre de una región de la actual Kazajstán , con su río Turgai y el valle de Turgai .
La formación Älterer Schlier es una formación geológica en Austria . Conserva fósiles que datan de la época paleogénica .
Asiamérica era una gran isla formada a partir de la masa terrestre de Laurasia y separada por mares continentales poco profundos desde Eurasia hacia el oeste y el este de América del Norte hacia el este. Esta región incorporó lo que hoy es políticamente China , Mongolia , el oeste de los Estados Unidos y el oeste de Canadá . La evidencia fósil nos dice que fue el hogar de muchos dinosaurios y mamíferos arcaicos . Existió durante los períodos Cretácico Tardío al Eoceno , y existió nuevamente durante el Pleistoceno Cuaternario.época. Volverá a existir por tercera vez en 50 millones de años.
Lameseta del este de Tasmaniaes unmicrocontinentesumergidoal sureste deTasmania. Su área es de 50,000 kilómetros cuadrados (19,000 millas cuadradas), y es mayormente de 2,500 a 3,000 metros (8,200 a 9,800 pies) de profundidad. [1] Es una pieza circular de rocas continentales rodeada de corteza oceánica. El volcanismo ocurrió allí hace 36 millones de años. [2] La meseta de East Tasman está separada de la isla de Tasmania por 100 kilómetros (62 mi) de aguas más profundas, y la silla de montar de East Tasman es una cresta más alta que conecta la meseta con laregión de lapenínsula de Freycinet enla costa este de Tasmania. [1]Esta cresta se extiende al noroeste de la meseta. [1] Al suroeste de la meseta se encuentra la depresión de L'Atalante .
Tectónica [ editar ]
Antes de la ruptura tectónica, el microcontinente de la meseta del este de Tasmania estaba conectado al sureste de Tasmania y al noreste de la subida del sur de Tasmania. [2] Al noreste, al este y al sureste de la meseta estaba el Señor Howe Rise. [4] En el período Cretácico , la ruptura continental de Gondwana comenzó cerca de Tasmania . Hace aproximadamente 83 millones de años, una grieta entró en la costa este de Tasmania desde el sur y se separó de Lord Howe Rise [2] desde el sur de Tasman Rise hacia el oeste. [3] Difusión del fondo marino.Continuó moviendo esta franja continental hacia el este desde Tasmania y Australia, y la grieta saltó al Lord Howe Rise y se separó de la Meseta del Este de Tasmania. [2] El destacamento de la Meseta del Este de Tasmania de Lord Howe Rise ha dejado un gran abismo en el lado oeste del Lord Howe Rise alrededor de 38 ° S 162 ° E donde solía estar. [4]
A finales del Cretácico, la meseta del este de Tasmania estaba a 65 ° S y se movió hacia el norte a 60 ° S a principios del Oligoceno. [5]
Geología [ editar ]
La geología de la meseta de Tasmania oriental incluye rocas tempranas de tipo continental, rocas volcánicas que forman parte de los montes marinos y sedimentos marinos depositados ya que se encontraba por debajo del nivel del mar.
Las primeras rocas continentales de la meseta del este de Tasmania que han sido traídas a la superficie del mar son de la era neoproterozoica e incluyen gneis , riolita , cuarcita , arenisca, ferricreta y sedimentos metamorfoseados. [3]
El borde oriental de la meseta frente a la cuenca de Tasmania es escarpado, con una caída de más de 1.000 metros (3.300 pies) y compuesto de granito. [1]
Los sedimentos en la meseta de Tasmania oriental comienzan con arcilla limosa de Maastrichtian a Eocene. Estos fueron depositados en agua de mar poco profunda. [1] Los microfósiles que se encuentran en estas capas incluyen esporas, polen de bosques de coníferas y dinocistos . [5] El polen mostró que el clima era húmedo, con inviernos fríos. [5] Desde el inicio hasta el Eoceno medio, de 55 a 37 Ma, el clima en las tierras cercanas era uniforme, húmedo y fresco y sustentaba los bosques de angiospermas. [5] Durante la mitad de los microfósiles del Eoceno incluyen diatomeas . [5] Por encima de esto, en el registro estratigráfico está la glauconita.Contiene limolita depositada al final del Eoceno. [5] Este material se debió a la sedimentación condensada debido a la adición de agua de la corriente. [5] Durante este período, hace unos 36 millones de años, la meseta comenzó a hundirse a una profundidad de 300 metros (980 pies). [1] Después de esto hubo una brecha en la deposición, debido a la apertura del Océano Austral entre el Continente Australiano y la Antártida. Se desarrolló una vía marítima que transporta la fuerte Corriente Circumpolar Antártica . La corriente erosionó parte de la superficie e impidió que los sedimentos de las masas terrestres alcanzaran su alcance. Durante el Oligoceno hasta el Mioceno medio hubo depósitos oceánicos de arcilla y lodo calcáreo. [1] Microfósiles de este tiempo incluyenforaminíferos . [5] Después de esto, la corriente circumpolar se fortaleció y solo se depositó el fango. [1]La tasa actual de acumulación de lodo en el lecho marino de la meseta es de aproximadamente 0,01 milímetros (0,00039 pulgadas) por año, lo cual es bastante lento. [6] El hundimiento se ha producido a un ritmo de 1 kilómetro (0,62 mi) en 10 millones de años (0,1 mm / año), por lo que la acumulación de sedimentos no está a la par de la inmersión. [1]
Después de la deposición de sedimentos, el sedimento ha sido modificado por la fosfatación y la formación de costras de ferromanganeso . [7]
Paleoclima [ editar ]
La termometría de isótopos aglomerados con carbonato utiliza los niveles de isótopos de carbono 13 y oxígeno 18 en carbonatos para determinar la temperatura del mar. Esto es además de los microfósiles, que proporcionan una pista de temperatura, ya que diferentes organismos viven en diferentes temperaturas del agua. Los núcleos de sedimentos de la meseta del este de Tasman proporcionan una historia de la temperatura del Océano Australy son valiosos para ver los límites del cambio climático en el futuro. La temperatura del agua en la meseta ha sido tan alta como 22 ° C (72 ° F). [8] [9]
Cascada de monte [ editar ]
El Monte submarino en cascada es una montaña submarina que tiene una altura desde su base más alta que las de Tasmania. El pico de Cascade Seamount es actualmente de 598 metros (1,962 pies) de profundidad. [10]La parte superior de la montaña submarina es bastante plana y abovedada, pero una vez hasta 900 m (3,000 pies) de profundidad, los lados se inclinan muy abruptamente. [10] El Monte submarino en cascada es un volcán formado durante el Eoceno Tardío como resultado de la pluma del manto de Balleny . [3] Este volcán ha producido brechas volcánicas , hialoclastitas y basalto de olivino alcalino . [3]El peso adicional de la montaña submarina deprimió isostáticamente la meseta adyacente para formar una cuenca. La cuenca se llenó con hasta 1,000 m (3,300 pies) de sedimento durante el Eoceno Tardío y el Oligoceno temprano , y otros 500 m (1,600 pies) de lodo y caliza calcáreos durante el Oligoceno tardío . [3] Originalmente, el volcán estaba a más de 400 m (1,300 pies) sobre el nivel del mar. La edad es confirmada por los microfósiles foraminíferos Chiloguembelina cubensis , índice de Globigerapsis , Globigerapsis rubriformis , Subbotina angiporoides y Subbotina linaperta.Encontrado en el sedimento del volcán. Este sedimento se asentó en aguas poco profundas. [10]
El Monte submarino en cascada es parte de una cadena de montes submarinos que se extienden hacia el sur hasta las islas Balleny, cerca de la Antártida. [11]
Los ecogramas de alta frecuencia muestran que la parte superior del monte submarino está cubierta de sedimentos, pero que las pendientes pronunciadas son rocosas. Posiblemente haya un flujo de escombros en el flanco este. [12]
El nombre de Cascade Seamount también se ha llamado Cascade Guyot . La característica fue descubierta en 1944, y apareció en la tabla BA214 en 1954. Fue nombrada después de la Cervecería Cascade . [13]
Fauna [ editar ]
Sobre el mar, en este lugar se encuentran animales típicos del Océano Austral, como varios tipos de ballenas , albatros y petreles . Especies detectadas incluyen Diomedea exulans , real Diomedea , Diomedea sanfordi , Euphausia frigida , Fregetta tropica , Limacina retroversa , Oceanites oceanicus , Oithona similis , Pachyptila belcheri , Pachyptila crassirostris , Pachyptila turtur , Pachyptila vittata , Pelagodroma marina ,Phoebetria fusca , Phoebetria palpebrata , Procellaria aequinoctialis , cookilaria Pterodroma , Pterodroma lessonii , Pterodroma leucoptera , Pterodroma macroptera , Pterodroma macroptera , mollis Pterodroma , neglecta Pterodroma , assimilis Puffinus , tenuirostris Puffinus , Thalassarche bulleri , Thalassarche cauta , Thalassarche melanophrys , y macrura Thysanoessa . [14]
Los moluscos se encuentran en el Cascade montaña submarina incluyen Cuspidaria brazieri (del brasero cuchara-shell), Erma Cuspidaria (noble cuchara-shell), perillustris Veprichlamys (brillante vieira), Fusitriton retiolus magellanicus (Magellanic roca-whelk), y Sassia kampyla (curva roca-whelk ). [15] La estrella de mar de aguas profundas, Novodinia australis, se ha encontrado en el Monte submarino de Cascade.
La Fosa de Farallón era una formación tectónica relacionada con la subducción ubicada frente a la costa del margen continental del oeste de California durante la era Cenozoica tardía y media , a unas 50 millas al sureste de la actual Bahía de Monterey . La duración del tiempo de subducción comenzó desde alrededor de 165 Ma cuando la Placa Farallón reemplazó el promontorio de Mezczlera, hasta que la falla de San Andrés se enderezó alrededor de 35 Ma. [1] [2] [3] A medida que los datos se acumulaban a lo largo del tiempo, una visión común desarrolló que una gran placa oceánica, la placa Farallon, actuaba como una cinta transportadora, que transportaba terrenos acumulados. hacia la costa oeste norteamericana. A medida que el continente invadía la placa Farallon subducida, la placa más densa se subduce en el manto debajo del continente. Cuando las placas convergieron, la placa oceánica densa se hundió en el manto para formar una losa debajo del continente más ligero. La subducción rápida en el sudoeste de América del Norte continente comenzó hace 40 a 60 millones de años (Ma), [4] durante las épocas del Paleoceno medio al Eoceno medio . Este margen de subducción convergente creó una característica geomorfológica distintiva llamada zanja oceánica , que se produce en los límites de una placa convergente como una placa litosférica rica en metales pesados.Se mueve por debajo de una ligera placa continental rica en sílice . La zanja marca la posición en la que la losa de subducción flexionada comienza a descender por debajo y deforma el margen de la placa continental. A las 43 de la mañana, durante el Eoceno, los movimientos de la placa en todo el mundo cambiaron y la Placa del Pacífico comenzó a alejarse de América del Norte y la subducción de la Placa Farallón disminuyó drásticamente. [4] Alrededor de 36 Ma, la parte más oriental de la subida del Pacífico Oriental, ubicada entre las zonas de fractura de Pioneer y Murray en ese momento, se acercó a la zanja y la litosfera joven, caliente y flotante parece tener una parte obstruida de la zona de subducción, dando como resultado un aumento dramático generalizado en la tierra. [4] La eventual subducción completa de esta placa, contacto consiguiente de laLa placa del Pacífico con el margen continental de California, y la creación de la triple unión de Mendocino (MTJ), se llevaron a cabo entre las 30 y las 20 de la mañana. [5] La subducción parcial completa y la división de la Placa de Farallón por la Placa del Pacífico, crearon la Placa de Juan de Fuca al norte y la Placa de Cocos al sur. Las etapas finales de la evolución del margen continental de California fue el crecimiento del sistema de fallas de la transformación de San Andrés , que se formó cuando la Placa del Pacífico entró en contacto con el margen continental y se formó el MTJ. [5] A medida que la subducción de la Placa del Pacífico continuaba a lo largo de este margen, y la zona de contacto creció, el San Andrés también creció proporcionalmente.
La evidencia geológica [ editar ]
La evidencia de la existencia de la Fosa de Farallón y la subducción pasada de la Placa de Farallón es evidente en unidades geológicas específicas observadas a lo largo de las líneas costeras de la costa oeste de los Estados Unidos y la región continental de California. El magma del Cretáceo Paleógeno Tardío se puede ver sobre sedimentos subhorizontalmente subcutáneos de la Placa Farallón [6] tan al interior como Utah y Arizona. El registro más antiguo de subducción subhorizontal de la losa de Farallón es la extinción del magmatismo en el batolito de Sierra Nevada de California, aproximadamente 85 Ma. [7] Cuando la Placa Farallón se sometió a una operación por debajo del margen continental de California, se formó una cuña de acreción en la trinchera, que produjo tipos de roca únicos como resultado del metamorfismo regional . La formacion deLas unidades Franciscan Melange y Blueschist a lo largo de las líneas paleo-costeras resultaron de esta subducción y son una evidencia directa de la existencia pasada de la placa Farallón. Otras formas de evidencia incluyen las Islas Farallon, Islas Catalina y el levantamiento de la Cordillera de Diablo como resultado de la zona de subducción obstruida mencionada anteriormente. Estas observaciones pueden explicarse por un modelo para el debilitamiento y la caída final de la parte superior de la placa oceánica subducida en los 20-30 m después del final de la subducción rápida. [4] A medida que la placa se desintegra, no solo se alivia el esfuerzo de compresión, sino que también es posible un retroceso significativo a lo largo de la antigua zona de subducción, lo que puede hacer que el blueschist suba rápidamente de 20 a 30 km de profundidad, [4] donde se puede observar a lo largo de la costa de California hasta nuestros días.
Investigaciones recientes [ editar ]
Para comprender la subducción de la placa de Farallon, la creación de la trinchera de Farallon y la ubicación actual de la placa subducida, se utilizó una tomografía sísmica detallada para generar imágenes de los restos sumergidos existentes. [8] Ahora se puede ver la placa a profundidades de unos 200 km por debajo del centro de Estados Unidos continental. Dado que la costa de América del Norte muestra una estructura geológica extremadamente complicada, se ha requerido un trabajo intensivo para comprender la complejidad de este sistema. En 2013 surgió una nueva explicación de una investigación reciente, que propone dos placas adicionales ahora totalmente subdivididas, que explican parte de la complejidad de esta línea de costa. A partir de 2013, se acepta en general que el barrio occidental de América del Norte consiste en áreas agrícolasacrecentadas.acumulado durante aproximadamente los últimos 200 m, mientras el remanente de la Placa de Farallón (las placas de Juan De Fuca y Cocos) continúa transportando el terreno oceánico hacia el margen continental . Este modelo, sin embargo, no pudo explicar muchas complejidades del terreno, y es inconsistente con las imágenes tomográficas sísmicas de losas subducidas que penetran en el manto inferior . Será necesario un estudio adicional para comprender esta inconsistencia en los datos y, con suerte, proporcionará una comprensión sólida y concreta del margen continental occidental de América del Norte y sus complejidades una vez que se complete.
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