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• Eduardo Calcagni

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1) Sobre que datos se basan las reconstrucciones paleogeograficas furante el paleozoico? Durante el paleozoico ocurrieron una serie de fenómenos geológicos, climaticos y biológicos de gran trascendencia. A principios de esta era se fragmento el supercontinente ensamblado a fines del proterozoico, dando inicio a una compleja cinematica de placas litosfericas que involucro la apertura y cierre de cuencas oceánicas y la colision de bloques continentales de variada magnitud. Por primera vez un ciclo de Wilson completo pudo ser documentado. Al final del Paleozoico, la mayoría de los bloques se amalgamaron nuevamente para formar PANGEA. Los movimientos de los continentes en el transcurso del Paleozoico quedan reflejados en curvas de deriva polar aparente. Los cambios paleoclimaticos producto del movimiento de los continentes a través de las bandas latitudinales pueden detectarse por la naturaleza de las sucesiones litológicas y el tipo de fosiles que contienen. Ademas hay que sumarle los cambios climaticos globales incluidos por factores astronómicos o por alteraciones de los patrones de circulación oceánica. Durante el paleozoico hubo tbm marcadas oscilaciones del nivel del mar, el máximo nivel se alcanzo durante el Cambrico-Ordovicico para luego decrecer paulativamente hasta un nivel minimo en la transición PaleozoicoMesozoico. Estas variaciones eustaticas tuvieron una marcada influencia tanto en la extensión geográfica de las cuencas como en la naturaleza de su relleno. Los intervalos de nivel de mar alto estuvieron caracterizados por transgresiones que penetraron profundamente a los continentes, mientras en que en los de mar bajo predomino la sedimentación continental, quedando depósitos marinos confinados a los márgenes de los continentes. Una posible causa de los ascensos eustaticos es el incremento de la actividad de las dorsales mesooceanicas durante las etapas de ruptura continental por la acción de superplumas del manto. Finalmente, el paleozoico fue el tiempo de la diversificación de los grandes grupos de animales en los mares y la posterior colonización de los continentes. La biota fue muy variada e incluye grupos fosiles exclusivos de la era como los trilobites, os corales tabulados y rugosos, conodontes, graptolitos y varios oredenes de braquiópodos, además de una peculiar fauna de ostracodermos y peces acorazados. En los continentes se produjo la expansión de los vegetales, culminando en el paleozoico superioro con bosques de helechos en regiones tropicales, tbm se originaron los verterbrados tetrápodos, anfibios y reptiles. 2)Principales masas continentales y océanos del Paleozoico A comienzo del cámbrico el supercontinente PANNOTIA comenzó a fragmentarse. La ruptura se habría iniciado a partir de un punto triple situado entre Baltica, NE de Laurentia y SW de Sudamerica. Una de las ramas del rift separo Laurentia de Gondwana y hacia los 550 Ma dio inicio a la apertura del Oceano Iapetus. Otra rama comenzó como una falla transformante y luego evoluciono a un sistema de rift que separo a la placa Baltica Laurentia y abrió el sector norte del Oceano Iapetus. La tercera rama de la triple unión desplazo Baltica respecto del norte de Gonwdana abriendo un brazo de mar, el Mar de Ran. Una nueva zona de ruptura se desarrollo entre Baltica y Siberia, abriendo el Mar de Aegir. Gondwana fue un continente de grandes dimensiones, abarco mas del 70% de las areas continentales de la Tierra. Estaba constituido por: America del S, Africa, Arabia, india, Antartida, Australia y Nueva Zelanda, además de otros continentes y microplacas de posición periférica, llamados terrenos perigondwanicos. Gondwana puede ser subdividido según la paleolatitud en sector occidental, localizado a latitudes altas en el hemisferio austral, con el polo sur centrado en lo que hoy dia es el N de Africa; y un sector oriental cruzado por el ecuador. En latitudes altas, además del N de Africa estaban el continente de AVALONIA que desde el ordovícico formo un continente independiente integrado por el S de Inglaterra ( Gales), Irlanda y sectores del E de America del N ( Terranova), ARMORICA, formada por el macizo armoricano y la montaña negra de Francia y la península ibérica y PERUNICA, que abarcaba la región Bohemica de europa central. El Mar de Tornquist separo

Gondwana de Baltica, mientras que el Mar Rheico separo Avalonia del N de Gondwana. El sector calido de Gondwana estuvo formado esencialmente por Australia y Antartida. Otras paleoplacas como China del S, Annamia y Sibumasu estaban próximas a Gondwana. Siberia fue un continente de gran extensión situado a bajas latitudes, al igual que China del N. Kazakhstania, es considerado actualmente como un complejo de terrenos relacionados con una zona de subducción en forma de arco extendido entre Baltica y Siberia, los que se habrían acrecionado en el paleozoico medio-superior. 3) Conocer las líneas generadas de desplazamiento de los continentes y cambios climáticos sucedidos durante el Paleozoico Temprano, glaciaciones y extinciones del Hirnantiano Desplazamiento de los continentes: Las secciones estratigráficas del Cambrico y Ordovicio de Inglaterra y sur de Escocia yacen en discordncia angular debajo del Old Red Sandstones de edad devónica. Esa discordancia es producto de la orogenia caledonica .En europa esta orogenia afecto además de gran Bretaña, el sector norte de la península escandinava (orogenia escandica). Sus efectos son también patentes en el NE del actual continente norteamericano, especialmente en la península de terranova. Wilson fue el primero en advertir que el sector oriental de terranova presenta afinidades faunísticas con gondwana y no con norteamerica. Las islas británicas son un collage de terrenos. Hacia el sur, gales y regiones vecinas comparten con la región de avalon los mismos trilobites cámbricos de tipo europeo y por ellos se las considera parte del continente avalonia. Estas faunas indican que durante el cámbrico avalonia fue oarte del norte de gondwana. En cambio en el norte de Irlanda y noroeste de Escocia hay lutittas calcareas y calizas de aguas calidas con faunas de tipo laurentico. En este caso, la apretura del atlántico dejo del lado europeo fragmentos de Laurentia. Las reconstrucciones paleogeograficas muestran avalonia separándose gradualmente de gondwana a partir del ordovícico temprano y el mar rheico abriéndose progresivamente entre ambos continentes. Luego las faunas de avalonia se hacen cada vez mas similares a las de Baltica y Laurentia. Esto sumado a las evidencias litológicas indica in movimiento gradual de este continente hacia latitudes mas calidas. Durante este desplazamiento el margen norte de avalonia fue un margen activo, lo que esta evidenciado por las potentes asociaciones volcaniclasticas provenientes del arco magnatico. Este volcanismo produjo depósitos de bentonitas de K, que se extendieron sobre el oeste de báltica y norte de Inglaterra, otra evidencia de la proximidad geográfica de ambos continentes. Baltica permaneció como un continente isla hasta su colision con laurentia. Entre el cámbrico y el ordovícico roto mas de 120° y derivo hacia el norte desde latitudes altas a intermedias, ubicándose cerca el ecuador en el silurco. El norte de la placa báltica fue un margen convergente durante el cámbrico-ordovicico. Durante el ordovícico báltica se movio gradualmente hacia latitudes mas bajas aproximandose a avalonia, con la que soldo a fines del ordovícico. Finalmente Baltica-Avalonia termino colisionando con Laurentia, cerrando el océano de Iapetus. Cambios climaticos: La transición neoproterozoico-cambrico estuvo signada por intensos cambios climaticos y ambientales. Los eventos mas significativos fueron un calentamiento global, un marcado ascenso eustatico y una extensa fosfogenesis e los mares. Se cree que estos cambios estuvieron relación con la almagama de gondwana y la ruptura de pannotia. Respecto de cómo y por que ocurrió el pasaje del clima glacial del proterozoico al clima mas calido del cámbrico hay opiniones encontradas: • la presencia de calizas, evaporitas y arrecifes de arqueociatidos a paleolatitudes cercanas a los 70° ha puesto en duda la posición subpolar del norte de gondwana en los albores del cámbrico. Una posible causa de esta anomalía es un error en las dataciones de las rocas.

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otra explicación es que los continentes hayan derivado desde latitues altas a bajas con una velocidad mas rápida que la normal. • Una postura mas extrema sostiene que ocurrió una redistribución de la masa de la Tierra. En este evento la parte externa rigida de la Tierra habría girado aprox 90° de modo tal que los continentes que antes estaban en el ecuador pasaron a ocupar los polos. En las compilaciones mas recientes el sector norte de gondwana es ubicad en latitudes suficientes como para dar cuenta de las faunas y facies de clima calido. Recien a fines del cámbrico las clizas dieron paso a sedimentos clásticos reflejando un movimiento de deriva del norte de gondwana hacia latitues mas altas. Se postulo que entre el clima glacial del proterozoico y el mas calido del cámbrico hubo un periodo de transición relativamente templado caracterizado por un fuerte gradiente de temperatura entre los polos y el ecuador. Glaciaciones y extinciones del Hirnantiano: Las evidencias paleomagneticas coinciden en señalar que durante el ordovícico tardio el polo sur estuvo localziado sobre el centro-oeste de Africa. El descubrimiento de depósitos de origen glacial en numerosas regiones del nw de africa y sudamerica llevo a admitir la existencia de un extenso casquete glaciario sobre parte de gondwana occidental hacia fines del ordovicio. Dado que los depósitos aparecen en form abrupta, libres de evidencias de hielo, se considera que en el ordovícico terminal ocurrió un brusco enfriamiento climatico comparable al preiodo glacial del cuaternario. La edad de la glaciación esta acotada al Hirnantiano en base a la fauna marina asociada. Los elementos mas distntivos son graptolitos y braquipodos. Se estima que la glaciación abarco entre 0,5 y 1 Ma y cada ciclo tendría una duración de 100 mil años. Las evidencias geoquímicas mientras una macrada excursión positias de la curva isotópica del C13, la que estaría relacionada con el gradual crecimiento de la cobertura de hielo. La curva del O18 tbm muestra una excursión positiva como respuesta a la glaciación. Respecto a la extinción del ordovícico terminal, se sabe que no fue un evento instantenaeo, sino que ocurrió en al menos 2 pulsos principlaes, uno en la balse y otro hacia fines del hirnantiano. Los grupos mas afectados en la primera fase de extinción fueron el plancton marino y muchos invertebrados bentónicos. Entre estos últimos la llamativa desaparición de la fauna folimena de braquipodos. Este primer pulso coincidió con el inicio de la glaciacon. La fauna hirnantia típica de aguas templadas-frias, someras y bien oxigenadas se hizo dominante en latitudes medias y altas, hasta que sobrevino la segunda fase de extinción que afecto braquiopodos, trilobites y conodontes. Este segundo pulso estuvo ligado al ascenso glacioeustatico, el calentamiento de las aguas oceánicas y el desarrollo de fondos anoxicos. 4) Explicar la evolución del cinturón móvil de los Apalaches durante el Paleozoico temprano y medio (Orogenia Tacónica). Los Montes Apalaches se extienden desde Terranova hasta Alabama a lo largo del Este de América del Norte. Actualmente su relieve es relativamente bajo debido a la profunda erosión que han sufrido desde el Triasico. En el Paleozoico, sin embargo, los Apalaches fueron una cadena montañosa de gran envargadura y orogénicamente muy activa, similar a los Alpes actuales. La cuenca apalachiana comenzó su historia a partir de la ruptura continental que separó Laurentia de sus contraparte (NO África-Amazonia-Báltica) hacia fines del Proterozoico. Los primeros sedimentos se depositaron sobre el basamento deformado durante la orogenia Grenville. Al comienzo se formaron extensos sistemas de grabenes limitados por fallas transformantes que fueron rellenados con potentes sucesiones de rocas clásticas inmaduras intercaladas con volcánicas de composición basaltica-riolitica, incluyendo flujos de lava, tufitas y brechas. También se acumularon espesas sucesiones de areniscas litorales que gradan a lutitas negras de aguas mas profundas, lo que revela que estas cuencas de rift eran fuertemente subsidentes y tenían abundante provisión de sedimentos desde las áreas próximas. En la parte más externa del margen se

acumularon rocas maficas y ultramaficas, parte de las cuales corresponden a complejos ofioliticos. Las facies de sinrift son sucedidas por areniscas cuarzosas y pelitas marinas del Cámbrico Inferior que traslapan el basamento y marcan la transición rift-drift. Esta etapa involucro cambios mayores en la dinámica de la cuenca: se pasó del fallamiento de bloques producido por extensión a una etapa de subsidencia generalizada controlada por enfriamiento litosferico y la carga de sedimentos. Esta fase de subsidencia termotectónica dio lugar a la acumulación de cerca de 2000 metros de carbonatos entre el Cámbrico Inferior y el Ordovícico Medio, conformando una típica sucesión de plataforma de margen pasivo de latitudes bajas. El margen oeste de Laurentia se comportó de manera muy similar a la del este. Presenta extensos depósitos de rift del Neoproterozoico seguidos de rocas carbonaticas de margen pasivo, las que alcanzan más de 5000 metros de espesor en las montañas Rocallosas de la Columbia Británica. Este margen pasivo se formó al desmembrarse Rodinia, varios millones de años antes de que se formara el margen apalachiano. La mayor parte de Laurentia fue inundada por el mar durante el Cámbrico y el Ordovícico Inferior, quedando emergida solo una angosta franja terrestre denominada arco Transcontinental. La sedimentación carbonatico en la cuenca apalachiana llego a su fin con el arribo de abundante material clástico (incluyendo grandes olistolitos: Masa consolidada que se desliza por gravedad dentro de una cuenca sedimentaria.) provenientes del Este en respuesta a la destrucción del margen pasivo durante la orogenia Taconica. Este evento, que alcanzo su clímax en el Ordovícico Superior, es muy importante pues puso fin a la prolongada etapa de margen pasivo y dio paso a la formación de una extensa cuenca de antepais. Al principio, la carga litostatica generada por los corrimientos produjo una rápida subsidencia del sector de la cuenca próximo a la zona de orogenia activa, depositándose turbiditas finas en el sector sur (Formación Martinsburg). Este rápido pasaje a facies de aguas profundas se debió a que la tasa de subsidencia fue claramente mayor que la de sedimentación, situación típica de las “cuencas hambrientas”. En cambio, en las áreas cercanas al cratón (y por consiguiente más alejadas del orogeno) la sedimentación continuo siendo carbonatica y de aguas someras. En los Apalaches la sucesión culmina con las potentes cuñas clásticas de ambiente deltaico y continental que progradan sobre las facies marinas (delta de Queenston). Del punto de vista geodinamico, la deformación del margen pasivo Cambro-Ordovicico se produjo por la colisión con el terreno Piedmont, interpretado como un fragmento separado de Laurentia en el Proterozoico tardío y nuevamente acrecionado en el Ordovícico. La acreción de este terreno estuvo asociada a un extenso magmatismo. Otros fragmentos corticales colisionaron contra este margen a lo largo del Paleozoico y fueron responsables, a su vez, de importantes orogenias. Entre ellos está el terreno Carolina, de origen gondwanico, acrecionado probablemente en el Paleozoico Medio. La primer orogénia es la Tacónica, correspondiente al Ordovício medio (Darriwiliano, 460 Ma.). Se origina a partir de la subducción de una placa oceánica y finaliza con la colisión de Piedmont con el cratón Norteamericano. Representa el inicio del cierre del Océano de Iapetus. La erosión de las Tacónicas me da el Delta Queenston. 5) Formación de Laurusia, Orogenia Caledonica y Orogenia Acadica. A partir del Silurico Temprano Avalonia y Baltica formaban un único bloque continental (Avalonia se separó de Gondwana a principios del Ordovicico y colisiono en el Silurico con Baltica al cerrarse el Mar de Tornquist). Este bloque se aproximó gradualmente a Laurentia a medida que el Océano de Iapetus se consumía en la zona de subducción inclinada debajo del margen laurentico, y en el Silurico Medio, Baltica/Avalonia y Laurentia finalmente se amalgamaron formando el extenso continente de Laurusia. El resultado de esta colisión es la orogenia Caledónica, durante la cual se generaron los caledonides escandinavos, cuyos corrimientos tienen una clara vergencia al oeste. Esto produjo un enorme influjo de materias clásticos desde las montañas emergentes, cuyo registro puede seguirse desde Groenlandia y noreste de Canadá hasta el norte de Europa. Esta vasta área emergida suele recibir el nombre de “continente de las Viejas Areniscas Rojas”

En el periodo Ordovícico, el Océano Rheico comenzó a expandirse, empujando a Báltica y Avalonia en dirección a Laurentia. Báltica y el norte de Avalonia chocaron en primer lugar, produciendo la Orogenia Caledonia durante el periodo Silúrico. Al final de dicho periodo, y durante el siguiente Devónico, se produce una colisión continente-continente, provocando la Orogenia Acádica la cual se manifestó por metamorfismo de alto grado, deformación e intrusiones graníticas. Se produce el cierre del Iapetus. La erosión de las tierras altas resultantes dio lugar al Delta Catskill en Norteamérica. La orogenia Caledónica en Europa es una imagen especular de las orogenias Tacónica y Acádica en Norteamérica. Concepto erróneo: La orogenia Acádica es el resultado de la colisión entre Gondwana y Laurentia. Tanto los datos paleomagnéticos como estructurales y paleontológicos indican que el microcontinente de Avalonia colisionó con Báltica durante el Silúrico (orogenia Caledónica) y con Laurentia durante el Devónico (orogenia Acádica) 6) Conocer la existencia de cadenas exteriores y microplacas. A principios del paleozoico la litosfera que actualmente constituye el sur y centro de Europa estaba diseminada en diversos terrenos independientes. Habia dos microcontinentes principales, Armonica y Perunica, y un conjunto de fragmentos corticales menores desprendidos de Gondwana, razón por la que se los conoce como terrenos perigondwanicos. Los llamados “fragmentos alpinos” incluyen una serie de pequeñas placas las que, de acuerdo a sus fosiles, tienen un claro origen nordgonwanico. Otras microplacas son las de Apulia (sur de Italia), Adria (mar Adriatico y áreas adyacentes), Taurides (Turquia) y Helenia-Moesia (Grecia) El bloque de China del Sur es a menudo considerado parte de Gondawana, sin embargo, los datos paleomagneticos indican que habría estado separado del nucleo de Gondawana por un mar relativamente amplio, por lo que actualmente se lo considera un bloque separado. Otros continentes menores vinculados a Gondwana son los terrenos Sibumasu y Annamia. El primero de ellos abarca el este de la península Malaya, Sumatra, Myanmar y el extremo sudeste de China. El terreno Annamia (Indochina) abarca los actuales territorios de Laos, Tailandia occidental, Camboya y Vietnam. 7) Relacionar la evolución de la biota con los cambios paleogeograficos durante el Paleozoico medio

La formación del continente de las Viejas Areniscas Rojas (Euramérica) se tradujo en aparición de barreras naturales y, consecuentemente, un mayor provincialismo. Destaca la provincia Apalachiense al oeste con una fauna distintiva. Se empezaron a formar las Montañas Apalaches de Estados Unidos y las Montañas Caledónicas de Gran Bretaña y Escandinavia. La costa oeste de Norteamérica, por el contrario, fue una zona de deltas y estuarios, en la actual Idaho y Nevada. Un arco volcánico se acercó en el Devónico tardío a la plataforma continental y comenzó a elevar los depósitos de agua profunda, una colisión que fue el preludio de la formación de la Orogenia Antler que tuvo lugar a comienzos del Carbonífero. El resto de los continentes permaneció unido en el supercontinente Gondwana. En el sur de Gondwana aparece una provincia ligada a condiciones frías (Malvinokaffric) que se situaba en la cuenca del Paraná. Carecía de arrecifes, briozoos,ammonites y existía un predominio de los bivalvos excavadores. Al final del Devónico, la separación entre el continente de las Viejas Areniscas Rojas y Gondwana era cada vez menor y su proximidad explica el hecho de que América del Norte, Europa, y el norte de África compartan por lo menos el 80% de sus géneros devónicos.

8) Entender los procesos de formación y evolución de la cuencas paleozoicas del sur de Sudamerica y relacionar los ciclos Pampeano y Famatiniano con el marco geotectónico global. Ciclo pampeano: En el cámbrico inferior el terreno de pampia colisiona con el del rio de la plata dando origen al orógeno pampeano, esta colisión provoca el cierre de clymene (océano pampeano) y la cuenca del océano puncoviscana, con la acreción del bloque oxidental de pampia. Las evidencias más recientes indican que los cratones de amazonas, Arequipa – antofalla y sierras pampeanas occidentales, tienen en común edades isotópicas equivalentes a la orogenia grenvilliana, por lo que seían fragmentos de origen laurentico, desprendidos durante la ruptura de rodinia hacia los 780-750 Ma. Ciclo famatiniano: 465 a 385 Ma, formación de las sierras pampeanas occidentales y precordillera. Hay varias hipótesis: Aloctonía: cierre con la posterior formación de la orogenia oclóyica por colisión con cuyania, la cual se considera un microcontinete separado de laurentia por apertura de rift continental durante el cámbrico temprano, deriva a través del océano de iapetus y se acreciona al margen oeste de gonwana durante el ordovíco medio-tardío. Parautoctonía: cuyania habría migrado a través de una falla transformante adyacente al margen SW de gondwana y se acreciona al cinturón de famatina durante el devónico

9) Dar un panorama general de la geografía y clima durante el Paleozoico tardío En el carbonífero se produjo la colisión de laurusia y gondwana con la posterior formación de Pangea (asociada con eventos tectónicos y magmáticos a gran escala como la formación del orógeno varístico. Se encontraron evidencias de glaciación en paleocontinentes australes (Australia, Sudáfrica, Sudamérica austral, india y Antártida) conocida como glaciación gondwánica la cual duró 25 Ma. Al finalizar la glaciación la región ecuatorial de pangea se volvió cálida y seca. Esta aridización paulatina puede deberse al debilitamiento progresivo y corrimiento hacia el sur de la zona de convergencia Intertropical y por contracción del manto de hirlo gondwánico. En las tierras del Este que circundaban el paleotetis, el clima se mantuvo, en el paleozoico tardío los contrastes térmicos y de presión atmosférica entre el paleotetis y los mares continentales circundantes configuraron una situación muy favorable para el desarrollo de una intensa circulación monzónica. La elevación de las cadenas montañosas durante la formación de pangea influyó en la aridización del clima. 10) Historia de los cinturones móviles y terranes en el Paleozoico Tardío y sus relaciones con la geografía global y la construcción de Pangea A medida que Gondwana continuó su desplazamiento hacia el Norte, primero colisionó con Laurusia, durante el Carbonífero Temprano y luego suturó con ella durante el resto de este período. Como Gondwana rotó en sentido antihorario en relación a Laurusia, la dirección de deformación avanzó desde el NE hacia el SW a lo largo de los cinturones móviles Varíscico, Apalaches y Ouachita. La formación del orógeno Varíscico implica la destrucción subductiva del océano que hasta el Carbonífero separaba Laurusia de Gondwana. La evolución tectónica de este orógeno fue el resultado de la deformación de microplacas entre Laurusia y África durante el Devónico y el Carbonífero temprano. Entre ellas existiría al menos un microcontinente denominado ARMÓRICA (de edad Greenvilliana que se formó en continente Gondwánico).

Esta subducción llevó hacia el Carbonífero Tardío a una colisión doble en la que Armórica quedó comprimida entre Laurusia y Gondwana. El NO de África, por su parte, colisionó con el Este de Laurentia produciendo a lo largo de los Apalaches la orogenia Alleghaniana y el cinturón plegado de los Mauritánides del lado africano. La deformación de los Apalaches ocurrida a fines del Paleozoico (Mississipiano Tardío- Pérmico) es referida a la orogenia Alleghaniana o Apalachina, en donde el norte de Gondwana colisiona con Laurusia. Hacia fines del Pérmico, Siberia y el bloque de Kazakhastan colisionaron con el margen oriental de Laurusia al cerrarse el Mar de los Urales, con lo cual se terminó de conformar el megacontinente de Pangea. L a evidencia de esta colisión es el orógeno Uraliano. 11) Paleoclima del Paleozoico Tardío La enorme masa continental de Pangea no estaba simétricamente distribuida respecto del Ecuador sino que su mayor parte estaba en el Hemisferio Sur. El Ecuador cruzaba el centro de Europa y de Am. Del Norte quedando estas regiones comprendidas dentro del cinturón climático tropical húmedo, lo que favoreció la acumulación de materia vegetal en muchas cuencas. Por el contrario, en este tiempo, los paleocontinentes australes (Australia, India, Sudáfrica, Sudamérica austral y Antártida) muestran evidencias de glaciación (glaciación Gondwánica). Este período se extendió desde el Pensilvaniano hasta el Pérmico Temprano, fue la glaciación más prolongada del Eón Fanerozoico. La consecuente regresión condujo a la formación de extensas marismas deltaicas, donde crecieron los bosques que dieron lugar a los importantes depósitos de carbón. Extinción en masa del límite Permo-Triásico A fines del Pérmico sobrevino la crisis biológica más severa de la historia del planeta. Afectó a muchos grupos de organismos en diversos ambientes, pero los más afectados fueron las comunidades marinas, causando la extinción de la mayoría de los invertebrados marinos de esos tiempos. En los ambientes terrestres, los grandes bosques de plantas del tipo de los helechos fueron reemplazados por gimnospermas, las coníferas. 90 a 95% de las especies marinas fueron eliminadas. Las principales víctimas marinas y terrestres incluyeron: foraminíferos fusulínidos, trilobitas, corales rugosos y tabulados, placodermos y pelicosauros. Otros grupos que fueron reducidos considerablemente: braquiópodos, ammonoideos, tiburones, peces, crnooideos, etc. Las causas de la extinción masiva del Pérmico (hace 250 Ma) continúan siendo motivo de debate y hay numerosas teorías para explicar los eventos de extinción. Una de las más corrientes es el mismo agente que el responsable de la crisis del Ordovícico y Devónico, la glaciación sobre el continente de Gondwana provocando un enfriamiento generalizado y un descenso del nivel del mar global. Otra teoría propuesta se basa en la reducción de las plataformas continentales debido a la formación de Pangea; es aceptada pero no coincide en tiempos. Un tercer posible mecanismo es el rápido calentamiento y severas fluctuaciones climáticas producidas por eventos de glaciaciones en los polos Norte y Sur. La cuarta y última hipótesis es la de de las erupciones de lavas basálticas ocurridas en Siberia. Conclusiones: - La extinción se produjo en varios pulsos (dos seguros y uno recientemente descubierto) - No hay una sola causa que desatara la catástrofe biológica, sino varios factores que actuaron simultáneamente

12) Procesos de formación y evolución de la cuenca neopaleozoica del sur de sudamerica. Ciclo gondwanico y su relación con el marco tectónico global. Ciclo Gondwánico Este ciclo se inicia en el Neopaleozoico y se extiende hasta el Triásico donde comienza la extención. (290 a 250 Ma)

Su origen estaría vinculado con la presencia de una extensa zona de subducción establecida, a partir del Devónico, a lo largo del margen continental occidental gondwánico. Su actividad provocó un intenso magmatismo, la colisión de bloques exóticos contra el margen gondwánico y la rotación de otros sectores del mismo margen, esto se dio principalmente entre el Devónico y el Pérmico. Para finales del Pérmico y comienzos del Triásico empiezan a darse procesos extensionales sobre antiguas líneas de suturas dadas en el Paleozoico temprano. En el sector norte y central del país, el ciclo gondwánico está representado por las rocas aflorantes en la Cordillera Frontal y que se extienden hacia el norte hasta el Paso de San Francisco, pasando luego a territorio chileno.. A principios del Carbonífero la actividad magmática era reducida y predominó la acumulación de sedimentos en las cuencas originadas por la Fase Chánica, a esto se lo denominó ciclo sedimentario Gondwánico que continuó hasta la mitad del Pérmico Temprano, cuando fue interrumpido por la Fase San Rafael, caracterizada por la manifestación del magmatismo. El acmé de éste se produjo al final del Pérmico y a él se deben importantes batolitos distribuidos principalmente en la Cordillera Frontal y la Cordillera de la Costa. Producto de esta actividad fue el Grupo Choiyoi que se prolonga en Chile, Peru y Bolivia. Cuencas Neopaleozoicas del sur de Sudamérica Asociado a la evolución orogénica se desarrollaron una serie de cuencas sedimentarias de retroarco a lo largo del margen pacífico (Cuenca de Tarija)y en la región cratónica interna cuencas extensionales o trastensionales (Cuenca del Paraná, Cuenca Sauce Grande) La cuenca de Tarija con amplio desarrollo en el noreste argentino, ha sido interpretada como una cuenca de antepaís cuya subsidencia ha sido originada por la deformación asociada a los movimientos chánicos. El relleno sedimentario de esta cuenca se caracteriza por abundante sedimento de origen marino en los niveles basales y medio y culmina con una ingresión marina de edad pérmica. Esta cuenca tuvo una tasa de subsidencia baja y uniforme, escasa o nula actividad tectónica y carece de vulcanismo. En el sector central del país se reconoce la cuenca de Río Blanco y Calingasta-Uspallata, en las provincias de La Rioja, Mendoza y San Juan. Esta cuenca ha sido interpretada por Ramos como una cuenca de retroarco formada a partir de la colision de Chilenia. Se ha observado aquí una importante aceleración de la subsidencia. En la región de las sierras de la Ventana en el sur de Buenos Aires se identifica otra cuenca, conocida como la antefosa de Claromecó. Esta cuenca es de antepaís formada por carga tectónica ante el apilamiento producido por los corrimientos que se iniciaron con la fase chánica y culminaron con la fase sanrafaélica. La cuenca del Paraná es la más extensa de las cuencas intracratónicas. Comprende las cuencas Chacoparaná y probablemente Sauce Grande o Claromecó y Colorado. Abarca el sur de Brasil, Paraguay, Uruguay y NE de Argentina. El relleno sedimentario abarca desde el Ordovícico Superior hasta el Cretácico y fue controlado esencialmente por ciclos eustáticos y movimientos de ascenso y descenso de las dorsales internas y los bordes de la cuenca, en respuesta a las fases tectónicas experimentadas por el margen andino.