En un ejercicio de humildad, no de-beríamos dar nada por sentado; ni si-quiera la firmeza de la tierra que pisa-mos. El registro geológico indica quehace entre 300 y 200 millones de añoslas masas continentales estaban reuni-

das en un supercontinente, Pangea (voz de ori-gen griego que significa “todas las tierras”), ro-deado de un superocéano, Panthalassa (“todoslos mares”). Es más, en el transcurso de los úl-timos 200 millones de años, la evolución de laTierra ha estado dominada por la disgregación dePangea y la formación de nuevos océanos (elAtlántico, por ejemplo) entre los continentes re-sultantes de la fragmentación.

Pero Pangea no ha sido el único superconti-nente de la historia geológica de nuestro planeta.Las investigaciones de los últimos 20 años apun-tan que éste fue sólo el último de una serie desupercontinentes que se formaron y disgregarona lo largo de más de 3000 millones de años. Aunquetodavía no existe acuerdo sobre el mecanismo res-ponsable, los expertos coinciden en afirmar quese han producido varios ciclos de congregacióny disgregación, con una profunda influencia enla evolución de la corteza terrestre, la atmósfera,el clima y la vida durante miles de millones deaños.

Según parece, la constitución de Pangea vinoprecedida, hace entre 650 y 550 millones de años,por la formación de Pannotia y, hace alrededorde 1000 millones de años, por la de Rodinia,cuya configuración es todavía objeto de debate.Se supone que otro supercontinente, llamado Nunao Columbia, se formó hace 1800 millones de años;

otros dos, Kenorlandia y Ur, lo harían hace 2500y 3000 millones de años, respectivamente.

De acuerdo con la afirmación uniformista deque “el pasado encierra las claves del presente”,resulta harto probable que se formase en el fu-turo otro supercontinente. Pero, ¿cuál será el me-canismo soldador? Se han propuesto dos hipóte-sis. Una sostiene que los continentes se acercany alejan como los pliegues del fuelle de un acor-deón. A tenor de una segunda, los continentes,disgregándose, avanzan por el planeta hasta reu-nirse, de nuevo, en el lado opuesto. Para deter-minar cuál de los dos modelos describe mejor laformación de los supercontinentes, debemos em-pezar por revisar los principios básicos de la tectó-nica de placas, la teoría que revolucionó la geo-logía al aportar una explicación de las fuerzasque operan en la conformación de la Tierra.

Tectónica de placasSegún la tectónica de placas, la Tierra cuentacon una capa externa y rígida, la litosfera, de unos100 a 150 kilómetros de espesor; cabalga a lo-mos de una capa plástica y caliente del mantoterrestre, la astenosfera. Como si fuera una cás-cara de huevo resquebrajada, la litosfera se en-cuentra dividida en un mosaico de unos 20 blo-ques, o placas, que se mueven unas respecto alas otras a menos de 10 centímetros por año. Ensu deriva, interaccionan entre sí en sus límites obordes de placa; así, convergen y chocan, diver-gen y se alejan, o se deslizan lateralmente unarespecto a la otra. Durante los millones de añosque vienen dándose tales interacciones se han le-vantado montañas (donde las placas chocaban) y

La formaciónde los supercontinentesSegún una hipótesis, se constituyen de acuerdo con un modelo de acordeón,vale decir, de aproximación y distanciamiento; a tenor de otra, los continentes se separany se desplazan por el planeta hasta reunirse, de nuevo, en el lado opuesto

J. Brendan Murphy y R. Damian Nance

14 INVESTIGACIÓN Y CIENCIA, diciembre, 2004

se han dividido continentes (dondelas placas divergían).

Los continentes, enraizados en lasplacas, derivan pasivamente conellas. Ese movimiento se traduce, enel transcurso de millones de años,en la apertura y el cierre de océa-nos enteros. Por ejemplo, durantelos últimos 180 millones de años,la divergencia entre Europa/Africay Norteamérica/Sudamérica ha dadolugar al océano Atlántico. El bordede la placa, a lo largo de la cualestos continentes se separan, tomala forma de una dorsal meso-oceá-nica que recorre longitudinalmentela cuenca oceánica. Desde la crestade esta dorsal se extiende, a amboslados, nuevo lecho oceánico, con-forme el magma caliente que pro-cede del manto subyacente asciende,se enfría y solidifica, generandoasí nueva litosfera entre las placasdivergentes.

En una Tierra de radio constante,la creación de nueva litosfera debecompensarse con la destrucción delitosfera más antigua. Al propio tiem-po que el océano Atlántico se abría,

la convergencia de Africa con Euro-pa, y de la India con Asia, cerrabael Tetis, un antiguo océano, mien-tras el desplazamiento hacia el oestedel continente americano mermababuena parte del océano Pacífico.

Cuando los continentes conver-gen, la litosfera oceánica interme-dia se hunde en el manto y retornaal interior de la Tierra en un pro-ceso de subducción. En general, lacorteza oceánica es más densa quela corteza continental; por tanto,cuando ambas se encuentran en elmargen de una placa que converge,

la litosfera oceánica subduce, hun-diéndose bajo la placa continental.El hecho de que gran parte de la li-tosfera oceánica sea más joven quela litosfera coronada con cortezacontinental —menos de 180 millo-nes de años de antigüedad frente amás de 4000— explica la destruc-ción preferente de litosfera oceáni-ca. Así, para que un océano comoel Tetis se cerrara, tuvo que subdu-cirse más litosfera de la que se creóen sus dorsales meso-oceánicas.

De acuerdo con la teoría de latectónica de placas, el proceso de

INVESTIGACIÓN Y CIENCIA, diciembre, 2004 15

1. LA TECTONICA DE PLACAS, la teoría que ofrece una descripción global de las fuer-zas que han conformado la Tierra, sostiene que los continentes están en constante mo-vimiento: se escinden, colisionan y se deslizan unos bajo otros. Sabemos ahora que setrata de un fenómeno cíclico: en el transcurso del tiempo geológico, los continentes sehan ensamblado en supercontinentes y vuelto a separar como mínimo en seis ocasiones.Este ciclo supercontinental plantea una cuestión compleja: ¿se separan y acercan loscontinentes como los pliegues de un acordeón o se dividen y se dispersan para reunirsede nuevo en el lado opuesto del planeta? Los autores han intentado hallar la respuestamediante el análisis isotópico. En esta imagen de satélite se observa la colisión entre laplaca árabe y la parte iraní de la placa eurasiática: un proceso que, de forma gradual,cierra el golfo Pérsico y levanta montañas.

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16 INVESTIGACIÓN Y CIENCIA, diciembre, 2004

subducción interviene, directa o in-directamente, en la formación demontañas u orogenia. El proceso di-recto comienza cuando la fría y densalitosfera oceánica se calienta en sudescenso hacia el interior de la Tierray desencadena una serie de proce-sos sobre la zona de subducción; lageneración de magma fundido yascendente es uno de ellos. Estemagma se dirige luego a la super-ficie, donde alimenta volcanes yacrecienta la corteza, generandomontañas. La cordillera de los Andesconstituye un ejemplo moderno demontañas formadas mediante esteproceso; un gran número de sus másaltas cimas muestran, o han mos-trado en su pasado reciente, activi-dad volcánica.

Un proceso orogénico indirectopuede comenzar con el choque en-tre un continente y pequeñas masascontinentales o islas oceánicas, tam-bién denominados terranes o litos-feroclastos. Si la litosfera oceánicaque separa las islas (Japón o el ar-chipiélago de Hawai, por ejemplo)de las masas continentales se con-sume por subducción, éstas son pro-gresivamente empujadas hacia elcontinente hasta colisionar. El cho-que deforma las rocas y desenca-dena una actividad volcánica; laconjunción de ambos factores ge-nera montañas. Pensemos en lasmontañas de la costa occidental deNorteamérica; durante los últimos200 millones de años, este margencontinental ha sufrido repetidas co-lisiones con numerosas islas delPacífico que han acrecido la placanorteamericana en unos 500 kiló-metros hacia el oeste, desde la Baja

California hasta Alaska. Los pro-cesos de subducción y las colisio-nes de litosferoclastos forman oró-genos periféricos, llamados asíporque se constituyen a lo largo dela periferia de los continentes.

Si la placa que subduce transportacorteza continental, resulta inevita-ble la colisión entre continentes. Amedida que los continentes chocanfrontalmente, el océano entero secierra y se levantan montañas enor-mes. La colisión entre la India yAsia meridional, que dio lugar alHimalaya, y la del norte de Africacon el sur de Europa, que originólos Alpes, constituyen ejemplos mo-dernos de este tipo de orogenia.Puesto que ambos episodios se de-bieron a la total destrucción de losbordes continentales, las montañasasí formadas se consideran oróge-nos interiores. Ambas surgieron dela desaparición del mar de Tetis,que se cerraba al tiempo que se abríael océano Atlántico.

El ciclo supercontinentalCon la depuración de las técnicasde datación geológica, los expertosse han percatado de que la activi-dad orogénica no ha seguido unadistribución uniforme en el tiempo.Hubo intervalos cortos (de unos 100o 200 millones de años), en los quese produjeron numerosas colisionescontinentales, e intervalos largos (de300 millones de años o más), en los

que apenas se registró dicha acti-vidad orogénica. El descubrimientode ese fenómeno condujo a la hipó-tesis del ciclo del supercontinente;según reza la misma, la congrega-ción transitoria de todos los conti-nentes en una sola masa continen-tal, o supercontinente, acontece, encifras redondas, cada 500 millonesde años.

¿Cómo se reconocen en el regis-tro geológico las fases de este ciclo?Varios fenómenos denuncian perío-dos de ruptura y separación. En pri-mer lugar, la inyección de magmaen las fracturas creadas por un pro-ceso de distensión continental: seforman enjambres de diques basál-ticos; más tarde, en segundo lugary a medida que los continentes sevan distanciando, se desarrollan már-genes continentales (como los delAtlántico actual) y se genera nuevalitosfera oceánica en las dorsalesmeso-oceánicas. En su mayoría, losgeólogos opinan que un superconti-nente se fragmenta y dispersa por-que actúa a modo de cubierta ais-lante que evita el escape del calordel manto, lo mismo que un som-brero en nuestra cabeza. Así, el mantose calienta, generando magma basál-tico que asciende a la superficie.

La convergencia continental, querenueva el proceso de ensamblajedel supercontinente, se desarrollaa través de varias etapas: subduc-ción y destrucción de la litosfera

Norteamérica

Eurasia

Presente

Sudamérica

Africa

Antártida

India

Australia

Norteamérica

SudaméricaAfrica

Antártida

India

Australia

L A U R A S I A

Mar de TetisG O N DW

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EurasiaL A U R A S I A

Triásico(hace 245–208 millones de años)

Cretácico(hace 144–66 millones de años)

2. LA RUPTURA Y DISPERSION del supercontinente Pangea en el transcurso de los últi-mos 200 millones de años ha supuesto la creación y expansión del océano Atlántico, asícomo la destrucción de una cantidad equivalente de litosfera en el océano Pacífico y elmar de Tetis.

Sig

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Xi/

Am

eri

can

Sci

en

tist

oceánica intermedia, acreción de li-tosferoclastos en los márgenes con-tinentales y, por fin, colisión con-tinente-continente. Hoy se aceptaque las placas oceánicas envejecen,se enfrían y se tornan más densas,hasta terminar por hundirse en elmanto. La discusión se centra ahoraen las fuerzas que originan dichasubducción. Cuando la placa oceá-nica desciende por el manto, la gra-vedad tira del resto de la placa (ala manera de un mantel muy des-centrado, que resbala y cae al sue-lo). Así, los continentes que se ha-llan en placas que se hunden sonarrastrados hacia las zonas de sub-ducción, donde terminan por co-lisionar.

Tras la ruptura del superconti-nente, los márgenes de cola de loscontinentes se vuelven tectónica-mente inactivos; en ellos se acumu-lan sedimentos que conforman ex-tensas plataformas continentales(por ejemplo, las desarrolladas alo largo del océano Atlántico trasla fragmentación de Pangea). Alpropio tiempo, la actividad orogé-nica relacionada con la subduc-

INVESTIGACIÓN Y CIENCIA, diciembre, 2004 17

~200

~300–250

~550

~600

~760

~1100

~1800

~2500

~3000

Separaciónde Pangea

Formaciónde Pangea

Separaciónde Pannotia

Formaciónde Pannotia

Separaciónde Rodinia

Formaciónde Rodinia

Formaciónde Nuna/Columbia

Formaciónde Kenorlandia

Formaciónde Ur

Evento Millones de añosantes del presente

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Océano

Corteza oceánica

Manto superiorlitosférico

Astenosfera

Cortezacontinental

Manto superiorlitosférico

Placade Sudamérica

Volcán andinoPrismade acreción

Fosa

PlacaNazca

Magma

Interiorcontinental

Océano

Océano

Litosferaoceánica

Astenosfera

Magma

Arco insular Arco insular12

Litosferaoceánica

Astenosfera

2 1

Cierre del océano

Cortezacontinental

Litosfera

Astenosfera

Prismade acreciónFosa

Arcomagmático

Zona de sutura

Cuenca CabalgamientoApilamiento

Cuenca

Litosfera

a

b

c

4. FORMACION DE MONTAÑAS y movimiento de los continentes. Existen tres tipos deprocesos orogénicos básicos. La subducción genera montañas mediante el ascenso demagma y calor (a); los Andes constituyen un ejemplo. La subducción transporta tambiénlitosferoclastos oceánicos y fragmentos microcontinentales hacia los márgenes continen-tales, donde se agregan (b); el margen occidental de Norteamérica ha protagonizado va-rios de estos episodios de acreción durante los últimos 200 millones de años. La colisiónentre continentes sucede cuando se consume la litosfera oceánica intermedia (c); así sehan formado los Alpes y el Himalaya.

3. EN EL TRANSCURSO de la historiageológica se han formado, al menos, seissupercontinentes.

Sig

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Xi/

Am

eri

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Sci

en

tist

ción continúa a lo largo de los már-genes de avance de los continen-tes; ello provoca una sucesión decolisiones con litosferoclastos y laconsiguiente actividad volcánica;se advierte de un modo arquetípi-co en el margen occidental del con-tinente americano desde la rupturade Pangea.

La formaciónde un supercontinenteEn los últimos 30 años han sur-gido dos modelos distintos quedescriben, a escala global, las fuer-zas que operan en la formación delos supercontinentes. En esencia,estos modelos divergen en la clase

de océano que se cierra durante elensamblaje supercontinental. Cuan-do un supercontinente se fractura,se disgrega y dispersa, el planetahereda dos tipos de océanos biendiferenciados. Por una parte, entrelas masas continentales en disper-sión se abren océanos interiores so-bre un fondo de litosfera oceánica

18 INVESTIGACIÓN Y CIENCIA, diciembre, 2004

CRONOLOGIA MEDIANTE ANALISIS ISOTOPICO DE TIERRAS RARAS

TiempoPresente Pasado

143 N

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4 Nd

Corteza continental

Promedio terrestre

Manto em

pobrecido

TiempoPresente Pasado

ε Nd

bulk earth

Manto empobrecido

0 Promedio terrestrex

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TME

Rupturadel supercontinente

Edad modelo

TETRTI

Océanoexterior

Océanointerior

El manto empobrecido, la fuente de la corteza, retiene más sama-rio (Sm) que neodimio (Nd). Por ello, el valor de Sm/Nd en elmanto (~0,5) es mayor que el promedio terrestre (~0,32) y queel de la corteza continental (~0,18). Como resultado de las varia-ciones de la relación Sm/Nd y la desintegración del 147Sm en143Nd, la relación 143Nd/144Nd aumenta más rápidamente en elmanto empobrecido que en el promedio terrestre y en la cortezacontinental (arriba). La diferencia entre (143Nd/144Nd)0 del mantoempobrecido y (143Nd/144Nd)0 de las rocas litosféricas, ambas enreferencia al promedio terrestre, se expresa como εNd (εNd para el

promedio terrestre resulta, siempre, nulo; por tanto, describe unalínea horizontal). La relación Sm/Nd y εNd de una muestra (calcula-dos para la edad de la roca) se emplean para describir una líneade crecimiento (línea azul) que se retrotrae hasta su interseccióncon la línea del manto empobrecido. Esta intersección proporcionauna “edad del manto empobrecido” (TME), que refleja el momentoen que la corteza se originó a partir del manto empobrecido. Así,la muestra TI (cruz rosa) se originó después (océano interior) y lamuestra TE (cuadrado amarillo) se creó antes (océano exterior) quese produjera la disgregación continental (TR).

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EL ANALISIS ISOTOPICO ha venidoconstituyendo el método habitual paradeterminar la edad de cristalizaciónde rocas y minerales. Pero se ha em-pezado a aplicar para descubrir lagénesis de una roca o un mineral, se-guida, en ocasiones, de varias refun-diciones y recristalizaciones. La pa-reja formada por el samario (Sm) y suproducto de desintegración, el neodi-mio (Nd), representa uno de los me-jores trazadores de dichos procesostectónicos. Ambos pertenecen a la fa-milia de las “tierras raras ligeras” y ala serie de los lantánidos, en el grupo3 de la tabla periódica. El samariocuenta con 62 protones en su núcleo(su número atómico), dos más que elneodimio.

Puesto que Sm y Nd alcanzan untamaño (radio iónico) y número de elec-trones de valencia similares, sus pro-piedades químicas y su comportamiento

en la corteza terrestre guardan seme-janza. Por tanto, la relación Sm/Nd re-sulta poco afectada por la generaciónde magma y otros procesos orogéni-cos. Antes bien, la variación en la re-lación Sm/Nd cortical se hereda delmanto originario de la roca. Al fun-dirse el manto, todas las tierras rarasligeras tienden a concentrarse más enel fluido que en el manto restante,que queda empobrecido. Esto se debea que, en general, el radio iónico delos lantánidos decrece con el incre-mento del número atómico (nos refe-rimos a la contracción de los lantáni-dos). Tal recorte del radio iónico provocaque las tierras raras pesadas se adap-ten mejor a los sólidos que las lige-ras. Dado que el número atómico delneodimio (60) es menor que el del sa-mario (62), el radio del primero esalgo mayor que el del segundo; portanto, el Nd se concentra más en los

líquidos que abandonan el manto y elSm en el manto empobrecido restante.

La relación Sm/Nd media de la Tierrase sitúa alrededor de 0,32. Puestoque el neodimio tiende a concentrarseen los líquidos atrapados por la cor-teza y el samario lo hace en el mantoempobrecido, el valor de Sm/Nd enlas rocas de la corteza es menor (pró-ximo a 0,2) y el del manto empobre-cido mayor (próximo a 0,5) que el pro-medio terrestre.

El samario cuenta con 21 isótoposconocidos. Uno de ellos es radiactivo:el samario 147 (147Sm). Se desintegraproduciendo un isótopo estable, el neo-dimio 143 (143Nd) y emitiendo una par-tícula alfa (dos protones y dos neutro-nes) desde su núcleo. Conforme estosucede, aumenta la cantidad de 143Ndy disminuye la de 147Sm. La edad me-dia de esta desintegración es de106.000 millones de años. El neodi-

más joven que el episodio de frag-mentación del supercontinente. Porotra parte, el supercontinente estárodeado de un lecho oceánico ex-terior, formado antes que se pro-dujera el evento de rifting. Conformeel océano interior se expande, elocéano exterior se contrae mediantela subducción de su litosfera más

antigua. Así, el contraste de edadentre los océanos, interior y exte-rior, resulta máximo justo tras laruptura del supercontinente y dis-minuye a medida que los continentesse alejan entre sí.

Uno de los modelos sobre la for-mación de los supercontinentesconsidera que los océanos que se

cierran son los interiores. De ser así,el próximo supercontinente se pro-ducirá por el cierre del océanoAtlántico y la colisión entre Euro-pa y Africa con Norteamérica ySudamérica. El otro modelo, encambio, apuesta por los océanos ex-teriores. Por tanto, estima que elpróximo supercontinente se produ-

INVESTIGACIÓN Y CIENCIA, diciembre, 2004 19

mio cuenta con siete isótopos estables,incluyendo el neodimio 144 (144Nd);éste no se produce vía desintegraciónradiactiva, por lo que su concentra-ción en una roca no cambia con eltiempo.

Debido a la desintegración de 147Smen 143Nd, en el transcurso del tiempogeológico la relación 143Nd/144Nd haaumentado en las rocas corticales, enel manto empobrecido y en el prome-dio terrestre. Sin embargo, puestoque la relación Sm/Nd del manto em-pobrecido es mayor que la mediade la Tierra y ésta, a su vez, mayorque Sm/Nd en la corteza, la razón143Nd/144Nd aumenta más deprisa enel manto empobrecido que en el pro-medio terrestre, y más rápidamenteen el promedio terrestre que en la cor-teza. En consecuencia, la composiciónisotópica Sm-Nd de los magmas ge-nerados en la corteza muestra unanotable diferencia respecto a la delos magmas generados en el mantoempobrecido.

Una vez fundidos, los magmas ad-quieren la misma relación 143Nd/144Ndque su fuente. Los que proceden dela fusión del manto empobrecido mos-trarán relaciones 143Nd/144Nd superio-res que los que proceden de la fusiónde la corteza. Si se conoce la edad decristalización de la roca, puede cuan-tificarse la desintegración ocurrida desdela cristalización y deducir la relación143Nd/144Nd en el magma original. Estarelación inicial, (143Nd/144Nd)0, operacomo una huella dactilar del origendel magma.

Las diferencias en los valores de(143Nd/144Nd)0 sirven para distinguir lasrocas volcánicas procedentes del mantomás recientes de las procedentes delreciclaje de corteza antigua. La firmaisotópica media de la Tierra y la delmanto empobrecido evolucionan conel tiempo de forma predeterminada; lade la corteza, en cambio, dependedel tiempo que ésta ha pasado sepa-rada del manto. A causa de las dife-rencias en su relación Sm/Nd, con el

tiempo, la firma isotópica de la cor-teza diverge cada vez más de la delmanto empobrecido. Así pues, com-parada con la corteza de formaciónreciente, la corteza más antigua pre-senta una mayor diferencia entre su(143Nd/144Nd)0 y la del manto empo-brecido del que procede.

En términos absolutos, las dife-rencias en la relación 143Nd/144Ndde las rocas de la corteza y del mantoson pequeñas. Por ello, los geólogosdefinen un parámetro, εNd, que re-fleja la diferencia entre el valor de(143Nd/144Nd)0 en la muestra y el pro-medio terrestre en el momento de cris-talización de la roca. Definido así, εNdpara el promedio terrestre es siemprecero. Puesto que 143Nd/144Nd aumen-ta más rápidamente en el manto em-pobrecido y más lentamente en la cor-teza que en el global de la Tierra, elmanto empobrecido ha evolucionado,en el transcurso del tiempo geológico,hacia valores más positivos de εNd,mientras que la corteza lo ha hechohacia valores más negativos. La evo-lución isotópica de la corteza des-cribe una línea de crecimiento. Dadoque la relación Sm/Nd de las rocasde la corteza suele tomar valores pró-ximos a 0,2, podemos predecir la pen-diente de dicha línea, que aumenta laseparación entre ésta y la del mantoempobrecido.

Debido a tan divergentes líneas decrecimiento, εNd puede utilizarse paradistinguir entre las rocas procedentesdel manto empobrecido y las proce-dentes de una corteza antigua. Es más,aunque la corteza se recicle medianteeventos orogénicos posteriores, su evo-lución isotópica deberá seguir la mismalínea de crecimiento, puesto que di-chos procesos apenas cambian la re-lación Sm/Nd.

En la práctica, los geólogos empleaneste razonamiento a la inversa. Apartir del valor actual de 143Nd/144Nd,escudriñan en el pasado geológicoremoto. Para las rocas derivadas dela corteza, calculan y extrapolan ha-

cia atrás la línea de crecimiento (elcambio en el tiempo del valor de εNd)hasta que se cruza con la línea decrecimiento del manto empobrecido.El punto de intersección indica justoel momento en que la composiciónisotópica de la muestra coincidía conla del manto empobrecido del queprocedía, es decir, el momento en elque la corteza original salió del man-to. Este momento se conoce comola edad modelo del manto empobre-cido (TME).

La mayor parte de la corteza pro-viene, de forma directa o indirecta,del manto empobrecido. Como con-secuencia, el valor de εNd inicial (εNdde una roca en relación a εNd del mantoempobrecido en el momento de la cris-talización) resulta crucial para el es-tudio de la tectónica. Por ejemplo, lasrocas volcánicas con valores inicialesde εNd similares a los del manto em-pobrecido deben proceder de la re-serva del manto empobrecido en elmomento de su formación; se trata,por ello, de rocas “juveniles”. Por elcontrario, se considera que las rocasvolcánicas con valores de εNd muy in-feriores a los del manto empobrecidoen el momento de su formación pro-vienen de antigua corteza fundida. Paradeterminar el momento en que dichacorteza se separó del manto, bastacon hallar la intersección de su líneade crecimiento con la del manto em-pobrecido.

Con todo, los valores de TME debenemplearse con suma cautela. En sucamino ascendente hacia la superficie,los magmas pueden mezclarse conotros de distinto origen. Así, un grannúmero de muestras constituyen, enrealidad, mezclas de antigua cortezareciclada y material juvenil procedentedel manto. En estas circunstancias,TME carece de significado geológico.Por fortuna, contamos con otros indi-cadores químicos que detectan la pre-sencia de dichas mezclas, de formaque las muestras contaminadas pue-den descartarse.

cirá por el cierre del océano Pacífi-co: Australia continuará en su mo-vimiento de avance septentrionalhacia Asia oriental, mientras queNorteamérica y Sudamérica seguiránsu curso occidental hasta cerrar elPacífico.

Propuesto por J. Tuzo Wilson, elprimer modelo defiende que la sub-ducción de la litosfera oceánicagenerada entre las masas continen-tales tras la ruptura y dispersiónde un supercontinente constituye,en última instancia, el mecanismoque reúne los continentes para en-samblar un nuevo supercontinente.En un proceso de “tectónica delacordeón” (denominación que re-

mite a su parecido con el movi-miento de extensión y contraccióndel instrumento), el supercontinente“va hacia adentro” o “se introvierte”.De esta forma, los márgenes con-tinentales interiores (de cola) delsupercontinente en separación setransforman en los cinturones oro-génicos interiores del siguientesupercontinente. Encontramos unposible ejemplo de este fenómenoen la evolución del orógeno Apa-lachiano-Caledoniano-Varisco deNorteamérica y Europa: la subduc-ción de la litosfera oceánica, ori-ginada por la ruptura de Pannotiahace unos 550 millones de años,culminó con las colisiones conti-

nente-continente asociadas a la for-mación de Pangea, alrededor de250 millones de años después.

Por el contrario, el segundo mo-delo propone que, tras la rupturade un supercontinente, las masascontinentales en dispersión migranpor el planeta hasta reunirse en ellado opuesto. El ascenso del calordel manto atrapado bajo el super-continente provoca que éste se frag-mente y que las masas continenta-les resultantes se dispersen hacia lasantípodas. En este escenario, el su-percontinente “va hacia fuera” o “seextravierte”, de forma que los már-genes continentales exteriores delsupercontinente en dispersión setransforman en los cinturones orogé-nicos interiores del futuro super-continente.

En 1991, Paul Hoffman, de laUniversidad de Harvard, propusoque la ruptura del supercontinenteRodinia, hace unos 760 millonesde años, causó la extraversión deGondwana, una asociación antiguade los continentes meridionales.Según Hoffman, el océano Pacíficose formó por vez primera hace760 millones de años, cuando lamasa continental que integraba Aus-tralia y la Antártida se disgregó dela masa continental antecesora deNorteamérica. Mientras esta masa,que constituiría después GondwanaOriental, se alejaba del punto defractura, se hundió la antigua cor-teza oceánica que rodeaba Rodinia.La subducción continuó hasta queGondwana Oriental colisionó con lamasa unida de Africa y Sudamérica(Gondwana Occidental) y originóasí, hace unos 600 millones años,el supercontinente Pannotia. A di-ferencia, pues, de la introversión,en la que los océanos interioresmás jóvenes se cierran para dar lu-gar al siguiente supercontinente, enla extraversión se cierra el océanoexterior para ensamblar los conti-nentes en uno.

Diferenciasentre los dos modelosLa introversión y la extraversiónocupan los extremos de un amplioabanico de posibilidades. Los dosmodelos divergen en cuestionessustantivas y producen modos deensamblaje supercontinental conpeculiaridades geodinámicas dis-

20 INVESTIGACIÓN Y CIENCIA, diciembre, 2004

Ruptura

Supercontinente

+

+

TME ≥ TR

TME ≤ TRTME ≥ TR

–

TME ≤ TR

TME ≥ TR

Litosferoclastosagregados

Zona de subducción

Falla transformante

Margen pasivo

Orogenia por colisión

Extraversión

Introversión

a

b

c

d

5. ESQUEMA DE LAS POSIBLES ETAPAS del ciclo supercontinental. El supercontinenteestá rodeado por un océano exterior con zonas de subducción y complejos volcánicos(triángulos rojos) que bordean sus márgenes (a). En el momento de la fisura (TR), el res-quebrajamiento del supercontinente crea un nuevo océano interior (b). En este estadioconviven dos tipos de océanos: el exterior, que rodea las masas continentales en disper-sión y cuya litosfera oceánica tiene una edad de manto empobrecido (TME) superior aTR, y el interior, formado por litosfera oceánica relativamente nueva con una TME infe-rior a TR. Así pues, la edad de los fragmentos de litosfera oceánica que se agregan alos continentes cuando éstos se unen encierra la clave para identificar el mecanismo deensamblaje. Si se cierra un océano interior, el siguiente supercontinente se forma porintroversión (movimiento de acordeón), de forma que la litosfera oceánica acrecida serámás joven que TR (c). Si, por el contrario, se cierra un océano exterior, el superconti-nente siguiente se formará por extraversión; la litosfera oceánica acrecida derivará delocéano exterior y será más antigua que TR (d). S

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tintivas, que deberían reflejarseen el registro geológico.

La clave para establecer qué me-canismo geodinámico operaba en undeterminado período geológico sehalla en la edad de la litosfera oceá-nica subducida durante la formación

del supercontinente. En el caso dela introversión, la formación de esalitosfera es posterior a la ruptura delsupercontinente precedente, pero an-terior al ensamblaje del supercon-tinente siguiente. Por el contrario,en la extraversión, la litosfera queprimero subduce se habrá consti-tuido antes de la disgregación delsupercontinente precedente.

Para infortunio de los investiga-dores, la subducción de litosferaoceánica que acaba en una colisióncontinental suele destruir gran partede las pruebas que nos permitirían

distinguir entre los dos modelos. Sinembargo, en la mayoría de los oró-genos hay pequeños fragmentos dela litosfera oceánica en subducciónque se desprenden para unirse a loscontinentes en un proceso de obduc-ción. A diferencia del sino del restode la litosfera oceánica, éstos per-sisten en el registro geológico.

Asimismo, los complejos de is-las volcánicas (arcos insulares) ori-ginados sobre las zonas de subduc-ción, aunque ahora incluidos en lalitosfera oceánica que subduce, pue-den resultar decapitados, arrancados

INVESTIGACIÓN Y CIENCIA, diciembre, 2004 21

a b

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Periférico

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Tierras bajas

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Mar somero

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China

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OcéanoJapeto

Siberia

Laurentia

BálticaOcéanode Rheic

Kazakhstania

Gondwana

China

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Siberia

Laurasia

Kazakhstania

Gondwana

China

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Edad (millones de años)

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Manto empobrecido

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Promedio terrestre

RheicJapeto

Newfoundland

Pangea Japeto

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c = cierrea = apertura

r = rupturau = unión

10

12

Pannotia

6. RECONSTRUCCIONES basadas en lacomposición isotópica de samario (Sm) yneodimio (Nd). Nos indican que Pangea segeneró por introversión. La disgregaciónde Pannotia, hace alrededor de 550 millo-nes de años, creó océanos interiores: elJapeto (b), hace unos 500 millones deaños, y el Rheic (c), hace unos 440 millo-nes de años. Corresponden éstos a losocéanos que se consumieron para formarPangea (d) hace unos 300 millones deaños. El diagrama de relaciones inicialesde neodimio (εNd) respecto del tiempo in-dica que la composición de los complejosoceánicos del Japeto y del Rheic en elorógeno Apalachiano-Caledoniano —deNewfoundland, por ejemplo— sugieren TMEinferiores a TR (momento de la ruptura)de Pannotia (en esta figura y en lafigura 7 los resultados se obtuvieron to-mando el valor típico de 0,18 para la re-lación de Sm/Nd en la corteza).

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del suelo oceánico e incorporadosal margen continental, pasando, tam-bién, a formar parte de la historiageológica. En el más sencillo delos casos, la edad de cristalizaciónde estos complejos acrecidos reve-laría si se formaron antes o des-pués de que el supercontinente sefragmentara, así como si procedende un océano interior o exterior.Puesto que la discrepancia de edadentre la litosfera de un océano in-

terior y la de uno exterior resultamáxima justo después de la rupturade un supercontinente y se acorta amedida que se van distanciando loscontinentes entre sí, la edad de cris-talización de los primeros comple-jos en acrecer constituye el paráme-tro más apropiado para averiguaren qué océano se formaron.

En ambos modelos, sin embargo,la subducción que acontece duranteel cierre de la cuenca oceánica puede

generar nuevos arcos insulares volcá-nicos con una edad de cristalizaciónposterior a la ruptura del super-continente, sea cual sea el tipo deocéano (interior o exterior) que sehunde. Asimismo, en el margen con-tinental se generan por subducciónarcos volcánicos con edades decristalización posteriores al iniciode dicha subducción. En ningunode estos dos casos la edad de cris-talización sirve para distinguir en-tre las dos hipótesis que aquí nosocupan. Para aquellos litosferoclas-tos volcánicos cuya evolución estámarcada por la renovación de la li-tosfera oceánica, debemos recurrira otro método de datación: un po-tente análisis isotópico que nos per-mite determinar la edad de la li-tosfera oceánica original.

Análisis isotópicoLos isótopos corresponden a áto-mos que, si bien pertenecen al mismoelemento químico, difieren ligera-mente en su masa. Todos los áto-mos de un mismo elemento cuentancon el mismo número de protonesen su núcleo. El número de neutro-nes —y con ellos la masa del áto-mo—, en cambio, puede variar; cadauna de estas variaciones correspon-de a un isótopo. Un gran número deelementos cuentan con varios isó-topos. Algunos son radiactivos, esdecir, su inestabilidad les induce adesintegrarse de forma espontáneapara convertirse en isótopos másestables, emitiendo energía duranteel proceso. El tiempo necesario paraque la mitad del elemento “proge-nitor” (inestable) se desintegre yforme el elemento “hijo” (más es-table), corresponde a la vida mediadel elemento radiactivo; toma un va-lor constante y puede medirse en ellaboratorio. Puede determinarse tam-bién la relación entre ambos isóto-pos; combinada con la vida mediadel elemento, sirve para calcular eltiempo que la muestra viene desin-tegrándose. En el caso de una rocavolcánica, ese tiempo correspondea la edad de cristalización.

Además de resultar útiles para ladatación geológica, algunos isóto-pos pueden también utilizarse comotrazadores para obtener informaciónacerca del material que originó unaroca volcánica. El trabajo pionerode Don DePaolo, de la Universidad

22 INVESTIGACIÓN Y CIENCIA, diciembre, 2004

a b

Báltica

India

Suda-mérica

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Báltica

Laurentia

Suda-merica

Africa

India

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SubducciónSubducción

Colisiones continentales Subducción

Edad (millones de años)

ε Nd

Manto empobrecido

2000150010005000

–6

–4

–2

0

2

8

6

4

Promedio terrestre

Peri-Rodinia

Sudán

Plataforma arábiga

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Rodinia r = rupturau = unión

Sm/Nd = 0,18

Orógeno transahariano

7. DESPUES DE LA FRAGMENTACION DE RODINIA, hace unos 760 millones de años (a),el océano exterior se cerró para formar Pannotia (b). El diagrama de relaciones inicialesde neodimio (εNd) respecto del tiempo indica la composición isotópica Sm-Nd de comple-jos oceánicos asociados al ensamblaje de Pannotia. Las edades de la litosfera oceánicaque habría rodeado Rodinia se determinan a partir de los momentos de unión y rupturade Rodinia. Estos complejos incluyen las provincias brasileñas de Borborema y Tocantins,el cinturón Transahariano del Africa Occidental y los orógenos del este y el oeste africa-nos. En cada caso, la evolución temporal de εNd sitúa TME entre la formación y la rup-tura de Rodinia, es decir, entre 1000 y 750 millones de años. Ello corresponde a un pro-ceso de extraversión.

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de California en Berkeley, y otrosha puesto de manifiesto que la de-sintegración que transforma el sa-mario (Sm) en neodimio (Nd) cons-tituye uno de los mejores trazadoresde los procesos tectónicos.

Aunque la transformación del Smen Nd resulta un proceso complejo,podemos ilustrarlo con una compa-ración: la historia de los primeros in-migrantes europeos en Norteamérica.Los apellidos se han transmitido degeneración en generación. Ello per-mite a los genealogistas remontarseen el tiempo y deducir, por ejem-plo, la fecha en la que los antepa-sados abandonaron su país de ori-gen. De forma parecida, si conocemosla edad de cristalización de una rocapodemos trazar la evolución de losisótopos de Sm y Nd, y deducircuándo el “antepasado químico” dela roca se separó del manto empo-brecido —empobrecido porque lastierras raras ligeras, la familia a laque pertenecen el Sm y el Nd, seconcentran en el líquido durante lafusión, reduciendo la cantidad de esoselementos en el manto.

El samario y el neodimio mues-tran un comportamiento químicomuy similar; ello facilita que losprocesos de renovación de la cor-teza apenas afecten a la relación desus concentraciones, que se trans-mite de “generación en generación”.Como veremos, la razón entre elmomento en que los ancestros deuna roca partieron del manto em-pobrecido —edad del manto empo-brecido o TME— y el momento deruptura de un supercontinente nosrevela cómo se formó el siguientesupercontinente. A partir de un con-junto de muestras de roca podemosdefinir, en un gráfico de la evolu-ción isotópica del neodimio, unaenvolvente que permite distinguircon claridad entre introversión y ex-traversión.

La litosfera oceánica que se con-sume durante la introversión pro-cede del océano interior, formadodespués de la ruptura del anteriorsupercontinente; la litosfera oceá-nica que se destruye durante la ex-traversión, en cambio, procede delocéano exterior, que, en algunos ca-sos, se formó antes de la ruptura delsupercontinente precedente. Combi-nando estas observaciones con la re-lación Sm/Nd característica de las

rocas litosféricas se puede definiruna envolvente de valores isotópi-cos esperados para cada uno de losdos tipos de océano. Este enfoquepredice envolventes distintas paralos océanos interiores y exteriores.[Se recurre al parámetro εNd paradesignar la diferencia entre la rela-ción de dos isótopos de neodimioen una muestra concreta y su valorpromedio terrestre en el momentoen que la roca cristalizó.] El análi-sis isotópico de la litosfera de es-tos océanos, o de los litosferoclas-tos volcánicos producto de sureciclaje, debería permitirnos dis-tinguir entre los dos modelos quedescriben la congregación de unsupercontinente.

La formación de PangeaLos Apalaches en Norteamérica, elCinturón Caledoniano del Atlánticonorte, el Cinturón Varisco de Europameridional y los montes Urales enRusia constituyen los principalesorógenos de colisión asociados alensamblaje de Pangea. La disgre-gación del supercontinente que leprecedió, Pannotia, se inició hace550 millones de años; ello nos per-mite definir dos envolventes, unapara cada tipo de océano, interiory exterior. Trazando la ascendenciade las rocas oceánicas desde di-chos cinturones montañosos hastael momento en que abandonaron elmanto empobrecido, se obtienen lí-neas de crecimiento que, al coinci-dir con una de las envolventes, per-miten distinguir con claridad siPangea se ensambló por introver-sión o extraversión.

Si los litosferoclastos oceánicosacrecidos durante la formación dePangea procedían del océano inte-rior, debieron haberse originado enel manto hace menos de 550 millo-nes de años. Aunque no se disponetodavía de la información isotópicadel Nd de los Urales, en los otrosorógenos existen varios terranesoceánicos con rocas cuyas líneasde crecimiento indican que proce-den de un océano interior. Sus va-lores iniciales de εNd, correspon-dientes al momento de cristalización,están muy cercanos a la línea delmanto empobrecido, lo que implicaque el magma abandonó el mantoempobrecido aproximadamente enel momento de su formación. Ello

indica que proceden de un océanointerior.

Los Apalaches se formaron cuan-do el océano Japeto se cerró. Con-tienen litosferoclastos asociados alnacimiento y desaparición posteriorde ese mar. En Quebec, rocas de600 millones de años de antigüe-dad, procedentes de los terranes encuestión, muestran valores inicialesde εNd muy altos (de +6,9 a +10,0),próximos a la línea del manto em-pobrecido; ello hace pensar que pro-ceden del manto empobrecido. Laedad de estas rocas coincide con laruptura del supercontinente ante-rior, Pannotia, lo que hace suponerque los litosferoclastos reflejan losprimeros estadios de esa ruptura.De forma parecida, en Newfound-land, los litosferoclastos oceáni-cos, de unos 480 millones de añosde antigüedad, se hundieron sobrela antigua Norteamérica al tiempoque se cerraba el océano Japeto. Susvalores iniciales de εNd (de +5,6 a+7,7) coinciden con los del mantoempobrecido hace 480 millones deaños. Así pues, estos litosferoclas-tos derivaron del manto en un mo-mento posterior a la fragmentaciónde Pannotia, por lo que pueden con-siderarse vestigios de un océanointerior.

Los litosferoclastos oceánicos aso-ciados a la apertura y el cierre deJapeto muestran, por tanto, una com-posición muy cercana a la del TMEen el momento de su emplazamiento;su edad modelo casi coincide con laedad de cristalización, posterior a laruptura de Pannotia. Estos datos, juntocon la falta de complejos oceánicosanteriores a la escisión, indican quela litosfera oceánica fuente se generóen un océano interior.

El cinturón Varisco de Europa oc-cidental se formó hace entre 320 y285 millones de años, cuando secerró el océano de Rheic. En GranBretaña, Francia y España se con-servan litosferoclastos asociados ala fragmentación continental y a laposterior subducción de este océano.En el Macizo Central francés, porejemplo, los basaltos que se gene-raron al inicio de la apertura deeste océano, hace alrededor de 480millones de años, muestran valoresiniciales de εNd (cerca de +6,8) si-milares a los del manto empobre-cido coetáneo. En el centro de

INVESTIGACIÓN Y CIENCIA, diciembre, 2004 23

Francia y el sudoeste de España seencuentran rocas basálticas de 360a 350 millones de años de antigüe-dad, relacionadas con procesos desubducción, con valores iniciales deεNd próximos a los valores del man-to empobrecido (de +6,1 a +8,0 yde +7,9 a +9,2 respectivamente). Enla península de Lizard, al sur deGran Bretaña, se conserva un frag-mento obducido de suelo oceánicode Rheic que también muestra va-lores de εNd (de +9,0 a +11,8) tí-picos del manto empobrecido. Suedad de cristalización, posterior a laruptura, se remonta a los 390 mi-llones de años.

Lo mismo que en el caso delJapeto, la correspondencia de losvalores de εNd con los del mantoempobrecido coetáneo, así como lacasi coincidencia entre TME y la edadde cristalización de las rocas delocéano de Rheic, indican que la li-tosfera oceánica que compone es-tos conjuntos se generó después dela división de Pannotia y, por tanto,proceden de un océano interior. Deeste haz de pruebas se deduce quePangea se formó por introversión.

La formación de PannotiaPero, ¿todos los supercontinentesse han reunido por introversión? Pa-ra hallar una respuesta, centrémo-nos en los datos procedentes de losorógenos de colisión asociados alensamblaje de Pannotia, hace 600millones de años; esos orógenosincluyen el cinturón de Borborema,en Brasil, y los cinturones Tran-sahariano y de Mozambique, en elnorte y este de Africa. Se caracte-rizan por conservar litosferoclastosprocedentes de océanos que se ce-rraron para formar Pannotia. Debidoa que el anterior supercontinente,Rodinia, se fragmentó hace unos760 millones de años, la edad de losterranes originados en el océanointerior no debería superar los760 millones de años, mientras quela de gran parte de los derivadosdel océano exterior debería hallar-se entre los 760 y los 1100 millo-nes de años, la vida aproximada deRodinia.

En la provincia brasileña de losTocantins, encontramos litosfero-clastos procedentes de arcos insu-lares, con edades de cristalizaciónde 950 a 850 millones de años y de

760 a 600 millones de años, quemuestran valores iniciales de εNddesde +0,2 a +6,9 y una TME entre1200 y 900 millones de años. En elcinturón Transahariano, al sudoestede Algeria y en el mediodía deMarruecos, los terranes de origeninsular con valores iniciales de εNdmuy altos (de +1,0 a +5,0), indicanTME comprendidas entre los 1200 ylos 950 millones de años.

El Cinturón de Mozambique tam-bién contiene varios litosferoclastosde origen insular. En el extremo sep-tentrional del mismo, en Sudán, lasrocas basálticas de 800 millones deaños de antigüedad muestran valo-res iniciales de εNd muy altos (de+3,6 a +5,2) y TME comprendidasentre los 900 y los 800 millones deaños. Al sur, rocas de 740 millonesde años de antigüedad y valoresiniciales de εNd desde +2,9 a +3,4ofrecen TME comprendidas entre los980 y los 960 millones de años.Así pues, cada uno de estos oró-genos contiene terranes oceánicoscon TME anteriores a la ruptura deRodinia, es decir, que superan los760 millones de años. Ello indicaque la litosfera oceánica que ge-neró estos conjuntos se originó an-tes de la ruptura de Rodinia. Elocéano cuyo cierre registran estosorógenos formaba parte del océanoexterior que rodeaba este super-continente. Por tanto, a diferenciade la formación de Pangea, con-cluimos que Pannotia se constituyópor extraversión.

ConclusionesSe acepta hoy que los superconti-nentes se han congregado y disgre-gado repetidamente en el transcur-so de los últimos 3000 millones deaños. Al menos en este período, lahistoria geológica de la Tierra haestado dominada por una tectónicade placas. La interacción entre lascorrientes convectivas del mantoterrestre y la litosfera suprayacenteha causado repetidas tandas de en-samblaje y fragmentación del su-percontinente. El análisis actualmuestra dos mecanismos posibles,harto distintos. Tras la ruptura deRodinia, por ejemplo, parece ser quelos continentes en dispersión migra-ron hacia regiones de hundimientodel manto —las zonas de subduc-ción—, cuya ubicación influyó so-

bremanera en la formación y la lo-calización de Pannotia.

El mecanismo de formación dePangea, en cambio, no está tan claro.Puesto que los continentes conver-gieron, sabemos que la litosfera delos océanos interiores que se cerra-ron se hundió a un ritmo más rá-pido que el de su creación. Dadoque la destrucción de litosfera oceá-nica se compensa, a escala global,mediante la formación de litosferanueva, el cierre de los océanos in-teriores debió ir acompañado de lacreación de litosfera en el océanoexterior.

Pero, ¿fue la formación de nuevalitosfera oceánica exterior la que em-pujó y congregó en uno los conti-nentes? ¿Fue, acaso, la rápida sub-ducción en el océano interior la quetiró de ellos y los acercó, permitiendoel ascenso del manto hacia el océanoexterior? Los mecanismos respon-sables de la formación de Pangea sonhoy tan escurridizos como lo erancuando Alfred Wegener, padre delconcepto de la deriva continental,propuso por primera vez la existen-cia de este supercontinente, haceahora un siglo.

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J. Brendan Murphy, profesor de laUniversidad de San Francisco Javieren Autigonish, se dedica a la investi-gación de la orogénesis y la relaciónentre la actividad tectónica y los pro-cesos ígneos. R. Damian Nance en-seña en la Universidad de Ohio. Com-parte con Murphy su interés por latectónica y los procesos geodinámicosa gran escala. Vienen trabajando jun-tos desde 1985.© American Scientist Magazine.

LARGE-SCALE MANTLE CONVECTION AND THEAGGREGATION AND DISPERSAL OF SUPER-CONTINENTS. M. Gurnis en Nature, vol.322, págs. 695-699; 1988.

DID THE BREAKOUT OF LAURENTIA TURNGONDWANA INSIDE OUT? P. F. Hoffmanen Science, vol. 252, págs. 1409-1412;1991.

DO SUPERCONTINENTS INTROVERT OR EX-TROVERT?: Sm-Nd ISOTOPIC EVIDENCE.J. B. Murphy y R. D. Nance en Geolo-gy, vol. 31, págs. 873-876; 2003.

Los autores

Bibliografía complementaria