L'evolució del planeta Terra

De la història remota a l’estructura actual

Abans de parlar de la història de la biosfera cal parlar de la història del seu suport físic, el planeta Terra. Cal parlar de la seva estructura. Cal parlar de la tectònica de plaques, que determina la configuració i la distribució de continents i oceans, més variable que no pensem al llarg dels temps geològics i d’enormes conseqüències per a les condicions climàtiques i ambientals a què es troben sotmesos els organismes. Cal parlar del modelatge de l’escorça terrestre pels agents atmosfèrics i orgànics, que també contribueix a la diversificació i a la modificació dels hàbitats. I també de les variacions d’un o altre origen en aquests agents, entre elles les que resulten de l’acció dels mateixos éssers vius.

La formació del planeta

El calendari de les diferents etapes evolutives del planeta Terra des de la seva formació. L’Univers, la nostra galàxia, el planeta Terra, no han existit sempre ni han estat sempre iguals. Els humans, uns dels éssers vius que han estat menys temps damunt la Terra, han reconstruït a grans trets la història evolutiva del seu planeta, però els resten encara molts interrogants per desxifrar. La història de l’aparició de la vida a la Terra i la seva expansió posterior fins al que coneixem actualment és apassionant.

Jordi Corbera, a partir de fonts diverses

Segons les hipòtesis més generalment admeses, el conjunt de l’Univers, incloent-hi la nostra galàxia, té uns 14 000 milions d’anys. El Sol i el sistema planetari que l’envolta, del qual forma part la Terra, no es configuraren, però, fins fa uns 4 600 milions d’anys, com a resultat de la condensació en el Sol de la major part d’un núvol de pols i gas interstel·lar i per acreció de la resta en forma de protoplanetes que començaren a girar entorn d’aquella estrella.

Un d’aquells protoplanetes, després d’un període durant el qual es mantingué en estat de fusió (gràcies als freqüents impactes d’altres cossos i a l’energia de la desintegració radioactiva dels isòtops de vida curta), es refredà, diferencià una escorça sòlida i una atmosfera gasosa i esdevingué aquest planeta on vivim juntament amb molts altres éssers, amb els quals compartim el conjunt de propietats que anomenem vida. Així doncs, el nostre planeta, la Terra, té una història d’uns 4 600 milions d’anys, però no es refredà i s’estabilitzà fins en fa uns 3 900, al final de l’eó Hadeà.

Al començament de la història del nostre planeta encara no hi havia éssers vius, però actualment es coneixen fòssils de bacteris no gaire diferents dels actuals que tenen uns 3 500 milions d’anys d’antiguitat, i encara és en discussió l’existència d’altres testimonis encara més antics. La biosfera, doncs, començà a conformar-se probablement en alguna data indeterminada entre aquestes dues fites tan remotes separades per mil milions d’anys, tal vegada al començament de l’eó Arqueà, és a dir, durant els temps compresos entre 3 900 i 2 500 milions d’anys enrere. Una biosfera, és clar, molt diferent de la que coneixem, com també eren molt diferents de les actuals la configuració de la superfície de la Terra i les condicions ambientals que afectaven els organismes.

L’atmosfera, per exemple, tenia una composició i unes propietats completament diferents de les presents (composta fonamentalment de vapor d’aigua, nitrogen i diòxid de carboni i mancada com estava d’oxigen, era reductora en comptes d’oxidant), l’energia que arribava a la Terra procedent del Sol era molt menor que no la que hi arriba actualment, la distribució de terres i mars no s’assemblava gens a la d’avui i els éssers vius eren exclusivament microorganismes similars a alguns grups de bacteris actuals. L’afaiçonament de la biosfera és en bona part resultat de l’acció dels mateixos organismes al llarg d’aquest entorn de 4 mil milions d’anys, si bé també hi han influït —de vegades ben dramàticament— la pròpia dinàmica geològica i altres factors del tot independents de la vida.

L’estructura actual de la Terra

A les etapes més primerenques de la seva formació, la Terra, sotmesa a una veritable pluja d’objectes celests de diversa grandària que anaven afegint els seus materials als inicialment condensats (procés d’acreció), a la radiació resultant de la desintegració dels isòtops radioactius de vida curta presents inicialment al seu si, i a l’escalfament derivat de la compressió dels materials inicials sota el pes dels novament incorporats, assolí elevades temperatures; com a mínim per damunt dels 1 600°C a la superfície i encara més elevades al seu interior, creixents amb la profunditat. Sota aquestes condicions, tots els materials avui sòlids romanien en fusió, i els àtoms més pesants, com el ferro o el níquel, tendiren a concentrar-se més a prop del centre de la Terra i a constituir un nucli, mentre que els més lleugers, com el silici, l’alumini, el calci o el carboni, tendiren a romandre més a prop de la superfície on, amb el progressiu refredament del planeta, han acabat per constituir una escorça cristal·lina.

Entre el nucli i l’escorça s’ha diferenciat una capa intermèdia anomenada mantell. El nitrogen i els gasos nobles han conformat una atmosfera gasosa a la qual s’han incorporat després gasos resultants d’erupcions volcàniques, d’impactes d’objectes procedents de l’espai i de reaccions químiques produïdes a la superfície de la Terra. Entre aquests cal destacar el vapor d’aigua, del qual procedeix l’aigua líquida i sòlida dels oceans, llacs i rius, dels gels permanents i dels éssers vius. El planeta en conjunt, doncs, ha quedat diferenciat en un seguit de capes o nivells concèntrics de propietats físiques diferents d’ençà d’una data que se situa entre els 4 400 i els 4 300 milions d’anys enrere.

Mitjançant tècniques sismològiques s’han pogut establir dues discontinuïtats principals en aquest seguit de capes que formen el globus terrestre. La més superficial, la de discontinuïtat de Mohorovicic (o més abreujadament, discontinuïtat de Moho), pren el nom del geòleg croat Andrija Mohorovicic, que la descobrí el 1909, i separa l’escorça terrestre del mantell. La segona, la discontinuïtat de Gutenberg, pren el seu del geòleg alemany Beno Gutenberg, que en fou el descobridor el 1914, i separa el mantell del nucli. Una part del mantell superior, la més profunda, es caracteritza per ser, alhora, menys densa i més plàstica que la més propera a la superfície i s’anomena per això astenosfera. La més superficial, més lleugera i rígida, rep, juntament amb l’escorça, el nom de litosfera.

L’escorça terrestre, la capa més externa de la Terra, és formada per dues parts diferents. La part inferior, de constitució basàltica i d’uns 9 km de gruix, és la que forma els fons oceànics i la base on s’instal·len les masses de continents. Els continents, formats principalment de roques granítiques, constitueixen la capa superior, molt més gruixuda, d’uns 35 a 45 km. Per sota de la litosfera, és a dir, per sota del gruix format per l’escorça i el mantell superior, hi ha una zona en estat de fusió parcial que forma l’astenosfera. La base de l’astenosfera, que es troba entre 400 i 700 km de profunditat, connecta amb la part interior del globus terrestre, anomenada mesosfera, on la matèria torna a ser rígida; hom creu que el nucli sòlid de la Terra pot ser format de materials on el níquel, el ferro, el sofre i el silici són dominants.

Editrònica, a partir de fonts diverses

Fins cap al 1950 la imatge dominant de l’estructura de la Terra era d’una perfecta simetria esfèrica des del centre fins a la discontinuïtat de Moho i una distribució més irregular i complexa dels materials a l’escorça. Però d’ençà dels primers anys de la segona meitat del segle XX s’ha fet palesa la irregularitat tant de l’escorça com de les capes més superficials del mantell. La profunditat de la discontinuïtat de Moho no és constant, com tampoc no ho és el gruix de l’escorça. Sota els oceans la discontinuïtat de Moho se situa entre 5 i 8 km de profunditat mentre que sota els continents se situa generalment entre 30 i 40 km però pot arribar als 65 sota les grans serralades i pot aprimar-se molt sota les grans estructures d’esfondrament, els rifts, dels quals parlarem més endavant. Per altra banda, encara que no correspongui a diferències substancials en la composició, calgué acceptar que la discontinuïtat entre litosfera i astenosfera —és a dir, entre la part sòlida superficial de la Terra, que inclou l’escorça i la part més superficial del mantell superior, fins a una profunditat que oscil·la entre els 70 i els 150 km, i l’astenosfera, més plàstica, la profunditat de base de la qual pot oscil·lar entre els 400 i els 700 km— és més rellevant per les seves conseqüències en la configuració de la superfície del planeta que no les discontinuïtats sísmiques detectades anteriorment.

La composició del conjunt de la listosfera, malgrat la gran diversitat de roques que afloren a la superfície, és molt propera a la del granit, una roca que es compon essencialment de minerals de dos tipus: quars (òxids de silici) i feldspats (silicats que contenen alumini, a més de sodi, potasi, calci o bari), molt més lleugers que l’olivina (silicat de magnesi i ferro), que és el mineral component fonamental del mantell. Tots aquests materials es concreten en un seguit de peces de forma, gruix i dimensió molt variables, que es mouen molt lentament les unes amb relació a les altres i que s’anomenen plaques litosfèriques, els moviments de les quals són possibles mercès a la plasticitat de l’astenosfera (sobre la qual es pot dir que floten i que es desplacen a la deriva) i a la seva densitat més petita.

La deriva de les plaques

L’escorça terrestre

Hi ha dues menes d’escorça terrestre: la continental i l’oceànica. L’escorça continental, més gruixuda i permanent, correspon a les àrees continentals en el sentit geològic del terme, és a dir als continents pròpiament dits, però també a les plataformes continentals i a moltes de les illes. El seu gruix varia d’un indret a un altre, però té una mitjana d’uns 35 km; excepcionalment pot ultrapassar els 60 km sota algunes serralades, o aprimar-se fins a menys de 20 sota algunes depressions. A les vores de les àrees continentals, coincidint generalment amb les plataformes i els talussos continentals submergits, l’escorça s’aprima fins a desaparèixer i és substituïda per l’escorça oceànica. L’escorça oceànica correspon fonamentalment als fons oceànics i a les illes volcàniques que n’emergeixen, i és més densa i més prima que la continental: té un gruix mitjà d’uns 7 km i només excepcionalment s’acosta als 10 km.

Tal com ja hem dit, tant l’escorça continental com l’oceànica, tot i que clarament separades del mantell superior per l’anomenada discontinuïtat de Moho, en la qual es produeixen fenòmens de reflexió i de refracció de les ones sísmiques, estan solidàriament unides amb la part superior, sòlida, d’aquest mantell. El gruix del mantell superior és més petit sota l’escorça oceànica que sota la continental i també presenta propietats físiques lleument diferenciades segons el gruix d’escorça que té a sobre. Sense cap variació de composició, el mantell superior reposa sobre l’astenosfera, la qual té una part del seu material fos i es comporta com un material dúctil, si bé molt viscós, cosa que possibilita els moviments de les plaques litosfèriques.

La tectònica de plaques

Disposició de les plaques principals de la listosfera. Les plaques litosfèriques constitueixen en conjunt un mosaic de casquets esfèrics al voltant de la Terra, d’un gruix variable entre 50 i 150 km i es desplacen a una velocitat d’uns quants centímetres cada any. La forma i el nombre de plaques litosfèriques, i igualment els seus moviments relatius, han anat canviant al llarg de la història de la Terra: les plaques es fragmenten en d’altres de més petites, o se solden en plaques més grans. La teoria de les plaques litosfèriques de Wegener féu desplaçar les anteriors concepcions de l’estructura de la Terra.

Editrònica, a partir de fonts diverses

La tectònica de plaques ha passat en molts pocs anys (pràcticament entre el 1965 i el 1971) de ser una hipòtesi agosarada a constituir-se en un dels paradigmes que fonamenta la ciència geològica contemporània. Si bé és cert que ja el 1912 el meteoròleg alemany Alfred Wegener havia formulat la hipòtesi d’una deriva continental basant-se en arguments geofísics, estratigràfics, paleontològics, paleoclimàtics i biogeogràfics, els seus arguments es veieren enfrontats a un rebuig generalitzat fins que, a partir dels primers anys seixanta, mercès a les recerques de Harry Hess i Robert S. Dietz, es reconegué el procés d’extensió o eixamplament dels fons marins a partir de les crestes oceàniques. Posat en evidència inicialment en la cresta central de l’Atlàntic, la seva posterior confirmació en la cresta del Pacífic (oceà considerat tradicionalment molt arcaic) conduí Hess a formular la hipòtesi que les cèl·lules de convecció formades a la part fluida del mantell actuaven com una cinta transportadora que eixamplava els fons oceànics a partir dels eixos de les crestes (sota els quals se situarien les branques ascendents, calentes, de les cèl·lules de convecció) i els colgava sota les fosses marginals (cap on davallaven les branques descendents, fredes, d’aquelles cèl·lules de convecció). Les contínues erupcions volcàniques que van afegint material rocós nou, procendent del mantell, eviten una separació cada cop més àmplia de les dues vores del fons oceànic, les quals es mouen en sentits oposats.

El procés de separació de l’Amèrica del Sud i l’Àfrica per l’eixamplament progressiu de l’Atlàntic, degut a la formació de litosfera en la dorsal centratlàntica, és una prova que l’escorça terrestre és formada per un mosaic de plaques separades per dorsals, fosses o falles. La formació d’escorça nova en les dorsals oceàniques, i la corresponent desaparició d’escorça vella en les fosses, són els fenòmens responsables de la deriva dels continents. La formació de nova litosfera ha de ser compensada amb la destrucció de material litosfèric.

Albert Martínez, a partir de fonts diverses

Certament, encara que aquest fenomen es manifesti al centre dels oceans, no deixa de tenir efectes als continents. De fet, fou a partir de l’observació de J.T. Wilson el 1965 que les “cintes transportadores” postulades per Hess i Dietz podien estar connectades amb una xarxa de falles que dividia la superfície de la Terra en un cert nombre de plaques rígides, que començà a desenvolupar-se la teoria de la tectònica de plaques, la qual ben aviat es veuria confirmada per tot un seguit de dades paleomagnètiques, estratigràfiques, oceanogràfiques i geoquímiques.

La tectònica de plaques té repercussions molt importants per a la biosfera i per a la seva història, de la qual modifica constantment l’escenari, encara que sigui a una velocitat d’uns pocs centímetres a l’any. Generalment es reconeixen vuit plaques principals i un conjunt de plaques de dimensions inferiors que ocupen tota la superfície de la Terra i que es desplacen lentament les unes respecte de les altres.

El contacte entre les plaques

Els límits entre les plaques són tectònicament actius i poden ser de tres menes, que corresponen a tres tipus diferents de moviments relatius de les plaques en contacte. El primer tipus inclouria el que s’anomena límits constructius o límits d’acreció; es tracta de la mena de límits que hem descrit fins ara, en els quals es va generant litosfera “nova” per aflorament de materials del mantell; aquest és el cas de totes les crestes oceàniques, fins i tot de les seves parts emergides, com ara el cas d’Islàndia.

Un segon tipus de límits entre plaques aplegaria els anomenats límits convergents o límits destructius, si bé estrictament parlant només hi ha destrucció de litosfera en el cas dels processos de subducció, és a dir, d’aquells límits en els quals una placa s’encavalca amb una altra de manera que la que queda a sota es veu empesa avall, cap al si de l’astenosfera, per sota de les fosses oceàniques i dels arcs d’illes o de muntanyes volcàniques que sempre les ressegueixen; en els altres límits convergents, mitjançant un seguit d’encavalcaments complexos, el que es produeix és un engruiximent de la litosfera (procés de col·lisió). Són exemples de subducció els límits septentrionals de la placa pacífica, allí on confinen amb les fosses de les Aleutianes o de les Kurils, dos arcs d’illes volcàniques dels més típics; un exemple de col·lisió seria el límit de l’Índia (un fragment de l’antic continent austral de Gondwana) amb la placa eurasiàtica, que ha ocasionat la formació de l’Himàlaia.

El tercer tipus de límits entre plaques inclouria el que s’anomena límits transformants o límits conservadors; es tracta d’aquells en els quals només hi ha desplaçaments laterals sense formació ni destrucció de litosfera. En molts llocs aquests límits tallen els eixos de les serralades oceàniques o hi són més o menys perpendiculars, i són per això indrets d’intensa activitat sísmica. També reben el nom de falles transformants, la més coneguda de les quals és la de San Andrés, a Califòrnia.

Les zones de “rift”

La rigidesa de conjunt de les plaques no exclou pas altres possibilitats de deformació al marge de les que resulten dels contactes entre plaques, en particular a les zones anomenades de “rift”. Les zones de “rift” intracontinental són espais allargassats (de vegades fins de milers de quilòmetres) i més aviat estrets (en general del voltant de desenes o centenars de quilòmetres, però sovint més estrets) que es caracteritzen per un aprimament de l’escorça continental i del mantell superior infrajacent i una estructura de blocs individualitzats per falles. Els blocs poden estar més o menys enfonsats, aixecats o basculats, però en conjunt la zona de “rift” resulta deprimida amb relació als seus marges fins al punt que pot estar envaïda pel mar o ocupada per llacs. Les zones de “rift” comporten una extensió lateral, és a dir una mena d’estirament o moviment divergent dels seus costats i, alhora, una ascensió de l’astenosfera a nivells més propers a la superfície; d’això es deriva una doble conseqüència: una feblesa mecànica i un flux de calor important, dels quals resulten unes condicions favorables a les manifestacions volcàniques i a l’activitat sísmica.

Els processos associats a la formació de zones de “rift” intrancontinentals poden estabilitzar-se en un moment determinat o bé poden dur la seva evolució fins a l’esqueixament de la placa en la qual s’han format. Si la ruptura roman limitada simplement en resulta un hiat de l’escorça continental a l’interior d’una placa el fons del qual es pot reblir amb materials de característiques oceàniques tal com passa amb les cubetes de la mar Càspia o de la mar Negra, les de les mars marginals de la costa oriental d’Àsia (Bering, Okhotsk, Japó, Xina Oriental, Xina Meridional, Sulu, Cèlebes) o algunes conques de la Mediterrània. Si el procés no s’atura pot arribar-se a la fragmentació de la placa i a la formació de nous espais oceànics. Fou un procés de fragmentació d’aquest tipus, iniciat al començament de l’era secundària, ara fa uns 250 milions d’anys, el que originà, a partir d’una gran placa continental única, la formació dels fons oceànics que actualment trobem a la Terra, a més de les successives configuracions de la distribució de terres emergides i oceans des d’aquella etapa fins avui.

De la mateixa manera que els moviments de les plaques afecten la distribució de continents i oceans, també afecten indirectament el clima i la distribució dels éssers vius i la seva diversitat. Quan es desencadena un procés de “rift” i els continents es comencen a esberlar, als marges del “rift” es poden produir aixecaments de blocs de vegades considerables (un exemple seria el cas de l’altiplà d’Etiòpia; amb alçades que assoleixen més de 4 000 m); això pot ocasionar descensos del nivell de la mar i conduir a un clima més continental a les terres emergides. Per contra, quan es consuma la fragmentació continental el clima de les terres emergides, si més no en la part afectada per la formació de nous fons oceànics, esdevé més marítim; en qualsevol cas la modificació en la distribució de terres i mars sempre equival a modificacions dels fluxos atmosfèrics.

La formació dels continents

Els terrenys més antics

No podem saber gairebé res de la distribució de terres i aigües que hi havia al principi de la història de la biosfera. Les roques sedimentàries més antigues conegudes fins ara, les de la formació d’Isua, al sud-oest de Grenlàndia i a la costa de la península de Labrador immediata, d’uns 3 900 milions d’any d’antiguitat segons diferents mètodes de datació, sembla que es devien dipositar en aigües costaneres poc profundes, però no sabem si les terres de les quals procedien els sediments eren un gran continent o una illa ni si era l’única terra emergida o n’hi havia més.

El descobriment de les roques sedimentàries més velles del món a la formació d’Isua anà seguit de troballes de roques d’edats compreses entre els 3 500 i els 3 800 milions d’anys en diferents localitats de l’Àfrica meridional, d’Amèrica del Nord, d’Austràlia occidental, de Iacútia, de l’Índia i potser de l’Antàrtida, però, com en el cas de la formació d’Isua, només es pot assegurar que els materials que formaren els sediments s’havien dipositat sobre una escorça sòlida en un ambient marí, que la proporció d’oxigen a l’atmosfera havia de ser baixa i que les temperatures no havien de ser gaire allunyades de les actuals atès que hi havia aigua en estat líquid. Per altra banda, l’estudi de les concentracions relatives de l’isòtop normal (12C) i de l’isòtop pesant no radioactiu (13C) del carboni en sediments del Proterozoic tardà de Spitzbergen, de l’Àfrica austral i del nord-oest del Canadà revela una concentració d’oxigen a l’atmosfera d’aquella època comparable amb la del Fanerozoic.

Hom ha proposat també la hipòtesi de la distribució de tot un seguit de masses continentals discontínues relativament petites en flotació sobre el mantell al llarg de l’equador terrestre i parcialment cobertes per les aigües dels oceans. Les roques arqueanes conservades serien testimonis d’algunes d’aquestes hipotètiques masses continentals. En canvi, no han aparegut testimonis de la hipotètica escorça basàltica que havia d’ocupar el fons dels oceans. Segons aquesta hipòtesi, en temps arqueans, fragments d’escuma de silicats més lleugers que el mantell superior haurien sortit aquí o allà a la superfície d’aquest i, transportats a la deriva dels processos de convecció del mateix mantell, s’haurien anat trobant i aplegant en masses “continentals” cada cop més grans, en un procés que recordaria el creixement dels planetes per acreció. L’escorça oceànica, en canvi, sota els efectes d’una convecció del mantell molt més vigorosa que l’actual, devia experimentar un actiu reciclat a petita escala cap a l’interior del mantell superior. Això explicaria el fet que no hagi romàs cap testimoni d’escorça oceànica arqueana i sí de roques d’origen volcànic amb predomini dels minerals de ferro i de magnesi (roques màfiques), i extensions, de vegades considerables, de roques sedimentàries immadures derivades de la reorganització d’aquelles (“grauwackes” i esquists), predominantment dipositades en medis oceànics. Tot i així, amplis moviments laterals o rotacions, que recordarien ja els de la tectònica de plaques actuals, començaren a produir-se en aquestes masses continentals abans de la fi de l’Arqueà, ja que dades mesurades a l’Amèrica del Nord indiquen moviments de prop de 45° de latitud entre el final de l’Arqueà i el començament del Protetorozoic.

Els continents proterozoics

Amb el començament del Proterozoic (quasi 3 000 milions d’anys enrere a l’Àfrica austral, 2 800 milions a Austràlia occidental, entre 2 700 i 2 600 a l’escut canadenc) la situació canvia considerablement. El 60% de la massa continental actual ja existia al final d’aquest període inicial del Proterozoic i entre un 20 i un 25% més s’hi afegí probablement en forma de roques intrusives durant les orogènesis que tingueren lloc fa entre 1 900 i 1 700 milions d’anys.

El Proterozoic inferior o antic va ser fins fa uns 2 000 o 1 900 milions d’anys un temps de creixement de l’escorça continental i, particularment, de les plataformes costaneres. Tant en aquestes com en les conques continentals s’acumulà un registre extensiu de sedimentació i d’activitat volcànica, interromput de manera intermitent per claps de dics basàltics i per bandes plegades entre els nuclis dels escuts o cratons. Això, i l’aparent deriva dels pols que es produeix en aquesta època, porta a concloure que la tectònica de plaques ja havia començat. Com també comencen a aparèixer en els materials d’aquesta època els primers testimonis certs de canvis climàtics (la glaciació registrada més antiga), d’una vida bacteriana rica i variada i de l’evolució de l’atmosfera que la intervenció d’aquests mateixos organismes determinà.

En el Proterozoic superior, els testimonis d’una tectònica de plaques del tot semblant a l’actual ja són nombrosos i irrefutables i, segons una reconstrucció provisional, la distribució de les masses continentals cap a 1 250 milions d’anys enrere resultaria no sols molt diferent de l’actual, sinó gairebé oposada, ja que la major part de les terres emergides correspondrien a l’hemisferi sud, en el qual se situarien les parts ja existents del que avui són Àfrica, l’Antàrtida, Aràbia, Àsia central, Austràlia, Europa i la Xina meridional. Només part dels materials d’aquell període conservats avui a Sibèria, a l’extrem oriental de Rússia i a la Xina septentrional se situarien francament a l’hemisferi nord, mentre que les dues parts del continent americà se situarien en una posició pràcticament equatorial, amb els eixos més llargs en direcció sensiblement E-W en comptes de N-S com és avui. Aquesta distribució austral de les terres emergides encara s’hauria accentuat en el transcurs del Proterozoic, fins a situar la placa africana en una posició no gaire diferent de la que avui ocupa l’antàrtica i la majoria de les altres aplegades entorn seu formant pràcticament un únic conjunt continental, una primera Pangea, diferent del continent del mateix nom, fragmentat posteriorment (al final del temps secundaris) que seria segons aquesta hipòtesi una segona Pangea o Pangea II.

De la primera Pangea a Gondwana

Durant l’Ediacarià i el Cambrià s’hauria començat a fragmentar la primera Pangea i, entre la placa nord-americano-grenlandesa per una banda i la nord-europea i la siberiano-mongola per una altra, s’hauria obert un nou oceà, anomenat Iapetus. Les dades paleomagnètiques disponibles semblen confirmar cap a l’inici de l’Ordovicià (uns 500 milions d’anys enrere) un model de distribució de les terres emergides que comprèn un seguit de petites masses continentals majoritàriament distribuïdes en latituds properes a l’equador i un únic continent d’unes dimensions més grans, més aviat austral, però també bàsicament equatorial: Gondwana, que aplegaria el que avui és l’Àfrica, l’Amèrica del Sud, l’Antàrtida, l’Aràbia, l’Índia i Austràlia.

La progressiva fragmentació continental i un nou desplaçament de la majoria de les terres emergides cap a latituds tropicals durant el Cambrià tingué conseqüències climàtiques, i molt probablement podria ser una de les explicacions de la sobtada explosió de noves formes de vida durant aquest període, a la qual haurem de referir-nos més endavant. Per contra, a partir de l’Ordovicià s’hauria iniciat una nova fase d’acreció dels continents en la qual l’oceà Iapetus hauria tornat a tancar-se i la major part de les terres emergides i de llurs plataformes continentals s’haurien aplegat en dues úniques masses continentals: l’una, Lauràsia, bàsicament tropical i més fragmentada, i l’altra, Gondwana, fonamentalment austral i sotmesa a un clima glacial.

Aquest era, versemblantment, l’aspecte de la Terra al començament del Silurià (fa uns 440 milions d’anys). Lauràsia i Gondwana, però, a continuació s’haurien anat acostant, i durant el Permià (fa uns 250 milions d’anys) haurien arribat a unir-se en una sola massa continental per a constituir el ja esmentat segon Pangea, del qual deriven els continents actuals.

A partir de l’inici de la formació de fractures al si de la gran placa continental d’aquesta segona Pangea i de la successiva obertura de nous oceans i l’aixecament de les serralades del cicle alpí, les dades disponibles són molt més segures, ja que no s’ha repetit la reunió de tota l’escorça continental en una sola placa. Sembla que fins al Juràssic inferior (fa uns 200 milions d’anys) no començà a obrir-se novament un braç de mar, el Tetis, en una latitud propera a l’equador, entre Gondwana i Lauràsia, ni a modificar-se excessivament la configuració de les costes de l’oceà mundial (Pantalassa) llavors existent.

Tanmateix la reunió de tota l’escorça continental en una única placa havia de ser especialment inestable i els esforços mecànics que en resultaven havien de produir nombroses fractures i processos de formació de “rift”, a més d’una important activitat sísmica i volcànica i la individualització de petites microplaques als marges continentals. Les grans fractures, però, com la que ocasionà l’obertura de l’actual oceà Atlàntic, no començaren fins al Juràssic inferior, i la fragmentació del continent austral de Gondwana arribà al seu clímax durant el Cretaci (fa uns 100 milions d’anys) quan, a més d’haver-se obert l’Atlàntic sud, ja havien quedat separades del sud d’Àfrica l’Antàrtida (unida encara a Austràlia i a l’extrem meridional d’Amèrica), Austràlia, l’Índia i Madagascar.

La desmembració de Gondwana

Fins al final de l’Eocè, fa uns 40 milions d’anys, no se separà l’Antàrtida dels altres continents australs veïns i quedà isolada prop del pol sud, fet que tindria conseqüències climàtiques considerables, no sols a escala local sinó també a escala global a causa de l’establiment del corrent fred circumantàrtic. També cap a aquesta època s’inicià la col·lisió de l’Índia amb la placa eurasiàtica i l’aixecament de l’Himàlaia i dels altiplans de l’Àsia central.

Durant el Miocè s’inicià el tancament de la mar de Tetis pel progressiu acostament i la posterior col·lisió entre la placa africana (o afroaràbiga, atès que la massa continental incloïa la península Aràbiga) i l’eurasiàtica. Primer la placa afroaràbiga es desplaçà cap al NW i s’acostà a l’eurasiàtica fins que ambdós continents, l’afroaràbic i l’eurasiàtic, cap al final del Miocè mitjà (fa uns 12 milions d’anys) quedaren units per una línia que resseguia a grans trets les actuals serralades del Taure i de l’Antitaure, les muntanyes del Kurdistan i la serralada del Zagros.

Una nova rotació de la placa africana i la consegüent col·lisió amb Europa ocasionà alguns dels episodis de l’orogènesi alpina dels quals resultaren la majoria de les serralades actuals de l’Europa meridional, des dels Pirineus al Caucas, i la transformació del Tetis en una gran mar tancada o amb escasses i esporàdiques comunicacions amb altres conques; aquesta mar, que ha estat anomenada Paratetis, es compartimentà posteriorment en una sèrie d’enormes llacs salats interiors, des de la conca de Viena fins a la depressió del Caspi, el qual s’ha conservat fins avui com a darrer testimoni d’aquesta geografia miocena de l’Europa meridional. Més al sud, els complexos desplaçaments de microplaquetes entre Europa i Àfrica obriren un encadenament de noves conques oceàniques que configuraren la Mediterrània, la qual, només posteriorment, quedà connectada amb la mar Negra, un altre testimoni de l’antic Tetis, si bé fins al Serraval·lià (fa entre 13 i 14 milions d’anys) mantingué esporàdiques comunicacions amb l’oceà Índic i amb el Paratetis.

La història recent

Sembla que cap al final del Miocè, fa uns 6 milions d’anys, en el curs de l’anomenada crisi messiniana, com a resultat per una banda de nous moviments de convergència entre les plaques africana i aurasiàtica i per una altra de la davallada general dels nivells dels oceans com a conseqüència de la formació del casquet polar de l’Antàrtida, es produí el tancament dels estrets que comunicaven la Mediterrània occidental amb l’oceà Atlàntic, l’estret Bètic i l’estret Rifeny. Aquest tancament anà seguit d’una primera dessecació de la Mediterrània.

Les fluctuacions climàtiques de l’època esdevingudes al llarg dels 600 000 anys següents determinaren periòdics reompliments parcials i dessecacions més o menys completes de la conca mediterrània com a resultat dels quals s’acumularen enormes volums de dipòsits de sals (es calcula que un 6% del total de les sals de tots els oceans). Gairebé simultàniament, a l’orient de la placa afroaràbiga, el Gran Rift s’obria parcialment i, en inundar-se, originava la mar Roja.

El final del Miocè i l’inici del Pliocè, fa uns 5 milions d’anys, queden significativament marcats per dos esdeveniments singulars i de signe oposat: per una banda la fi de la crisi messiniana gràcies a l’obertura definitiva (fins ara) de l’estret de Gibraltar, que significà l’inici del darrer reompliment de la mar Mediterrània; per una altra, l’establiment de la definitiva (també fins ara) connexió entre l’Amèrica del Nord i l’Amèrica del Sud mitjançant l’istme centramericà.

Amb això queda pràcticament enllestit el model de distribució actual de terres i mars, llevat dels desplaçaments relativament petits de les plaques litosfèriques que han estat actives durant aquest període recent de temps, i llevat naturalment del creixement de l’escorça oceànica que continua produint-se a les grans dorsals submarines o a les àrees de “rift” contemporànies i dels fenòmens de subducció. De fet, si un satèl·lit o una nau espacial hagués pogut prendre una imatge de la Terra des de l’espai fa 2 milions d’anys, just abans de les glaciacions, i la poguéssim veure, no hi observaríem diferències gaire considerables respecte d’una de presa actualment.

L’escorça dels fons oceànics

Els fons oceànics actuals són, en la seva majoria, relativament recents i han estat orignats en els eixos de les dorsals oceàniques, és a dir, en els límits entre plaques litosfèriques que és allà on es produeix l’aflorament d’escorça nova. Aquests límits són divergents i les seves vores s’allunyen a una velocitat d’escassos centímetres per any, suficient per reduir la pressió sobre el mantell subjacent, de manera que part d’aquest mantell superior, relativament fluid, pot remuntar cap a la superfície en forma de magma basàltic.

Les dorsals oceàniques

La majoria dels geòlegs admeten que el magma fos s’acumula en cambres magmàtiques a la base de l’escorça, en les quals se separen fraccions de composició diferent. Una part cristal·litza i constitueix les roques de la base de l’escorça: peridotites per sota de la discontinuïtat de Moho i gabres per sobre d’aquesta. Una altra part es manté líquida i puja fins a la superfície en algun punt al llarg dels 60 000 km de dorsals oceàniques en forma de laves basàltiques que llisquen pels vessants de la dorsal i allí se solidifiquen en forma de colades basàltiques laminars o de laves de coixí (“pillow-lavas”). Com que la divergència de les plaques no es detura, la formació de cambres magmàtiques i la incorporació de nou material efusiu és incessant. Per altra banda, la tensió derivada del moviment continuat de les plaques pot ocasionar la formació de fissures i falles paral·leles a l’eix de la cresta de la dorsal, en els materials ja consolidats de l’escorça formada de nou, com també la formació de falles transformants que adapten a la geometria de la superfície terrestre aquell moviment d’unes plaques que, un cop solidificades, serien massa rígides per desplaçar-se per una superfície quasi esfèrica.

Per les esquerdes i les fissures determinades per aquestes tensions i pel mateix refredament dels magmes que fan créixer l’escorça, penetra l’aigua de la mar que, en la seva circulació avall, s’escalfa i dissol els compostos solubles que puguin existir a la roca que travessa; un cop escalfada, aquesta aigua retorna a la superfície i és expulsada, amb una càrrega de materials extrets de la roca (especialment ions metàl·lics) a través de xemeneies properes a la dorsal, les quals constitueixen un hàbitat peculiar on, malgrat la manca de llum solar, prosperen comunitats d’organismes, descobertes el 1977, en les quals els productors primaris no són vegetals sinó bacteris quimioautòtrofs.

La subducció de les plaques oceàniques

A mesura que l’escorça oceànica s’allunya de la dorsal es refreda i es contrau. Així mateix augmenta la seva densitat, i com que, de fet, sura sobre l’astenosfera, aquest augment de densitat provoca un ensorrament que creix amb l’edat relativa de la placa oceànica. Com que el volum de la Terra ha de romandre relativament constant, l’escorça oceànica ateny més tard o més d’hora, en el seu procés de creixement, un límit convergent amb una altra placa, que tant pot ser continental com oceànica. Com que, tal com ja hem dit, les possibilitats de deformació de les plaques són petites, l’únic mecanisme que pot permetre mantenir la relativa constància del volum de la Terra és la subducció cap al mantell d’una de les plaques que col·lisionen per dessota de l’altra. Si la placa oceànica en expansió col·lisiona amb una placa continental, més gruixuda i menys densa, la subducció és sempre de la placa oceànica per sota de la continental.

La subducció és un fenomen complex i d’una gran transcendència en el modelat de la superfície de la Terra. A les zones de subducció es manifesten fenòmens sísmics, volcànics i orogènics. A llarg del límit on es produeix la subducció es formen fosses oceàniques i arcs d’illes en els quals són freqüents sismes i volcans, tal com passa al llarg de les costes del Pacífic septentrional i occidental, des de les illes Aleutianes fins a Nova Zelanda, passant per les Kurils, el Japó, les Riu Kiu, Formosa, les Filipines, les Moluques, Nova Guinea, i els arxipèlags de Melanèsia i de Polinèsia occidental. De fet, només a les zones de subducció es produeixen sismes de focus que ultrapassin els 100 km de profunditat; es comprèn que sigui així, perquè nomé allí les plaques litosfèriques subduïdes s’introdueixen profundament en l’astenosfera i assoleixen profunditats de fins a 700 km i, d’altra banda, tant el lliscament entre la placa oceànica subduïda i la placa continental suprajacent com la penetració astenosfera endins, es fan amb un desenvolupament immens d’esforços mecànics que es poden resoldre, bé en fractures noves, bé en moviments al llarg d’algunes d’antigues, que desencadenen a profunditats molt grans les corresponents ones sísmiques.

La temperatura de les zones de contacte entre les plaques implicades en la subducció creix considerablement. Com que l’escorça oceànica que se subdueix ha incorporat aigua a la seva composició al llarg del seu prolongat trajecte des de l’eix de la cresta oceànica on es va originar, en quedar sotmesos els seus materials a temperatures cada cop més elevades, aquesta aigua tendeix a facilitar-ne la fusió, primer a la placa subduïda i després, en migrar parcialment cap a la placa suprajacent, en aquesta. Això explica el gran desenvolupament del vulcanisme a les àrees de subducció que remarcàvem més amunt, sovint associat a la formació de jaciments mineralogènics mercès a la concentració selectiva en determinats indrets de l’escorça de certs elements químics facilitada per la migració de l’aigua en estat supercrític des de les grans profunditats on l’ha transportada la subducció.

La configuració actual de la terra emergida

En la col·lisió de la placa índia amb Àsia, el marge septentrional de la placa índia va quedar per sota del de la placa asiàtica, i això va provocar la formació dels Himàlaies. El procés de formació d’aquesta serralada començà ara fa uns 150 milions d’anys, quan una gran massa de terra —la placa que suporta el continent que ara anomenem Índia— anà cap al nord i col·lisionà amb la part sud d’una altra massa continental: Euràsia. La col·lisió arribà a terme fa uns 60 milions d’anys; aquest moviment de titans ha quedat enregistrat a les zones de l’oceà més properes al continent.

Biopunt, a partir de fonts diverses

En els límits convergents, tant si s’hi donen processos de subducció com els que hem descrit com si s’hi produeixen processos de col·lisió entre dues plaques continentals, és on es desenvolupen els processos orogènics, és a dir la formació de muntanyes. Les característiques de l’orogen són diferents en un cas i en l’altre, tot i que sovint la col·lisió és precedida per una subducció, cas en el qual es combinen a l’orogen estructures característiques d’una i altra situació. L’orogènesi dels Andes, per exemple, resulta d’un procés de subducció, mentre que la de l’Himàlaia, els Alps o els Pirineus resulten de processos de col·lisió.

L’aixecament de les muntanyes i el rebliment de les cubetes

Els processos orogènics

Ja ens hem referit a alguns dels trets que caracteritzen els processos de subducció (vulcanisme, activitat sísmica profunda). En resulten sempre cadenes de muntanyes, com la serralada dels Andes, les Sierras Madres o les muntanyes Rocalloses (que hom anomena del tipus “cordillera”), o bé cadenes d’arcs insulars, prototipus dels quals serien les illes del Japó o les d’Indonèsia, amb altituds que s’acosten als 4 000 m (Fugi-san, a Hondo, al Japó, 3 776; Kerinci, a Sumatra, 3 805), unes i altres amb nombrosos volcans entre els seus cims més elevats.

En el cas dels processos de col·lisió, els materials de les dues plaques implicades corresponen a escorça continental i, per tant, en ser més lleugers, no poden ésser arrossegats avall cap a l’astenosfera com passa amb els de l’escorça oceànica en els processos de subducció. D’això en resulta una estructura cada cop més complicada de l’orogen, amb successiva producció de làmines d’encavalcament, i també un considerable engruiximent de l’escorça continental en una zona més o menys ampla (al voltant de desenes o centenars de quilòmetres) al llarg del front de la col·lisió. A més a més, en anar-se estenent les deformacions a una i altra banda del front de col·lisió i generalitzars’hi les fractures i els encavalcaments de làmines d’escorça, el límit entre les dues plaques inicials es va diferenciant en un front més difús entre els nombrosos compartiments que van resultant individualitzats per fenòmens de fractura, que són els que en definitiva es va ajustant i van convergint o lliscant lateralment entre ells. El front esdevé una faixa cada cop més ampla amb una intensa activitat sísmica, que pot arribar a ultrapassar el centenar de quilòmetres a banda i banda del front de col·lisió inicial. L’exemple més cabdal seria el conjunt Tibet-Himàlaia, en el contacte entre la placa eurasiàtica i l’Índia. El punt de contacte entre les plaques africana i eurasiàtica a la regió mediterrània, amb tot el conjunt de serralades que inclou, en particular la dels Alps, seria un altre exemple, en aquest cas força més complicat encara pel fet que entre aquelles dues plaques (africana i eurasiàtica) s’intercalen territoris corresponents a antigues microplaques intermèdies.

L’erosió i la sedimentació

En el relleu actual de la Terra, a més de la història de la formació de les unitats estructurals, tant a l’escala de les plaques tectòniques fonamentals com a la de les estructures resultants de les seves interaccions, cal tenir en compte els fenòmens de modelat d’aquestes estructures per part dels processos erosius i el rebliment sedimentari de les àrees deprimides. Cada unitat fisiogràfica és el resultat d’una història geològica particular i es caracteritza per un conjunt de roques determinat, una estructura característica i un modelat fruit d’una successió de processos geomorfològics antics i recents.

D’una manera general podem dir que la morfologia dels relleus aixecats pels processos tectònics és lentament modificada (encara que de manera desigual segons els punts i les característiques de les roques superficials) per l’acció dels agents atmosfèrics i dels éssers vius, i que els materials fragmentaris disgregats de la roca són transportats cap a les àrees deprimides, en les quals se sedimenten. A l’escala dels temps geològics, aquests materials sedimentaris poden trobar-se implicats més tard en moviments orogènics que els portin a situar-se novament en relleus alterosos modelats al seu torn pels agents erosius en un reciclatge gegantí. De fet, actualment, entorn de dos terços de les roques de la superfície dels continents són d’origen recent, és a dir sedimentari, i només entorn d’un terç de la superfície continental mostra directament roques originades per processos tectònics antics; es tracta dels anomenats cratons o escuts, que constitueixen els nuclis més antics de les masses continentals emergides.

Aquest reciclatge dels materials continentals posa en joc l’erosió, el transport i la sedimentació, però també els processos de metamorfisme dels sediments dipositats a les grans fosses i sotmesos a elevades temperatures i pressions, els processos de transport cap al mantell de materials continentals atrapats en processos de col·lisió entre plaques continentals o les aportacions puntuals des del mantell pels fenòmens volcànics. Hi ha una íntima relació entre els processos exògens i els endògens en la caracterització del creixement i el modelat de l’escorça continental. La barreja dels dos tipus de processos posaria en joc dos components principals: en primer lloc els sediments, la composició química dels quals resulta dels processos complexos d’erosió, del garbellament entre els diferents elements químics operat per l’aigua, agent corrosiu i separador alhora; en segon lloc els productes magmàtics procedents del mantell, dels quals resulten productes de composició basàltica. El conjunt pot ser alterat, erosionat, garbellat i transportat, i originar nous sediments entre els quals poden produir-se intrusions de roques magmàtiques i reproduir novament el cicle una vegada i una altra. De l’aliança dels sediments, producte de l’Aigua del Cel, i els magmes, producte del Foc intern, ha nascut la Terra continental sobre la qual s’ha desclòs la Vida: vet aquí ressuscitades les velles mitologies sumèries!

Les masses continentals emergides

Globalment es pot remarcar que en el transcurs de la història de la Terra els continents han augmentat de superfície i de volum. El creixement continental va començar fa uns 4 000 milions d’anys (l’edat dels continents més antics), i es mantingué pràcticament constant fins fa uns 1 000 milions d’anys. Cap a aquesta data, uns 1 000 milions d’anys enrere, el creixement s’alentí fins a assolir, fa uns 500 milions d’anys, un estat virtualment estacionari en el qual qualsevol increment de la massa dels continents és aproximadament compensat per la destrucció i el transport cap al mantell d’una massa equivalent.

La distribució actual de continents i oceans al nostre planeta presenta una remarcable asimetria a banda i banda de l’equador. Mentre que a l’hemisferi nord predominen les terres emergides sobre les mars —encara que el casquet glacial boreal sigui ocupat per una conca oceànica— al sud de l’equador el predomini correspon als oceans —malgrat que el casquet glacial sigui ocupat per un continent, l’Antàrtida—. Un hemisferi nord “continental” s’oposaria, així, a un hemisferi sud “oceànic”.

L’hemisferi boreal

Al nord de l’equador trobem Euràsia, Amèrica del Nord i Amèrica Central, els dos terços septentrionals d’Àfrica, la part septentrional d’Amèrica del Sud i diverses grans illes o arxipèlags entre els quals destaquen Grenlàndia, Islàndia, els arxipèlags àrtics canadencs, noruecs (Svalbard, Jan Mayen) i russos, els arcs d’illes que, des de les Aleutianes fins a les Moluques, ressegueixen les costes del Pacífic occidental (Kurils, arxipèlag japonès, Riu-Kiu, Taiwan, Marianes, Filipines, Palau), Hawaii i els arxipèlags micronesis, al centre del Pacífic, Terranova, les illes Britàniques, les Fèroe, les Bermudes, les Antilles i els arxipèlags macaronèsics a l’Atlàntic, les illes de la Mediterrània i Socotora, Sri Lanka i els arxipèlags de l’Índic septentrional (Laquedives, Maldives, Andaman, Nicobar). A Insulíndia, Borneo, les Cèlebes i Sumatra queden a cavall de l’equador, amb la seva part septentrional a l’hemisferi nord.

El continent eurasiàtic

Euràsia, amb més de 52 milions de quilòmetres quadrats, representa la massa continental més gran de la Terra. Als 43° de latitud assoleix, entre la Costa da Morte gallega (9°W de longitud) i el litoral del territori rus de Prymors’ke (135°E) més d’11 000 km d’W a E, i al cercle polar àrtic, entre la costa de Noruega (13°E) i la de la península dels Txuktxi, prop de l’estret de Bering (190°E) n’hi ha encara prop de 8 000. En el sentit N-S assoleix la seva màxima dimensió, uns 8 500 km, entorn de la longitud 104°E, entre la península de Tajmyr, al nord de Sibèria (77°N a les proximitats del cap Cel’uskin) i la de Malaca (entre 1° i 2°N a la costa de l’estret de Singapur).

La major part de la superfície actual d’Euràsia ve a ser el fragment més extens de l’antic continent de Lauràsia, del qual, tal com hem vist, se separà Amèrica del Nord a partir del Cretaci, amb l’obertura de la conca septentrional de l’Atlàntic. Tanmateix, pel sud, una part de la regió mediterrània, la península Aràbiga, l’altiplà de l’Iran i l’Índia s’han incorporat a Euràsia en dates més recents (posteriors a l’obertura de l’Atlàntic nord) procedents de l’antic continent austral de Gondwana que, en els seus contactes amb la massa continental eurasiàtica inicial, han constituït potents orògens, des de les serres bètiques, al sud de la península Ibèrica fins a l’Himàlaia, caracteritzats encara avui per una activitat sísmica considerable. Altres orògens eurasiàtics corresponen també a soldadures (en aquest cas més antigues) entre grans blocs de litosfera que han anat component l’extens bloc eurasiàtic actual: els Urals, entre Europa i Sibèria; les muntanyes de Verkhoiansk, entre Sibèria i el bloc del Kolimà; l’Altai, els Sajans i el Jablonovyj entre Sibèria i els blocs del Tarim i Sino-coreà; els altiplans de Yunnan i Guizhou i les muntanyes frontereres entre Tonkin i Guangxi Zhuang als límits entre el bloc del Chang Jiang (Iang-Tsé) i el de l’Àsia del sud-est, etc. Des de Kamtxatka a Borneo i les Moluques, les successives garlandes d’arcs d’illes, actives volcànicament i sísmicament, que ressegueixen el marge oriental d’Euràsia, són una manifestació dels processos de subducció de la placa pacífica (i d’algunes plaques menors secundàries) sota la placa eurasiàtica.

L’Amèrica septentrional

L’altra gran unitat continental de l’hemisferi boreal, constituïda fonamentalment per la resta de l’escindit continent de Lauràsia, és l’Amèrica del Nord, amb més de 24 milions de quilòmetres quadrats si hi incloem Grenlàndia, l’arxipèlag àrtic canadenc, l’Amèrica Central i les Antilles. La seva dimensió E-W més dilatada, uns 5 000 km, és entorn dels 52°N de latitud, entre la costa de la península de Labrador (56°W) i la de la Colúmbia Britànica (128°W), però el continent s’afua acusadament cap al S i ja a la latitud de la desembocadura del Río Grande (25°N) amb prou feines ultrapassa els 1 200. Deixant de banda l’Amèrica Central a l’est de l’istme de Tehuantepec, la dimensió màxima d’Amèrica del Nord en el sentit N-S (més de 6 000 km) es dóna cap als 95-97°W, entre l’extremitat septentrional de la península canadenca de Boothia, a uns 72° de latitud N i la costa meridional de l’estat mexicà d’Oaxaca, a uns 16°N.

Al marge occidental del continent la subducció de la placa pacífica alçà una potent serralada a la qual s’han unit encara, des de la desembocadura del riu Mackenzie fins a la Sierra Madre Occidental, al llarg dels darrers 200 milions d’anys, un seguit de grans blocs de litosfera (litosferoclasts) d’origen en part encara discutit però en tot cas molt allunyat del que era el litoral occidental de Lauràsia quan s’inicià l’obertura de l’Atlàntic Nord. Aquests blocs addicionals —més d’un centenar— es diferencien de les roques veïnes de l’antic escut nord-americà per les seves característiques geològiques, pels fòssils que contenen i per les seves propietats paleomagnètiques, i al llarg dels darrers 200 milions d’anys han completat el complex relleu de la façana occidental de L’Amèrica del Nord. Encara avui una part d’aquesta façana occidental, concretament la península de la Baixa Califòrnia i la part de l’estat nord-americà de Califòrnia situada a l’oest de la falla de San Andrés, llisca cap al nord a una velocitat d’uns 5 centímetres per any amb relació a la resta del continent, i representa el darrer d’aquests litosferoclasts que s’ha ajuntat al continent, en aquest cas unit encara a la immediata placa oceànica del Pacífic.

L’istme mesoamericà

A l’extrem meridional de l’Amèrica del Nord se situa una àrea, tectònicament molt complexa, i molt activa tant volcànicament com sísmicament, que inclou l’Amèrica Central i les Antilles, a més del litoral caribeny de l’Amèrica del Sud. L’estret braç de terra de l’Amèrica Central, que s’estén des dels estats mexicans d’Oaxaca i Veracruz fins als confins colombiano-panamenys del Darién i que en algunes àrees no arriba als 100 km d’amplada i només en alguns punts excedeix els 500, és fruit de la subducció de la placa de Cocos sota la placa del Carib i l’extrem meridional de la placa nord-americana. Les Antilles mateixes, en particular les illes de Sobrevent, són un altre cas dels arcs d’illes que caracteritzen els límits entre plaques.

L’hemisferi austral

L’Amèrica del Sud i l’Àfrica són, a cavall de l’equador, els dos fragments més grans de l’antic continent de Gondwana. D’ençà de la col·lisió entre la placa africana i l’eurasiàtica que determina la formació de totes les cadenes alpines i l’obertura de l’Atlàntic, però, l’Àfrica ha quedat molt més vinculada a Euràsia, fins al punt que molts llibres antics de geografia oposaven un Antic Continent (o Vell Món), constituït per Europa (que només per l’eurocentrisme dels seus habitants pot considerar-se un continent diferenciat), l’Àsia i l’Àfrica, a un Nou Continent (o Nou Món), constituït per les Amèriques, i encara a un Novíssim Continent que era Austràlia.

Ja hem fet notar que l’hemisferi austral és de total predomini dels oceans. A banda les parts australs de l’Àfrica i l’Amèrica del Sud, els dos únics continents plenament australs són Austràlia i l’Antàrtida, tots dos isolats enmig de dilatades extensions d’oceans. L’un i l’altre procedeixen de la fragmentació de l’antic continent austral de Gondwana i inicialment, al començament del Cretaci, se separaren conjuntament de l’Àfrica i de l’Índia i romangueren junts fins al començament del Cenozoic.

El continent africà

Àfrica, amb poc menys de 30 milions de quilòmetres quadrats, s’estén de N a S, des de les costes septentrionals de Tunísia (37°20’N al Rā’s al Abiad o Cap Blanc) a les meridionals de l’Àfrica del sud (34°50’S al cap Agulhas) al llarg de prop de 8 000 km i en la seva màxima extensió d’W a E, de les costes de Senegàmbia (17°30’W al Cap Verd, situat a 14° de latitud N) a les de Somàlia (51°25’E al cap Hafun, situat a 10° de latitud N) al llarg d’una distància semblant.

De tots els continents, és el més compacte i el de costes menys articulades, i no ha rebut acrecions de blocs litosfèrics aliens, sinó que, al contrari, se n’han separat de molt importants com l’Índia, Aràbia o Madagascar, aquest darrer escindit del continent africà a partir del Cenozoic i separat avui de les costes africanes pels més de 400 km del canal de Moçambic. Encara actualment es manifesta al si del continent africà el més impor-tant fenomen de “rift” continental de la Terra, el qual inevitablement haurà de conduir en uns pocs milions d’anys a l’escissió de l’Àfrica al llarg de la Rift Valley, des de Djibouti al baix Zambeze en dues masses continentals diferenciades, separades per nova escorça oceànica (i a la probable unió de la més gran amb Euràsia per ponts continentals més extensos que els actuals). Els relleus més elevats se situen al nord, a l’afrontament amb la placa eurasiàtica (Atles) i als marges del Gran Rift (massís etiòpic, Uhuru, Ruwenzori), però en conjunt dominen les terres altes, amb extensos altiplans entre els 200 i els 1 000 m d’altitud, sense més terres baixes que les planes costaneres i una part del Sàhara.

L’Amèrica meridional

L’Amèrica del Sud, amb els seus prop de 18 milions de quilòmetres quadrats és una massa continental més afuada en el sentit N-S i més desplaçada cap a l’hemisferi austral que no l’Àfrica. Si ens limitem al continent estricte, prescindint de la gran illa meridional de la Terra del Foc i dels arxipèlags que l’envolten, l’Amèrica del Sud gairebé assoleix els 7 500 km entre el seu extrem septentrional, la punta Gallinas, a la península de la Guajira, prop de la frontera entre Colòmbia i Veneçuela, situada als 12°N, i el seu extrem més meridional, el cap San Isidro, a la península xilena de Brunswick, a la riba septentrional de l’estret de Magallanes, que gairebé assoleix els 54°S (la latitud de Liverpool, d’Hamburg o de Minsk a l’hemisferi nord). El cap d’Hornos, a l’illa del mateix nom, se situa dos graus més al sud (la latitud d’Edimburg, de Copenhaguen o de Moscou, si fa no fa). La màxima dimensió en el sentit E-W és d’uns 5 000 km entre la costa del nord del Perú (Punta Pariñas, al departament de Piura, als 81° de longitud W) i la dels estats brasilers de Paraíba i Pernambuco (cap Branco, a Paraíba, a frec dels 35° de longitud W), entre els 6 i els 7° de latitud S.

Com l’Àfrica, de la qual se separà a partir del Cretaci, l’Amèrica del Sud és constituïda en la seva major part per un escut de materials precambrians que fou part de l’antic continent austral de Gondwana, però el seu marge occidental és afectat per la col·lisió amb la placa pacífica i la subducció d’aquesta placa sota la sud-americana, resultat de la qual és la colossal serralada dels Andes. Entre aquesta serralada, els altiplans de la Guaiana i del Brasil i les serres del litoral caribeny veneçolà s’estenen dilatades àrees de terres baixes i planes, des dels Llanos veneçolans i colombians, al nord, fins a la Patagònia, al sud.

L’Antàrtida

L’Antàrtida és el més gran dels dos continents austro-oceànics, i és situat precisament al casquet glacial austral, sense excedir cap al N més que en algunes àrees (extrem septentrional de la península Antàrtica entre els 54 i els 66°W; petits sectors de la terra d’Adèlia, de la de Wilkes i de la Reina Maria entre els 90 i els 140°E i el litoral de les muntanyes Napier, a la terra d’Enderby, entre els 50 i els 60°E) el Cercle Polar Antàrtic. El con-tinent té dues parts ben diferenciades: una Antàrtida Major i una Antàrtida Menor, separades per una estrangulació entre la mar de Ross i la mar de Weddell, recorreguda pel tram més meridional de la serralada Transantàrtica i que, en el seu sector més estret, entre la costa de Gould i la terra d’Edith Ronne, no deu excedir gaire el miler de quilòmetres de terra ferma; tot i amb això les grans plataformes de gel (“ice shelves”) que ocupen les àrees costaneres d’aquelles mars i els gels continentals de la regió no en permeten més que una mesura aproximada. A grans trets es pot considerat que els dos sectors de l’Antàrtida queden separats pels meridians 50°W i 180°, raó per la qual l’Antàrtida Menor s’anomena també de vegades Antàrtida Occidental.

La major part de la superfície antàrtica es troba permanentment coberta de glaç (uns 30 milions de km3, el 90% del glaç total de la Terra). Aquest glaç, que és el resultat de les nevades acumulades en els darrers 100 000 anys, arriba a atènyer gruixos de 4 500 m, fet que provoca l’ensorrament de bona part del continent antàrtic per sota del nivell de la mar. A causa d’aquests gruixos de glaç, l’estructura del continent i la composició i la morfologia dels seus materials encara són mal coneguts en conjunt. L’Antàrtida Major sembla que presenta, per sota de l’“inlandsis”, un escut de roques cristal·lines amb una cobertora de sediments paleozoics i permotriàsics. L’Antàrtida Menor, i sobretot la península Antàrtica i la garlanda d’illes que hi són adossades, semblen prolongar cap al sud la serralada andina.

Austràlia i les illes oceàniques

Austràlia, amb els seus 7,5 milions de quilòmetres quadrats, és una gran illa i alhora el més petit dels continents. Completament aïllat per milers de quilòmetres d’oceà de l’Àfrica, d’Amèrica i de l’Antàrtida, i per l’espai insular de Melanèsia i Insulíndia del SE d’Euràsia, la seva singularitat és molt gran.

Igual com els altres continents originats per la fragmentació de Gondwana, Austràlia és constituïda bàsicament per un escut precambrià, en aquest cas accidentat a l’E per una serralada que s’estén uns 3 000 km en direcció sensiblement NS i més enlairat a l’W, on forma un altiplà, que al centre és ocupat en conjunt per terres baixes.

La resta de terres emergides de l’hemisferi austral constitueixen un escampall d’illes les més importants de les quals per la seva extensió són la de Nova Guinea, separada del nord d’Austràlia per l’estret de Torres, un braç de mar de 150 km d’amplada, i les illes del Nord i del Sud de Nova Zelanda, aïllades enmig del Pacífic meridional, a 2 000 km d’Austràlia, a 2 500 km de l’Antàrtida i prop de 10 000 km de les costes xilenes. S’hi han d’afegir, al Pacífic, la majoria dels arxipèlags polinesis i melanesis, a més de les illes Galápagos, Juan Fernández i Sala y Gómez; a l’Atlàntic les illes de la dorsal medioatlàntica meridional, com Ascensión, Santa Helena o Tristan da Cunha, les Malvines, les Geòrgia del Sud i les illes brasileres de Fernando Noronha, Rocas, Trinidade i Martin Vaz; i a l’Índic, les Seychelles, les Comores, les Mascarenyes i l’arxipèlag de Chagos.