Mar Mastogloia

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El actual Mar Báltico sufrió (y seguirá sufriendo) modificaciones en su estructura y extensión, por las diversas glaciaciones, geología, movimientos tectónicos, etc. Esto ha originado diversas denominaciones a lo largo del tiempo, según se modificaba su contorno y composición. Estas denominaciones fueron, de más antigua a más moderna: Mar de Yoldia, Lago Ancylus, Mar de Littorina, Mar Mastoglia, Mar de Linnea y el actual Báltico.

El mar de Mastogloia es una de las etapas prehistóricas del mar Báltico en su desarrollo después de la última edad de hielo. Esto tuvo lugar ca. Hace 8000 años, siguiendo la etapa del lago Ancylus y precediendo la etapa del mar de Littorina .

Nota: Las fechas utilizadas en este artículo se expresan en años de radiocarbono antes del presente («presente» en el contexto de radiocarbono que significa, por razones históricas, el año 1950 DC). Expresado en años calendario antes del presente, todas las fechas serían varios cientos de años más antiguas.

Resumen

Hacia el final de su historia, el nivel del lago Ancylus estaba cayendo después de la formación de una nueva salida en el Gran Cinturón. El lago Ancylus alcanzó el nivel del mar ca. Hace 8500 años, marcando el comienzo del Mar de Mastogloia (Björck 1995, Donner 1995).

En este momento, el nivel global del mar aumentaba rápidamente a medida que continuaba el derretimiento de los últimos restos de las grandes capas de hielo de la edad de hielo (Fleming et al. 1998). Como resultado, algunas cantidades de agua salada comenzaron a penetrar en la cuenca del Báltico a través del estrecho danés, mezclándose en el vasto cuerpo de agua dulce. Esto dio lugar a condiciones ligeramente salobres en el Báltico. El Mar de Mastogloia lleva el nombre del género de diatomeas de agua salobre Mastogloia , cuyas especies se consideran características de los depósitos geológicos de esta etapa (Donner 1995, Eronen 1974).

El continuo aumento del nivel del mar durante la etapa del mar de Mastogloia tuvo el efecto de profundizar los estrechos que conectan el Báltico con el océano, aumentando así la afluencia de agua salada al Báltico. Un cambio hidrográfico significativo ocurrió hace 8500 años, que corresponde a cambios en las corrientes en el Skagerrak, Kattegat y el Canal de Noruega, a medida que pasan al moderno sistema de circulación en el este del Mar del Norte. Esto es una consecuencia de la apertura del Canal de la Mancha y el estrecho danés y el aumento de la afluencia de aguas del Atlántico, y el posterior desarrollo de la corriente de Jutlandia del Sur.^[1]

Entre 8000 y 7000 años atrás, el Báltico se volvió claramente salobre, comenzando desde las partes meridionales más cercanas al océano y extendiéndose desde allí al centro del Báltico y finalmente al Golfo de Finlandia y el Golfo de Botnia. La llegada de condiciones marcadamente salobres marca el comienzo de la etapa del Mar de Littorina (Miettinen 2004). La etapa del mar de Mastogloia constituye, por lo tanto, una fase de transición entre la etapa del lago Ancylus de agua dulce y la etapa del mar de Littorina durante la cual el Báltico era claramente salobre (Donner 1995, Hyvärinen et al. 1988)

Estado en disputa

Muchos investigadores no han estado dispuestos a reconocer el Mar de Mastogloia como una etapa separada en el desarrollo del Mar Báltico, favoreciendo su inclusión en la etapa del Lago Ancylus o en la etapa del Mar de Littorina (Hyvärinen et al. 1988, Miettinen 2002).

En la estratigrafía de los sedimentos bálticos, la etapa de Mastogloia es difícil de detectar, ya que sus sedimentos son visiblemente idénticos a los del lago Ancylus (Donner 1995, Eronen 1983). Incluso el contenido de diatomeas fósiles de los sedimentos de Mastogloia, empleado por los investigadores como el método clave para distinguir depósitos de diferentes etapas bálticas, es ambiguo, en muchos lugares no muestra diferencias con el de los depósitos de Ancylus, y en el mejor de los casos incluye una mezcla de la Mastogloia mencionada anteriormente diatomeas en una flora típica de Ancylus (Eronen 1974). Los depósitos del Mar de Littorina, por otro lado, muestran un cambio drástico tanto en las características visibles del sedimento como en su contenido de diatomeas (Donner 1995, Eronen 1974) Por lo tanto, se podría argumentar a favor de la inclusión de la etapa del Mar de Mastogloia en el Lago Ancylus escenario. Otros prefieren incluirlo en la etapa del Mar de Littorina como una fase de transición después del establecimiento de la conexión marina (Hyvärinen et al. 1988).

Sin embargo, a pesar de estas objeciones, el concepto de un mar de Mastogloia persiste en la literatura sobre el desarrollo del mar Báltico. Se ha observado que una etapa de Mastogloia separada es útil para mantener la claridad del sistema, delimitando el período con una influencia marina innegable, aunque leve, después de la caída del lago Ancylus al nivel del mar que precede a los profundos cambios al comienzo del Mar de Littorina etapa (Eronen 1983).

Evolución de la Glaciación, y de los mares propios de la zona.

Mar de Littorina

El actual Mar Báltico sufrió (y seguirá sufriendo) modificaciones en su estructura y extensión, por las diversas glaciaciones, geología, movimientos tectónicos, etc. Esto ha originado diversas denominaciones a lo largo del tiempo, según se modificaba su contorno y composición. Estas denominaciones fueron, de más antigua a más moderna: Mar de Yoldia, Lago Ancylus, Mar de Littorina, Mar Mastoglia, Mar de Linnea y el actual Báltico.

El Mar alrededor de 7000 años BP.

El mar de Littorina (también mar de Litorina) es una etapa de agua salobre geológica del mar Báltico, que existió alrededor de 7500-4000 BP y siguió al mar de Mastogloia, etapa de transición del lago Ancylus. El Mar de Littorina lleva el nombre del bígaro común (Littorina littorea), luego un molusco predominante en las aguas del Báltico, lo que indica la salinidad del mar.

El Mar de Littorina fue un período de transgresión y máxima salinidad durante el período más cálido del Atlántico de la climatología europea. En el óptimo, aproximadamente 4500 BP, el mar contenía el doble del volumen de agua y cubría un 26.5% más de superficie de lo que lo hace hoy. Al final del período aparecieron los accidentes geográficos modernos, incluidas las lagunas, asadores y dunas actualmente visibles.

Durante el período, el bosque caducifolio templado se movió hacia el norte para cubrir las costas y la región circundante.

Evolución de la Glaciación, y de los mares propios de la zona.

Lago Ancylus

De Wikipedia

El actual Mar Báltico sufrió (y seguirá sufriendo) modificaciones en su estructura y extensión, por las diversas glaciaciones, geología, movimientos tectónicos, etc. Esto ha originado diversas denominaciones a lo largo del tiempo, según se modificaba su contorno y composición. Estas denominaciones fueron, de más antigua a más moderna: Mar de Yoldia, Lago Ancylus, Mar de Littorina, Mar Mastoglia, Mar de Linnea y el actual Báltico.

Ancylus Lake es un nombre dado por los geólogos a un gran lago de agua dulce que existió en el norte de Europa aproximadamente entre 9500 y 8000 años BP, siendo uno de los varios predecesores del mar Báltico moderno.

Origen, evolución y desaparición

El Lago Ancylus reemplazó al Mar de Yoldia después de que este último se separó de su consumo de solución salina a través de una vía marítima a lo largo de las tierras bajas del centro de Suecia, aproximadamente entre Gotemburgo y Estocolmo. El corte fue el resultado del aumento isostático más rápido que el aumento simultáneo del nivel del mar postglacial.^[1]

En palabras de Svante Björck, el lago Ancylus «es quizás el más enigmático (y discutido) de las muchas etapas bálticas». ^[2] La salida y la elevación del lago en relación con el nivel del mar estuvo durante mucho tiempo rodeada de controversia.^{[2] [3]} Ahora se sabe que el lago estaba sobre el nivel del mar, incluido el lago Vänern, y drenó hacia el oeste a través de tres salidas en Göta Älv, Uddevalla y Otteid.^[2] Como resultado del continuo levantamiento isostático de Suecia, se cortaron las salidas en el centro de Suecia. A su vez, esto provocó que el lago se volcara sobre un sustrato de labranza en lo que ahora es el Gran Cinturón en Dinamarca. Ubicado a no menos de 10 m sobre el nivel del mar, el lago comenzó a drenar hacia el mar por el llamado río Dana entre 9000 y 8900 años BP. Se cree que la formación del río Dana causó una dramática erosión de sedimentos, turberas y bosques a lo largo de su camino. Esto condujo inicialmente a una caída relativamente rápida en el nivel del lago durante cientos de años para luego continuar a un ritmo más bajo.^[2] Otra consecuencia de la bajada del lago y la elevación isostática fue que se formó un puente terrestre norte-sur entre el lago Vänern y el lago Ancylus, lo que hizo del lago Vänern una cuenca separada.^[2]

El lago Ancylus existió aproximadamente de 9500 a 8000 años de calibración de BP, durante todo el período boreal . El lago se convirtió en el mar de Littorina cuando el aumento del nivel del mar atravesó el río Dana formando el Gran Cinturón. Esta transformación fue gradual a medida que el agua salada había comenzado a entrar en el lago Ancylus 8800 años BP^{[2] [4]} El agua salada que ingresó al lago se diluyó constituyendo pulsos episódicos de agua salobre. ^[4] Sin embargo, el final apropiado del Lago Ancylus se produjo entre 7800 y 7200 años de BP cuando Øresund se inundó, causando una entrada masiva de agua salada.^[4]

Las costas del lago Ancylus se pueden encontrar hoy en c. 60 m sobre el nivel del mar en el sur de Finlandia y c. 200 m cerca del norte del Golfo de Botnia.^[1]

Historia de la investigación

Descubrimiento

Ancylus Lake alrededor de 8700 años BP. La capa de hielo escandinava encogida se muestra en blanco. «Svea älv» era un estrecho dentro del lago, mientras que Göta älv formaba una salida al mar Atlántico.

En 1887, Henrik Munthe fue el primer geólogo en llegar a la conclusión de que el Mar Báltico debe haber sido un lago de agua dulce. Munthe lo hizo después de encontrar fósiles del caracol Ancylus fluviatilis en sedimentos. Si bien estos fósiles también fueron encontrados un poco antes que él por otros geólogos, pensaron que pertenecían a ríos, pequeños lagos o aguas salobres, por lo que no se dieron cuenta de la existencia del lago.^[3]  Los geólogos se habían suscrito hasta entonces a un esquema simple para la evolución del Mar Báltico, donde pequeños lagos de hielo locales fueron exitosos por el Mar de Yoldia que luego evolucionó directamente al Mar de Littorina. El lago fue nombrado por Gerard De Geer en 1890 después de los fósiles.^[3]

Controversia

La falta de una salida obvia del lago condujo a debates intermitentes que involucraron no solo a Munthe y De Geer, sino también a Ernst Antevs, Arvid Högbom, Axel Gavelin, NO Holst y H. Hedström.^[3] Como faltaba la salida, había dudas sobre si el lago Vänern había sido parte del lago o no, y sobre la posición de su salida o si realmente existía teniendo en cuenta que el lago podría haber estado al nivel del mar. ^3]

Lennart von Post descubrió por accidente un pequeño cañón cerca de Degerfors en 1923, que pensó que podría ser la salida evasiva. Esto llegó con el tiempo para ser conocido como el río Svea. Von Post colaboró ​​inicialmente con Munthe para estudiar el río Svea, pero su colaboración se desmoronó en 1927 por cuestiones personales.^[3] La idea de que el cañón del río Svea era la salida del lago Ancylus gradualmente perdió terreno por las obras de Sten Florin, Astrid Cleve y Curt Fredén.^[2] En 1927 Cleve, que ya era «un paria de la comunidad geológica» ^[5] comentó en un artículo de opinión en Svenska Dagbladet sobre una propuesta de hacer del río Svea un monumento nacional. Ella apoyó la idea de proteger el área, pero criticó la interpretación establecida de Munthe y von Post. Munthe respondió en Dagens Nyheter y el debate pasó a una disputa personal en dos cartas más de periódico en enero de 1928.^[6] Cleve resumió sus ideas para el río Svea y el lago Ancylus en 1930 haciendo una teoría alternativa e intrincada que involucra movimientos tectónicos. Para 1946, había cambiado de opinión cuando propuso una teoría completamente diferente que afirmaba los cañones y baches del río Svea formados por el drenaje subglacial y no tenía nada que ver con el lago Ancylus.^[3] El río Svea fue finalmente despedido en 1981 cuando se descubrió que los baches eran anteriores al lago.^{[2] [7]}

La desaparición del río Svea llevó a los autores a fines de los años setenta y ochenta a revisar la idea de que el lago Ancylus de agua dulce estaba al nivel del mar. Otros estudios confirmaron que Vänern era parte del lago y que estaba sobre el nivel del mar, descartando la idea de un lago a nivel del mar por segunda vez.^[2]

El lago Ancylus se cambia a Mar de Litorina

Hace aproximadamente 9,000 años, el nivel del océano era tan alto debido a los deshielos de los glaciares del hemisferio norte que las aguas salinas inundaron el estrecho de Dinamarca hasta el lago Ancylus. En la cuenca del Báltico, comenzó la etapa del Mar de Littorina. El mar de Littorina no llegó a las partes bajas de Saimaa.

Evolución de la Glaciación, y de los mares propios de la zona.

Mar de Yoldia ((10300 a 9500 años)

Lago Ancylus (9500 a 8000 años-7200)

Mar de Littorina (7500 a 4000 años)

Mar de Mastoglia (8000 a 7000 años)

Mar de Linnea (2500

El actual Mar Báltico sufrió (y seguirá sufriendo) modificaciones en su estructura y extensión, por las diversas glaciaciones, geología, movimientos tectónicos, etc. Esto ha originado diversas denominaciones a lo largo del tiempo, según se modificaba su contorno y composición. Estas denominaciones fueron, de más antigua a más moderna: Mar de Yoldia, Lago Ancylus, Mar de Littorina, Mar Mastoglia , Mar de Linnea y el actual Báltico.

Mar de Panonia

El mar de Panonia durante el Mioceno.

El mar de Panonia fue un mar somero localizado en el área conocida como Llanura Panónica en Europa Central.¹​ Se formó hace unos 10 millones de años cuando Paratetis quedó aislado y se dividió en varios mares, siendo el mar de Panonia uno de ellos. El mar de Panonia existió durante el Plioceno, cuando tres a cuatro kilómetros de sedimentos marinos se depositaron en la cuenca de Panonia.

Historia

Paratetis se formó durante la transición entre el Oligoceno y el Mioceno (hace 34 millones de años) como una extensión del océano Tetis. La conexión entre los dos mares se interrumpió y el océano Tetis desapareció paulatinamente bajo Asia Occidental, permaneciendo únicamente Paratetis como los restos de este gran océano. El mar de Panonia formó parte de Paratetis, separándose y convirtiéndose en un mar independiente durante la última parte del Mioceno, hace alrededor de 10 millones de años. El mar de Panonia estaba conectado con el mar Mediterráneo a través del territorio contemporáneo del golfo de Rona, Baviera y la cuenca de Viena.

A través del estrecho de Đerdap, el mar de Panonia se conectaba con otro mar localizado en la cuenca de Valaquia. Durante el período con mayor nivel del mar, el panónico alcanzó la zona contemporánea del sur de Serbia: un golfo del mar Panónico localizado en el valle de Morava que se extendía hasta la depresión de Vranje, conectaba con el mar Egeo a través del valle de Preševo.

El mar Panónico existió como mar independiente durante cerca de 9 millones de años. Sus últimos restos desaparecieron en la mitad del Pleistoceno, hace unos 600.000 años, mucho después de que desapareciese el océano Tetis. El agua del mar Panónico fluyó a través del desfiladero de Đerdap en el río Danubio, dejando una amplia llanura conocida como la Llanura Panónica. Los restos de las antiguas islas del mar Panónico constituyen las Montañas de las Islas Panonias (Montañas de Fruška Gora y Montañas de Vršac).

La llanura panónica es una gran llanura de la Europa Central originada tras la desecación durante el Plioceno del mar Panonio. El precursor de la actual llanura fue un mar superficial que alcanzó una amplia extensión durante el Plioceno, depositando de 3 a 4 km de sedimentos.

El río Danubio desagua la llanura panónica, discurriendo por su parte central. La llanura panónica es un subsistema geomorfológico del sistema Alpes Himalaya.

La llanura corresponde a varios países: Hungría, que ocupa su parte central, la República de Serbia (Vojvodina), República de Croacia (Croacia central y Eslavonia), el oeste de Eslovaquia (Tierras Bajas de Eslovaquia Oriental, el extremo sudoeste de Ucrania), las regiones fronterizas del norte de Bosnia y Herzegovina, Rumania (el oeste de Transilvania), así como el este de Eslovenia y Austria.

La llanura de Panonia se puede definir como la porción de tierra que surge al desaparecer la el mar de Panonia. De ahí que la formación de la Plana de Panonia se puede dividir en dos fases: por un lado la creación del Mar de Panonia y por otro la desaparición de este dando lugar a la Plana de Panonia.

Hace una 240 millones de años a finales del Pérmico, la placa de Cimmeria (hoy en día corresponde parcialmente a la superficie de Turquía, Irán, Tibet y partes de Asia sudoriental) se separó de Gandwana (que en este momento forma parte de Pangea). 60 millones de años después chocaría con Eurasia. Durante este tiempo se fue creando el océano Tetis antecedente del mar de Panonia.

Hace 90 millones de años, durante el cretácico superior, La India comenzó a separarse de África y inició su avance hacia Eurasia. Unos 40 millones de años después, es decir, 50-55 millones de años, la India, comenzó a chocar con Asia formando el Tíbet y el Himalaya.

Este desplazamiento originó la progresiva reducción del Océano Tetis que como consecuencia de la colisión, su parte derecha se cerró, continuando así el proceso de reducción que ya había tenido lugar en gran medida. El límite occidental pasó a llamarse Mar de Tetis, amplio y abierto que inundaba grandes extensiones de Europa y del Norte de África. Europa era entonces un archipiélago de islas, con mares poco profundos. El siguiente momento significativo lo encontramos hace 34 millones de años cuando tiene lugar la orogenia alpina, que dio lugar a los Alpes y los Cárpatos.

Como consecuencia se formó el mar Paratetis, que se separó del Mar de Tetis debido a este movimiento orogénico. El Paratetis extendía del Sur de Europa desde la región Norte de los Alpes hasta el Mar de Aral. La combinación de la caída del nivel del mar y la elevación tectónica dio lugar a una gran regresión del mar y la formación de una barrera entre el Océano Tetis y el Paratetis. La aparición del mar de Panonia ya era muy cercana. Hace 20 millones de años el mar Paratetis abarcaba una amplia zona de Europa central y Asia occidental. Esta zona era cambiante. Al oeste incluía en algunas etapas de la cuenca de Molasse (lado norte de los Alpes), la cuenca de Panonia, el actual Mar negro y desde allí se extendía hasta el este hasta la posición actual del Mar de Aral. Existía una buena conexión con el Mediterráneo, que posteriormente se interrumpió.

Dentro de este periodo de 20 millones de años se pueden diferenciar dos con una extensión aproximada de unos 10 millones de años cada uno. En el segundo de estos periodos y durante el Plioceno, el mar Paratetis se quedó aislado y se fue dividiendo en varios mares interiores progresivamente separados entre sí: Mediterráneo, Negro, Caspio, Aral. El mar de Panonia que surgió como consecuencia de este proceso de división hace unos 10 millones de años. También en este periodo tuvo lugar la desecación parcial del Mar mediterráneo en la llamada crisis salina del Mesinense «hace 5,59 millones de años, fenómeno del que se trata parcialmente en el segundo apartado de este punto por la incidencia que pudo tener en el proceso de desaparición del Mar de Panonia. El Mar de Panonia existió como mar independiente durante 9 millones de ‘años aproximadamente. El proceso de su desaparición finalizó, Ya avanzado el Pleistoceno y culminaría unos 600.000 años mucho después de que desapareciera el Océano Tetis.

Es decir, el mar de Panonia se formó durante el Plioceno como consecuencia del roce descrito. Cuando desapareció, dejó de 3 a 4 km de sedimentos marinos depositados en la Cuenca de Panonia. Actualmente sólo quedan los mares Negro, Caspio, y Aral, que en épocas anteriores fue un importante mar interior.

En la cultura popular

En 1979, el cantante serbio Đorđe Balašević lanzó un single llamado Panonski Mornar (marinero panoniano).

Mar de Sundance

El mar de Sundance era un mar epicontinental que existió en Norteamérica durante la segunda mitad del periodo Jurásico de la era Mesozoica.¹​ Era un brazo de lo que hoy es el océano Ártico, y se extendía desde el actual oeste de Canadá hasta el centro de la zona occidental de Estados Unidos. El mar retrocedió cuando comenzaron a elevarse las montañas del oeste.

Estratigrafía

El mar de Sundance no se formó en una sola vez; la evidencia geológica sugiere que este mar fue producto de una serie de cinco transgresiones marinas —separadas por discordancias erosivas— que fueron avanzando y retrocediendo desde mediados del Jurásico.¹​ Los sedimentos terrestres de la formación Morrison —procedentes de la erosión de las tierras emergentes al oeste— se depositaron sobre los sedimentos marinos de la formación Sundance cuando el mar retrocedió por última vez a finales del Jurásico.²​³​

Las rocas sedimentarias que se formaron dentro del mar de Sundance y en sus alrededores suelen ser ricas en fósiles.

Fauna

El mar de Sundance era rico en numerosos tipos de animales. Los Gryphaea eran muy comunes y también se han encontrado dientes de tiburón. Además de peces, en este mar había bancos de belemnites y de amonites. El fondo marino estaba cuajado de crinoideos y bivalvos. El Ophthalmosaurus, un ictiosaurio de gran tamaño, surcaba las aguas utilizando sus enormes mandíbulas para pescar «calamares» belemnites. El Pantosaurus, un plesiosaurio criptoclídido del tamaño de un otario, perseguía peces fáciles de pescar. El mayor reptil marino del mar de Sundance era el Megalneusaurus, un gran pliosaurio similar al Liopleurodon. Se han encontrado fósiles de este reptil en Alaska y Wyoming, que estaban cubiertos por el mar de Sundance mientras dicho mar existió.

Durante los periodos de retroceso, la costa fue frecuentada por dinosaurios y otros animales terrestres del Jurásico, como muestra el conjunto de huellas de dinosaurio de Red Gulch, cerca de Shell (Wyoming).

Reconstrucción paleogeográfica de Norteamérica hace unos 170 Ma, durante el Jurásico Medio–Tardío, en la que puede observarse el inicio de la apertura del océano Atlántico y el desarrollo del brazo de mar conocido como mar de Sundance, un mar interior localizado sobre los actuales territorios del oeste del continente. Autor y copyright: Ron Blakey, Colorado Plateau Geosystems; modificado por Geofrik.

Elevación del territorio en la zona oeste de los EEUU hace unos 150 Ma como resultado de la compresión de la placa Norteamericana con la placa Pacífica al expandirse el creciente océano Atlántico. Debido a esto, el mar de Sundance se va retirando poco a poco hacia el norte. Autor y copyright: Ron Blakey, Colorado Plateau Geosystems; modificado por Geofrik.

Océano Tetis

Mapa que muestra la ubicación de Tetis, entre Laurasia y Gondwana.

El océano Tetis o mar de Tetis (de la titánide griega Tetis o Τηθύς, Tēthýs) era un océano de la era Mesozoica que existió entre los continentes de Gondwana y Laurasia, previamente a la aparición del océano Índico.

Historia

En 1893, utilizando registros fósiles hallados de los Alpes, África y el Himalaya, el geólogo Eduard Suess propuso la existencia de un mar interior entre los primitivos continentes de Laurasia y Gondwana. Los fósiles, hallados en zonas muy montañosas, eran de criaturas marinas, por lo que era necesaria la existencia de una gran masa de agua que el científico bautizó como mar de Tetis, aludiendo a la diosa griega del mar, Tetis.

Más tarde, la teoría de la tectónica de placas refutó gran parte de las proposiciones de Suess. No obstante, determinó la existencia de una gran masa de agua, en época más temprana que la que calculó el científico, pero ocupando la misma zona. Esta extensión fue bautizada como océano Tetis en la moderna teoría de la tectónica de placas en honor a Suess, cuyos conceptos eran aproximados pero visionarios.

Teoría moderna

Distribución de los continentes hace 280 millones de años durante el Pérmico. La placa de Cimmeria comienza a desplazarse hacia el norte reemplazando el océano Paleo-Tetis por el océano Tetis.

Hace aproximadamente 250 millones de años, a finales del Pérmico, un nuevo océano comenzó a formarse en el extremo sur de otro océano anterior denominado Paleo-Tetis. Una falla se formó a lo largo del norte de la placa de Cimmeria, al sur de Pangea. A lo largo de los 60 millones de años, esa placa se fue desplazando hacia el norte, empujando el suelo del océano Paleo-Tetis debajo de la superficie de extremo este de Pangea (Laurasia). El resultado fue la formación del océano Tetis, directamente sobre el lugar que ocupaba su antecesor, el océano Paleo-Tetis.

Durante el Jurásico, hace 150 millones de años, Cimmeria, finalmente colisionó con Laurasia. Como resultado, el suelo oceánico se combó bajo esta segunda placa (proceso de subducción) formando la fosa de Tetis. Al tiempo los niveles de agua subieron, cubriendo grandes partes de Europa con mares poco profundos. En aquella época también se produjo la división de las dos masas de tierra que formaban Pangea, Laurasia y Gondwana, formándose el océano Atlántico entre ambas.

Hace unos 100 millones de años, Gondwana comenzó a romperse, empujando África e India hacia el norte, a través de Tetis. Como resultado, el océano se empequeñece, por lo que su denominación para este período es mar de Tetis. Éste existió hasta hace 15 millones de años.

Actualmente, India, Indonesia y el océano Índico cubren la mayor parte de la superficie que ocupó este mar y Turquía, Irak y el Tíbet se asientan en Cimmeria. El mar Negro, el Caspio y el Aral son vestigios del mismo. La mayor parte del fondo del océano Tetis desapareció bajo Cimmeria y Laurasia.

Terminología y subdivisiones

Como cualquier otra ciencia, la geología vive una continua evolución y los términos empleados en la descripción de algunas formaciones geológicas antiguas han fluctuado a medida que se han ido estableciendo teorías más precisas. Muchas fuentes en Internet, por ejemplo, usan la expresión «océano Tetis» para referirse al mar de Tetis, y viceversa. Incluso es posible encontrar el incipiente océano Atlántico del Período Jurásico referido erróneamente como mar de Tetis.

Paleogeografía de la región mediterránea durante el Oligoceno. Paratetis se va cerrando (en el sur de Europa) y es sustituido por el mar Mediterráneo (al norte de África).

Océano Tetis Occidental

El límite occidental del océano Tetis es llamado el mar de Tetis, océano Tetis Occidental u océano Tetis Alpino, siendo vestigios de éste los mares Caspio, Aral y Negro. Éste no era un océano abierto, estando cubierto por multitud de pequeñas placas tectónicas, arcos de islas propios del Cretáceo y microcontinentes.

Océano Tetis Oriental

La parte este de Tetis es referida como océano Tetis Oriental.

El mar de Tetis en otros períodos

A medida que la teoría de la deriva continental ha ido siendo ampliada y mejorada, se ha extendido el nombre de Tetis a otros océanos que le precedieron. El Paleo-Tetis, existió desde el Silúrico, hace 440 millones de años, hasta el Jurásico. A este le precedió el océano Proto-Tetis, formado hace 600 millones de años.

Paleontología

El océano Tetis es objeto de estudio de la paleontología ya que permite a esta ciencia conocer como eran los hábitats marinos y marismeños hace millones de años a través del estudio de fósiles hallados en zonas interiores.

Los geólogos han encontrado los fósiles de las criaturas de este océano en las rocas del Himalaya. Por lo tanto, sabemos que estas rocas estaban sumergidas antes de que el continente indio las empujara hacia el interior de Asia. Podemos ver pruebas geológicas similares en la Orogenia Alpina de Europa, donde el movimiento de la placa africana levantó los Alpes.

¿Se imaginaron alguna vez que en el lugar mas seco del mundo había una mar?

Hace aproximadamente 250 millones de años, a finales del Pérmico, un nuevo océano comenzó a formarse en el extremo sur de otro océano anterior denominado Paleo-Tetis. Una falla se formó a lo largo del norte de la placa de Cimmeria, al sur de Pangea. A lo largo de los 60 millones de años, esa placa se fue desplazando hacia el norte, empujando el suelo del océano Paleo-Tetis debajo de la superficie de extremo este de Pangea (Laurasia). El resultado fue la formación del océano Tetis, directamente sobre el lugar que ocupaba su antecesor, el océano Paleo-Tetis.

Durante el Jurásico, hace 150 millones de años, Cimmeria, finalmente colisionó con Laurasia. Como resultado, el suelo del océano se combó bajo esta segunda placa la fosa de Tetis. Al tiempo los niveles de agua subieron, cubriendo grandes partes de Europa con mares poco profundos. En aquella época también se produjo la división de las dos masas de tierra que formaban Pangea, Laurasia y Gondwana, formándose el océano Atlántico entre ambas.

Hace unos 100 millones de años, Gondwana comenzó a romperse, empujando África e India hacia el norte, a través de Tetis. Como resultado, el océano se empequeñece, por lo que su denominación para este período es mar de Tetis. Éste existió hasta hace 15 millones de años.

Actualmente, India, Indonesia y el océano Índico cubren la mayor parte de la superficie que ocupó este mar y Turquía, Irak y el Tíbet se asientan en Cimmeria. El mar Negro, el Caspio y el Aral son vestigios del mismo. La mayor parte del fondo del océano Tetis desapareció bajo Cimmeria y Laurasia.

Los primeros hallazgos de esqueletos de ballena en Wadi al-Hitan, conocido como ‘el Valle de las Ballenas’, en Egipto, se remontan a 1902. Los cetáceos descansan sobre un mar de arena que fue un antiguo océano llamado Tetis, hace 50 millones de años, y que en la actualidad se ha evaporado por completo.

En una de las regiones más secas del mundo, los restos de las ballenas comenzaron a aflorar por la erosión del viento entre las del desierto del Sahara en Egipto. Conocido como ‘Wadi al-Hitan’ o ‘Valle de las Ballenas’, los restos fosilizados permiten conocer como era esta región  cuando estaba cubierta por un vasto océano hace unos 50 millones de años.

El área contiene huesos fosilizados de un antepasado de las ballenas modernas que fueron descubiertos por paleontólogos por primera vez en 1902. En la actualidad se considera este lugar como un museo al aire libre.

Hace unos 50 millones de años, la zona estaba cubierta por el así llamado océano de Tetis, y ocupaba el espacio entre África y Asia antes de que la India se uniera al continente, generando el Himalaya.

Cuando el Mediterráneo se secó

El Mediterráneo, ese mar que baña nuestras costas levantinas, desde Cataluña hasta Andalucía, es uno de los restos que actualmente quedan del Océano Tetis, aquel océano interior que tenía Pangea. Con sus 2’5 millones de kilómetros cuadrados de superficie es el tercer mar más grandes del planeta (sin contar océanos), con una profundidad media de 1430 m y una profundidad máxima de 5.267 m (Fosa Calypso, en Grecia). Con estos datos es difícil pensar que un mar así pudiera secarse alguna vez, pero así ocurrió en el pasado geológico reciente, y el Calentamiento Global no tuvo nada que ver con ello.

Ilustración geográfica de cómo pudo ser la cuenca del Mediterráneo durante la crisis de salinidad del Messiniense (fuente: Ledesma Rubio, 2005)

La Crisis de Salinidad del Messiniense, como se llama a este suceso tan llamativo, ocurrió hace unos 5-6 Ma, en el Mioceno. Por aquel entonces los continentes aún no tenían las posiciones que ocupan actualmente, ni tampoco eran exactamente igual, aunque la geografía ya se iba pareciendo a la actual. El Istmo de Panamá aún no había emergido en el Caribe, por lo que Norteamérica y Sudamérica aún estaban separadas, mientras que en la región del Mediterráneo la comunicación con el Atlántico era bien diferente.

Durante el Cretácico, entre hace 145 y 65 millones de años, el nivel del mar estuvo por lo general varios cientos de metros por encima del actual, debido a la ausencia de hielos continentales y , sobre todo, a una menor profundidad media de las cuencas oceánicas. Mares extensos de aguas someras inundaban muchas de las regiones que hoy están emergidas. El amplio y abierto Mar de Tethys (precursor del Mediterráneo) anegaba vastas extensiones de Europa y del norte de África. Europa era un archipiélago de islas, en cuyos mares poco profundos se formaron típicos depósitos de rocas calizas y coralinas.

Durante el Terciario, en los últimos 60 millones de años, el Mar de Tethys se fue estrechando por el este hasta quedar separado del Océano Indico. Así se formó una gran cuenca marina casi separada del océano abierto. Abarcaba en una misma extensión al Mediterráneo, al Mar Negro y al Mar Caspio. Luego, el movimiento orogénico alpino aisló al Negro y al Caspio, que quedaron convertidos en mares interiores.

El Mediterráneo siguió conectado por occidente con el Océano Atlántico. Pero el intercambio de aguas se realizaba, no por el estrecho de Gibraltar, sino por zonas que hoy están emergidas: el corredor bético en el norte (Andalucía), y el corredor del Rif en el sur (Marruecos).

https://copepodo.wordpress.com/2008/02/08/sin-tetis-no-hay-paraiso/

Panthalassa o Paleopacífico

El océano rodeando Pangea es Panthalassa.

Panthalassa (del griego para «todos los mares») fue el enorme océano global que rodeaba al supercontinente Pangea durante el final del periodo Paleozoico y el principio de la era Mesozoica. Pangea fue el supercontinente del que se desprendieron luego los continentes actuales, en el contexto de la teoría de la deriva continental, del geofísico y astrónomo Alfred Wegener.

La ruptura de Pangea formó las cuencas del océano Atlántico y del océano Ártico y provocó el cierre de la cuenca de Tetis, creándose la cuenca del océano Índico. Este término se deriva del griego cuyo significado es “todos los mares”, nombre que se ha convenido en dar al enorme océano que rodeó Pangea al final del Paleozoico y principios del Mesozoico hace aproximadamente de 300 millones de años, cuando se formó Pangea, a 200 millones de años, cuando el supercontinente comenzó a separase en otros menores con la consiguiente formación de nuevos mares. Cabe decir que Pangea no fue el único supercontinente, sino el último hasta la fecha. Los anteriores fueron Rodinia, fragmentado hace 750 millones de años, y Pannotia, fragmentado hace 540 millones de años. Pannotia tenía forma de “V”, en el centro de la cual y a su alrededor quedó Panthalassa.

Durante los periodos arriba mencionados ocurrieron acontecimientos relevantes, como la denominada «explosión» de la vida marina del Cámbrico con su correspondiente extinción masiva, proliferación de invertebrados durante el Ordovícico, aparición de las primeras plantas terrestres en el Silúrico y de reptiles e insectos durante el carbonífero; el Paleozoico termina en el periodo Pérmico con la formación de Pangea y la extinción masiva del 95% de las especies existentes.

Antes de esto transcurrió el supereón Precámbrico. A pesar de su larga duración (desde hace 4.600 hasta 540 millones de años) no se tienen apenas evidencias fósiles de vida, probablemente porque la mayoría de las formas tuvieron cuerpos blandos que no podían fosilizar o porque quedaran atrapadas en rocas primigenias que posteriormente sufrieron erosión o metamorfismo y los posibles restos quedaron destruidos. En cualquier caso, la Panthalassa del Precámbrico fue el caldo primigenio donde se originó la vida. Los estudios científicos más aceptados sostienen la formación de vida en un tiempo en que la atmósfera de nuestro planeta era reductora (pobre en oxígeno) y cálida y la composición de los mares muy diferente de la actual (véanse los estudios de Oparin y Haldane). Otros, sin embargo, proponen que era necesaria la congelación y el impacto de meteoros (Stanley Miller). En resumen, aparte de algunos hechos probados (creación de aminoácidos en condiciones prebióticas, experimento de Urey-Miller en 1953), no existe un único modelo y no se tiene muy claro cómo apareció la vida en la Tierra, pero se presume que el océano, fuera cual fuera su composición, desempeñó un importante papel; no en vano las más antiguas muestras fósiles son de organismos marinos.

https://www.geolsoc.org.uk/Geoscientist/Archive/March-2010/Panthalassa-ocean-of-ignorance

Los orígenes de los planteamientos de la Teoría de la Deriva Continental provienen de la forma como todos los continentes parecen encajar entre sí, especialmente aquellos separados por el Océano Atlántico. Por otro lado, también existen diversas similitudes entre las faunas fósiles de distintas regiones del mundo, así como en sus formaciones geológicas. Si bien hoy en día todos los océanos poseen puntos de encuentro, es muy posible que en el pasado todos hayan sido parte de un ente unificado.

Hay hipótesis que han llevado incluso más lejos la Teoría de la Deriva Continental de Wegener y afirman que antes de la Pangea existió un supercontinente aún más compacto denominado Rodinia. Asimismo, también han nombrado un antecesor al gran océano Pantalasa, dándole el nombre de Mirovia. Este habría pasado buena parte de su existencia congelado, incluso hasta los dos kilómetros de profundidad, debido a lo que se conoce como el Periodo Criogénico, donde el planeta sufrió un período de glaciación.

A partir de la separación de la Pangea, el gran océano se dividió inicialmente en dos: El Pacífico, al oeste y al norte, y el Tetis, al sur y al este. En ese entonces surgieron dos continentes: Laurasia, al norte, y Gondwana, al sur. Pasarían millones de años para llegar a la variada formación continental y oceánica actual.

En un principio Wegener no supo explicar por qué ocurrían estos movimientos, por ello años más tarde desarrollaría la célebre Teoría de la Tectónica de Placas. Afirmaría entonces que la tierra estaba conformada por diversas capas, algunas de la cuales se fracturaban en grandes bloques, denominados placas tectónicas. Estas serían removidas constantemente por fuerzas provenientes de los estratos más profundos de la tierra, por lo que las cortezas oceánicas y continentales sufrirían transformaciones geográficas.

Hoy día la mayor parte de lo que fue la cuenca y la corteza del gran océano Pantalasa ha sido arrastrada bajo la placa tectónica de América del Norte y la placa Euroasiática.

Estudios basados en historiales de tomografías sísmicas afirman además que las placas tectónicas en bordes convergentes, denominadas también “subducidas”, que se visualizan en diversos mantos submarinos indican que al menos varios océanos o mares diferentes se pueden definir como consecuencia del océano Pantalasa.

Restos de la placa oceánica de Pantalasa puede ser encontrados en las placas de Juan de Fuca, Gorda, Cocos y Nazca, las cuales en el pasado formaron parte de una placa mayor llamada Farallón.

Panthalassa

Cuando Panthalassa rodeaba Pangea, Laurasia estaba ubicada en el hemisferio norte y Gondwana en el sur.

Esquema de las masas de tierra actuales agregadas para la orientación.

Panthalassa, también conocido como Océano Panthalassic o Océano Panthalassan (del griego πᾶν «todos» y θάλασσα «mar»), ^[1] fue el superoceán que rodeaba al supercontinente Pangea. Durante la transición paleozoica – mesozoica c. 250 Ma ocupaba casi el 70% de la superficie terrestre. Su fondo oceánico ha desaparecido por completo debido a la subducción continua a lo largo de los márgenes continentales en su circunferencia.^{[2] A} Panthalassa también se le conoce como Paleo-Pacífico («viejo Pacífico») o Proto-Pacífico porque el Océano Pacífico se desarrolló desde su centro en el Mesozoico hasta el presente.

El supercontinente Rodinia comenzó a separarse 870–845 Ma, probablemente como consecuencia de un superplume causado por avalanchas de losas del manto a lo largo de los márgenes del supercontinente. En un segundo episodio c. 750 Ma, la mitad occidental de Rodinia comenzó a separarse: el Kalahari occidental y el sur de China se separaron de los márgenes occidentales de Laurentia; y por 720 Ma Australia y la Antártida Oriental también se habían separado.^[3] En el Jurásico Tardío, la Placa del Pacífico se abrió originando desde una unión triple entre las placas Panthalassic Farallon, Phoenix e Izanagi. Panthalassa se puede reconstruir en base a líneas magnéticas y zonas de fractura preservadas en el Pacífico occidental.^[4]

En Laurentia occidental (América del Norte), un episodio tectónico que precedió a esta ruptura produjo divisiones fallidas que albergaban grandes cuencas depositarias en Laurentia Occidental. El océano global de Mirovia, un océano que rodeaba Rodinia, comenzó a reducirse a medida que el océano panafricano y Panthalassa se expandían.

Hace entre 650 y 550 millones de años, comenzó a formarse otro supercontinente: Pannotia, que tenía la forma de una «V». Dentro de la «V» estaba Panthalassa, fuera de la «V» estaban el Océano Panafricano y los remanentes del Océano Mirovia.

Reconstrucción de la cuenca del océano

La mayoría de las placas oceánicas que formaron el fondo oceánico de Panthalassa han sido subducidas y las reconstrucciones tectónicas de placas tradicionales basadas en anomalías magnéticas, por lo tanto, solo pueden usarse para restos del Cretácico y posteriores. Los antiguos márgenes del océano, sin embargo, contienen terranes alóctonos con arcos volcánicos intra-pantlásicos triásicos-jurásicos preservados, que incluyen Kolyma-Omolon (noreste de Asia), Anadyr-Koryak (Asia oriental), Oku-Niikappu (Japón) y Wrangellia y Stikinia (oeste de América del Norte). Además, la tomografía sísmica se está utilizando para identificar losas subducidas en el manto, de donde se puede derivar la ubicación de las antiguas zonas de subducción del Pantlásico. Una serie de tales zonas de subducción, llamadas Telkhinia, definen dos océanos separados o sistemas de placas oceánicas: los océanos Pontus y Thalassa.^[5] Océanos marginales nombrados o placas oceánicas incluyen (en el sentido de las agujas del reloj) Mongol-Ojotsk (ahora una sutura entre Mongolia y el Mar de Ojotsk ), Oimyakon (entre el craton asiático y Kolyma-Omolon), Slide Mountain Ocean (Columbia Británica), ^[6] y Mezcalera (oeste de México).

Margen oriental

El margen occidental (coordenadas modernas) de Laurentia se originó durante la desintegración neoproterozoica de Rodinia. La Cordillera de América del Norte es un orógeno de acreción que creció mediante la adición progresiva de terranes alóctonas a lo largo de este margen del Paleozoico Tardío. El volcanismo devónico de arco posterior revela cómo este margen pantlásico oriental se convirtió en el margen activo que todavía se encuentra en el medio paleozoico. La mayoría de los fragmentos continentales, arcos volcánicos y cuencas oceánicas agregadas a Laurentia de esta manera contenían faunas de afinidad Tethyan o asiática. Los terranes similares agregados al norte de Laurentia, en contraste, tienen afinidades con Baltica, Siberia y el norte de Caledonia. Estos últimos terrenos probablemente se acrecentaron a lo largo del margen oriental de Panthalassa por un sistema de subducción de estilo escocés caribeño.^[7]

Margen occidental

La evolución del límite Panthalassa-Tethys es poco conocida porque se conserva poca corteza oceánica; tanto el fondo Izanagi como el conjugado del Océano Pacífico están subducidos y la cordillera oceánica que los separaba probablemente se subduce c. 60–55 Ma. Hoy en día, la región está dominada por la colisión de la placa australiana con una compleja red de límites de placas en el sudeste asiático, incluido el bloque Sundaland. La propagación a lo largo de la cresta del Pacífico y Phoenix finalizó a 83 Ma en el Osbourn Trough en la Zanja de Tonga – Kermadec.^[4]

Durante el Permian, los atolones se desarrollaron cerca del ecuador en los montes submarinos del medio Panthalassic. A medida que Panthalassa se sometió a una subducción a lo largo de su margen occidental durante el Jurásico Triásico y el Jurásico Temprano, estos montes submarinos y atolones paleolíticos se agregaron como bloques y fragmentos de piedra caliza alóctona a lo largo del margen asiático. ^[8] Uno de estos complejos de atolón migratorio ahora forma un cuerpo de piedra caliza de dos kilómetros de largo (1.2 mi) y de 100 a 150 metros de ancho (330–490 pies) en el centro de Kyushu , suroeste de Japón.^[9]

Fusuline foraminifera, un orden ahora extinto de organismos unicelulares, desarrolló gigantismo —el género Eopolydiexodina, por ejemplo, alcanzó un tamaño de hasta 16 cm (6,3 pulgadas )— y sofisticación estructural, incluidas las relaciones de simbiontes con algas fotosintetizantes, durante el período Carbonífero, y Permian. El evento de extinción Pérmico-Triásico c. 260 Ma, sin embargo, puso fin a este desarrollo con solo los taxones enanos que persisten en todo el Pérmico hasta la extinción final por fusulina c. 252 Ma. Las fusulinas permianas también desarrollaron un notable provincialismo por el cual las fusulinas se pueden agrupar en seis dominios.^[10] Debido al gran tamaño de Panthalassa, cien millones de años pudieron separar la acumulación de diferentes grupos de fusulines. Suponiendo una tasa de acreción mínima de 3 centímetros por año (1.2 pulgadas / año), las cadenas de montañas submarinas en las que evolucionaron estos grupos estarían separadas por al menos 3.000 km (1.900 mi), aparentemente estos grupos evolucionaron en entornos completamente diferentes.^[11] Una caída significativa en el nivel del mar al final del Pérmico condujo al fin de la extinción de Capitanian. La causa de esta extinción está en disputa, pero un candidato probable es un episodio de enfriamiento global que transformó una gran cantidad de agua de mar en hielo continental.^[12]

Los montes submarinos acrecentados en el este de Australia como parte del orógeno de Nueva Inglaterra revelan la historia de los puntos calientes de Panthalassa.^[13] Desde el Devónico Tardío hasta el Carbonífero, Gondwana y Panthalassa convergieron a lo largo del margen este de Australia a lo largo de un sistema de subducción por inmersión en el oeste que produjo (de oeste a este) un arco magmático, una cuenca del antebrazo y una cuña de acreción. La subducción cesó a lo largo de este margen en el Carbonífero Tardío y saltó hacia el este. Desde el Carbonífero Tardío hasta el Pérmico Temprano, el orógeno de Nueva Inglaterra estuvo dominado por un entorno extensional relacionado con una transición de subducción a deslizamiento. La subducción se reinició en el Pérmico y las rocas graníticas del batolito de Nueva Inglaterra se produjeron mediante un arco magmático, lo que indica la presencia de un margen de placa activa a lo largo de la mayor parte del orógeno. Los restos de Permian a Cretáceo de este margen convergente, conservados como fragmentos en Zealandia (Nueva Zelanda, Nueva Caledonia y el Aumento del Señor Howe), fueron saqueados de Australia durante la separación del Cretácico Tardío al Terciario Temprano del este de Gondwana y la apertura del Mar de tasman.^[14] La placa de unión cretácica, ubicada al norte de Australia, separaba el Tethys oriental de Panthalassa.^[15]

Paleo-oceanografía

Panthalassa era un océano del tamaño de un hemisferio, mucho más grande que el Pacífico moderno. Podría esperarse que el gran tamaño resulte en patrones de circulación de corrientes oceánicas relativamente simples, como un solo giro en cada hemisferio, y un océano mayormente estancado y estratificado. Sin embargo, los estudios de modelación sugieren que hubo un gradiente de temperatura de la superficie del mar (SST) este-oeste en el que el agua más fría se sacó a la superficie al aflorar en el este mientras que el agua más cálida se extendió hacia el oeste hasta el océano Tethys. Los giros subtropicales dominaron el patrón de circulación. Las dos bandas hemisféricas estaban separadas por la ondulante zona de convergencia intertropical (ZCIT).^[dieciséis]

En el norte de Panthalassa había vientos del oeste de latitud media al norte de 60 ° N con vientos del este entre 60 ° N y el ecuador. La circulación atmosférica al norte de 30 ° N está asociada con la Alta del Norte de Panthalassa que creó la convergencia de Ekman entre 15 ° N y 50 ° N y la divergencia de Ekman entre 5 ° N y 10 ° N. Un patrón que resultó en el transporte Sverdrup hacia el norte en regiones de divergencia y hacia el sur en regiones de convergencia. Las corrientes fronterizas occidentales dieron lugar a un giro del Norte de Panthalassa subtropical anticiclónico en latitudes medias y una circulación anticiclónica meridional centrada en 20 ° N.^[dieciséis]

En el norte tropical de Panthalassa, los vientos alisios crearon flujos hacia el oeste, mientras que los flujos del ecuador fueron creados por vientos del oeste en latitudes más altas. En consecuencia, los vientos alisios alejaron el agua de Gondwana hacia Laurasia en la corriente ecuatorial del norte de Panthalassa. Cuando se alcanzaran los márgenes occidentales de Panthalassa, las intensas corrientes de los límites occidentales formarían la corriente oriental de Laurasia. En las latitudes medias, la corriente del norte de Panthalassa traería el agua de regreso al este, donde una débil corriente del noroeste de Gondwana finalmente cerraría el giro. La acumulación de agua a lo largo del margen occidental, junto con el efecto Coriolis, habría creado una Corriente Contador Ecuatorial de Panthalassa.^[dieciséis]

En el sur de Panthalassa, las cuatro corrientes del giro subtropical, el sur de Panthalassa, giraron en sentido contrario a las agujas del reloj. La corriente meridional de Panthalassa ecuatorial fluyó hacia el oeste entre el ecuador y 10 ° S hacia la occidental, intensa Corriente de Panthalasssa del Sur. La Corriente Polar del Sur luego completa el giro como la Corriente Suroeste de Gondwana. Cerca de los polos, los vientos del este crearon un giro subpolar que giraba en sentido horario.^[dieciséis]

Mapa del Océano Panthalassa hace unos 200 millones de años. Los óvalos blancos muestran las ubicaciones reconstruidas de arcos volcánicos conocidos de rocas continentales.

Otra denominación admitida es la de Océano Mundial

Océano mundial u océano global (de las expresiones inglesas world ocean y global ocean) es el sistema interconectado de masas de agua oceánicas o marinas de la Tierra. Comprende la mayor parte de la hidrosfera. La expresión «océano planetario» se utiliza más habitualmente en planetología para denominar a la masa oceánica de cualquier planeta oceánico.

La unidad y continuidad del océano mundial, con un intercambio relativamente libre entre sus partes, es de fundamental importancia para la oceanografía.¹​ Está dividido en varias zonas oceánicas principales que están delimitadas por los continentes y que tienen diferentes características oceanográficas. Estas divisiones son: el océano Atlántico, el océano Ártico (a veces considerado como un mar del Atlántico), el océano Índico, el océano Pacífico y el océano Antártico o Austral (a veces, considerado sólo la parte sur de los océanos Atlántico, Índico y Pacífico). A su vez, las aguas oceánicas están intercaladas por muchos mares más pequeños y otros cuerpos de agua.

El océano mundial ha de haber tenido una u otra forma de existencia en la Tierra desde los primeros eones (origen del agua en la Tierra),²​ y fue esencial para el origen y el desarrollo de la vida. Su forma no ha sido constante, ya que la deriva continental la ha ido cambiando continuamente (en la escala de tiempo geológico –tectónica de placas-). Para el periodo (finales del Paleozoico y comienzos del Mesozoico) en que la mayor parte de las tierras emergidas formaban un único continente, que los paleogeólogos denominan Pangea («toda la tierra»), se denomina Panthalassa («todo el mar») a ese océano único. En distintas ocasiones de la historia geológica se han formado supercontinentes y superocéanos.

La percepción de su existencia se remonta a la antigüedad clásica, cuando se lo divinizaba (Ώκεανός –Okeanós-). La acuñación del concepto contemporáneo de «océano mundial» se debe al oceanógrafo ruso Yuly Shokalsky,³​ que utilizó la expresión en su obra Oceanografía (1917) para describir lo que es básicamente un océano continuo y único, que cubre la mayor parte de la Tierra y rodea todas las masas continentales.

En tanto que continuo, el océano mundial se puede visualizar como centrado en el océano Antártico. El Atlántico, Índico y Pacífico pueden ser vistos como grandes bahías o lóbulos extendiéndose hacia el norte desde el océano Antártico. Más al norte, el Atlántico se abre en el océano Ártico, que está conectado con el Pacífico por el estrecho de Bering.