Estudios sísmicos muestran que la corteza oceánica tiene una estructura estratificada (Figura 12.1). La capa superior, que no está presente en las dorsales oceánicas, se compone de sedimentos (Capa Sísmica 1). Debajo de esta se encuentra la capa 2, compuesta por flujos de lava basáltica y los diques que alimentan su erupción y por último, gabros (Nivel 3). Los gabros al parecer están compuestos de magmas de basalto que cristalizó en ese lugar y las acumulaciones de minerales que cristalizaron en el magma basáltico lo hicieron en la corteza de cámaras magmáticas. Debido a esto último, los gabros son probablemente algo más máficas, en promedio, que son los basaltos. La capa 2 a menudo se divide en la capa 2A y capa 2B, con esta última ligeramente superior en velocidades sísmicas. Durante muchos años se pensó que la frontera entre los dos era el límite entre los flujos de lava y los diques. Basándose en los resultados del programa de perforación oceánica, sin embargo, parece que la frontera sísmica refleja un cambio debido a la porosidad en el relleno de huecos y fracturas de los minerales en la capa secundaria 2B. Por lo tanto, es una frontera metamórfica.
El promedio y las desviaciones estándar de los principales óxidos de basaltos en el Pacífico oriental se recogen en la tabla 12.1. Un promedio de concentración de oligoelementos en la cresta del medio del océano de basalto (MORB) se muestra en el cuadro 12.2. La incompatibilidad de oligoelementos y la abundancia de relaciones isotópicas, son controladas principalmente por el manto de la química.
Figura 12.2. # Mg en basaltos a partir de mediados de los océanos las crestas de la difusión de diferentes tipos. El Mg # se usa como un índice de la medida decristalización fraccionada. Olivino, porque es la primera fase de cristalización, y porque el # Mg de olivino es mucho mayor que la del líquido, Mg # disminuirá durante la cristalización fraccionada. La figura muestra que los basaltos de dorsales de expansión lenta experiencia algo menos, en promedio, de cristalización fraccionada de basaltos de dorsales de expansión rápida. La mayoría ocurren en fraccionado basaltos intermedios rendimiento que las pequeñas crestas discontinua derretir la lente puede ocurrir. Después Sinton y Detrick (1992).
Hubo un considerable debate en la Década de 1960 y a lo largo de la década de 1970; si los basaltos primarios del medio oceánico, se derritieron del manto directamente o si han experimentado cristalización fraccionada extensa antes de la erupción. En la Década de 1980, este debate se resolvió a favor de la opinión de que la mayoría ha experimentado una amplia cristalización fraccionada. Una observación crítica es que todos los magmas derivados del manto primario deben estar en equilibrio con la composición de olivino que se encuentran en el manto. El manto de olivino es típicamente 90-92% forasterita y de acuerdo a estudios experimentales como el de Roedder y Emslie (1972), de un material fundido tendría que estar en equilibrio con dicho olivino.
Figura 12.3. MgO Vs Na2O en MORB de tres zonas de la cordillera a mediados de los océanos del sistema: el de Australia-Antártida discordancia, Tamayo la zona de fractura de la zona oriental del Pacífico, y el Kolbeinsey Ridge, al norte de Islandia. Flechas gruesas muestran calculado cristalización fraccionada caminos ("Línea de líquido de descenso") para cada conjunto de datos. N a 8,0 valores son la intersección del camino con cristalización fraccionada de concentración MgO 8%. Esto queda ilustrado por el Tamayo datos (líneas discontinuas), que ha Na8.0 de 2.31. Después de Klein y Langmuir (1987).
La composición media que figuran en el Cuadro 12.1 el Mg tiene un número de 59, y por lo tanto no podía estar en equilibrio con manto olivino. De esto podemos concluir que la corteza oceánica, incluida la sección de gabros, es probablemente algo más que los MORB. En la primitiva MORB la composición en el cuadro 12.1, el Mg tiene un número de 70 y se aproxima a una posible composición "primaria".
Una de las características notables de basaltos estalló en las dorsales oceánicas en su uniformidad química. Sin embargo, las pequeñas variaciones en la química que se producen son importantes en la medida en que revelan los detalles de los procesos magmáticos en las cordilleras oceánicas. La discusión anterior sugiere, cristalización fraccionada, que es un importante control sobre la composición MORB. El Olivino, augita, clinopiroxeno, plagioclasa cálcica y espinela, son, con raras excepciones, los únicos minerales para cristalizar MORB antes de la erupción. Rendimiento, que está estrechamente relacionado con los suministros de magma, parece ser un factor importante en el grado de cristalización fraccionada: los basaltos que estallaron en dorsales de expansión rápida, son en general más fraccionados que los que estallaron en las dorsales de expansión lenta (Figura 12.2). En dorsales de expansión rápida, como la del Pacífico oriental, las tasas de suministro de magma son generalmente suficientes para mantener un estado de equilibrio entre cámara de magma, derretirse atrapados en esta cámara y cristalizarse.
Los demás factores que controlan la composición de los elementos principales son el grado MORB y la profundidad de la fusión. Los efectos de estos factores se investigaron por Klein y Langwith. La dificultad del proceso es que todos los MORB han sufrido alguna cristalización fraccionada, y esto tiende a ocultar los efectos de la fusión. Klein y Langmuir descubrieron importantes datos de óxido en cada localidad en el medio de la cresta oceánica, sistemas coherentes formados por abundantes coeficientes de óxidos y distintas series.
Figura 12.4. Relación entre Na8.0 y Fe8.0 en MORB axial y la profundidad de cordilleras oceánicas. Los datos de las regiones próximas a los puntos calientes son círculos. Los datos de segmentos cerca de la cresta de Galápagos, de las Azores, y Jan Mayen puntos calientes, que se adjuntan en el campo de guiones, parecen tener Fe anormalmente bajos. De Klein y Langmuir (1987).
En lugar de tratar de resolver el difícil problema de determinar la composición de la patria potestad de magmas, Klein y Langmuir simplemente corrigieron el promedio regional de datos a una concentración de MgO=8%. Lo hicieron simplemente por la proyección de cada una de las serie sobre una parcela de MgO frente al 8% de MgO. Klein y Langmuir descubrieron los promedios regionales corregidos fuertemente correlacionados con la profundidad de la cresta del eje (Figura 12,4).
Figura 12.5. Variación de MgO y FeO en la fusión parcial de Peridotita en el manto. Los campos grises muestran las composiciones experimentales producidas por la fundición parcial de peridotita a 3 diferentes presiones. Los campos rojizos muestran las altas composiciones de MgO basaltico de la DAA, Tamayo y Kolbeinsey regiones. También se muestra las Curvas para el cálculo de las composiciones en el máximo y mínimo de fusión. Las Flechas con guiones muestran el camino de la composición derretida producida por aumento de fusión adiabática en el manto. La flecha curva muestra cómo la composición de 15 kbar se derretirá y evolucionará debido a la cristalización fraccionada de olivino.
La temperatura es probablemente el factor clave en la contabilización del fondo, tanto de la cresta y el eje de la composición de derrite-erupción, ya que afecta tanto a la temperatura del manto, grado de fusión y a la profundidad media de la fusión en segmentos someros de la mitad de las crestas oceánicas relativamente calientes del manto. El manto caliente corta la barra en mayor profundidad y en definitiva, se derrite a un mayor grado (Figura 12.6). El manto más caliente es menos denso y por lo tanto, más dinámico, de modo que cubre las crestas más calientes del manto que serán más elevada. Klein y Langmuir llegaron a la conclusión de que una variedad en el grado de fusión del 8-20% y en medio de la presión de fusión de 0,5 a 1,6 GPa (Grade point average o grado promedio) se requieren para la producción del gama de composición observada. El más caliente de las regiones del manto se produce cerca de plumas, como en Islandia.
Procesos Geoquímicos en zonas de subducción y Arcos de Isla
Aunque la evolución de la corteza continental ha sido, sin duda compleja y que participan una serie de procesos, hay unanimidad entre los científicos; el magmatismo es la principal forma en que la corteza continental se ha formado. Hoy en día, y durante todo el Fanerozoico, adiciones a la corteza continental se producen principalmente por magmatismo asociado a la subducción. También hay argumentos de que la buena química del vulcanismo en la zona de subducción ha sido el más importante, aunque no necesariamente el exclusivo, mecanismo por el cual los continentes se han formado. Volcanes de la Cordillera de los Andes de América del Sur, que están sobre la zona de subducción de placas de Nazca, son quizás el mejor ejemplo de este proceso. No todas las zonas de subducción se encuentran a lo largo de márgenes continentales y de hecho la mayoría no lo están. Las Islas Marianas son un buen ejemplo de una zona de subducción intraoceánica. Algunos antiguos arcos insulares, sin embargo, como Japón, partes de Indonesia, y la corteza Aleutiana hay estructuras sísmicas que son intermedios entre los de la corteza oceánica y continental. Esto sugiere que la isla puede llegar a transformar arcos de la corteza continental.
Figura 12.6. a) de la Caricatura relación presión-temperatura adiabático aumento en la fusión del manto. Más caliente del manto (X), se cruza en la barra superior de presión y, en definitiva, se derrite a un mayor grado de fresco manto (Y). La ruptura de la pendiente se produce porque la energía es consumida por fusión (entalpía de fusión). b) Caricatura que ilustra la relación entre la profundidad axial, del espesor cortical, la fundición y la temperatura del manto. Más caliente del manto (X), mantiene en la cresta más alta, porque la elevación de su flotabilidad. También tiene un profundo fundir la columna y se funde en mayor grado, la producción de corteza gruesa que enfriador manto (S).
Por lo tanto los arcos intraoceánicos también pueden contribuir al crecimiento continental. Así pues, en tratar de entender la forma en que la corteza continental se ha formado vale la pena considerar los procesos de zona de subducción.
Zonas de subducción son, el lugar donde la corteza oceánica y la litosfera son devueltas al manto. Sin embargo, la corteza oceánica no es químicamente idéntica a la de basalto producidas en las dorsales oceánicas. Dos importantes cosas han sucedido a la corteza, entre su creación y subducción. En primer lugar, se ha reaccionado con agua de mar en una variedad de temperaturas. Intercambio isotópico con el agua de mar afecta a la composición isotópica de Li, B, y el Sr.
La segunda cosa que sucede es que la corteza continental adquiere una apariencia sedimentaria. Los elementos son adquiridos a través de alteración hidrotermal; los elementos de los sedimentos se derivan casi exclusivamente de la parte continental de la corteza. Por lo tanto, la subducción de la corteza oceánica lleva consigo una cierta cantidad de material de la corteza continental (sobre todo cuando los sedimentos son subducidos) y las zonas de subducción son, por lo tanto el principio de los sitios de transferencia de la corteza al manto.
Elemento importante Composición
Magmas encontrados en arcos de isla (término para todos los arcos de isla en zonas de subducción magmática incluyendo tipo margen continental) parecen ser predominantemente andesíticos. Parece poco probable que andesita es el principio del magma producido en arcos, sin embargo, en general, no vemos la parte inferior de los arcos volcánicos, que pueden ser basálticos. También hay dudas de que la andesita puede ser producida por la fusión parcial de manto, en particular en profundidad. La mayoría de los arcos se sientan alrededor de 100 km por encima de la zona de Benioff, y pueden generarse magmas cerca de esta profundidad. Algo seguro es que el magma primario es basáltico, de los cuales son andesitas producto de cristalización fraccionada. En cualquier caso, no es infrecuente de basalto en arcos interoceánicos.
Figura 12.7 AFM (A = Na2O + K2O, F = FeO + MnO, M = MgO) diagrama que ilustra la diferencia entre series de lavas toleíticos y calco-alcalinos en los arcos insulares. Calc-alcalina parcela rocas por debajo de la línea pesada, toleitas anteriormente. PRS es Kuno del rock serie pigeonite; HRS es Kuno hypersthene la roca serie. I es la serie de Thingmuli Islandia. Después de Carmichael, et al. (1973).
Esto se ilustra en la Figura 12.7. Además, las toleítas tienden a ser más pobres en K y otros elementos incompatibles de las rocas calco-alcalinas.
Kay et al. (1983) argumentó que la diferencia, al menos para las Aleutianas, se refiere al medio ambiente tectónico y a la profundidad de estancamiento y cristalización del magma. Las toleítas se producen en entornos extensionales en el arco donde el magma puede ascender relativamente rápido y menos fresco, por lo que la cristalización fraccionada ocurre a niveles superficiales. Mientras tanto las lavas calco-alcalinas suben más lentamente y se someten a la cristalización en mayor profundidad.
Una tercera serie se define como la serie de alta alúmina. IAV en general tienden a tener un poco más altos contenidos de Al en promedio que MORB o OIB, pero es muy importante coincidir con los campos MORB y OIB. IAV también tienden a ser algo más pobres en Ti que los MORB y OIB, aunque esto no es necesariamente una característica esencial.
Figura 12.8 Correlación de Ca6.0 y Na6.0 con espesor de la corteza insular arco basálticos. Ca6.0 un 6,0 y N son las concentraciones de CaO y Na2O después de la corrección de cristalización fraccionada a 6,0 MgO. De Plank y Langmuir (1988).
Perfit (1980) argumentó que la diferencia en el contenido de Ti se debe a principios de la cristalización de óxidos de Fe-Ti (por ejemplo, la magnetita y la ilmenita) de IAV, que los topes de concentración Ti Por lo tanto, la mayor concentración en Ti MORB puede reflejar la manera en que los magmas en lugar de diferenciar mayor concentración de Ti MORB primaria se funde. Lo mismo es cierto para el enriquecimiento con hierro. Óxido de Fe-Ti precipitación puede a su vez dependen fugacidad de oxígeno. Fugacidad de oxígeno es mayor en IAV, debido al mayor contenido de agua. IAV son enriquecidos en agua, así como otros volátiles en comparación con el MORB y OIB, al menos, algunos (por ejemplo, Hawai. Los arcos de islas volcánicas también pueden tener mayores coeficientes de CO2/H2O MORB (Perfit, 1980).
Plank y Langmuir (1988) investigaron los factores que controlan la composición de los principales elementos basálticos en los arcos de islas. Que los datos fueron tratados de una manera análoga a Klein y Langmuir, corrigiendo los conjuntos de datos regionales a un contenido de MgO utilizando el 6% de MgO y no el 8% utilizado por Klein y Langmuir. Encontraron que Na6.0 y Ca6.0 (es decir, Na2O y CaO fueron corregidos para las concentraciones de 6% MgO) tienen una buena correlación con la corteza (Figura 12.8). Sostuvieron que determina el espesor de la corteza del manto, que es la altura disponible para la fusión de la columna. La mayoría de los arcos de isla volcanicos son localizados por encima del punto donde la subducción de la litósfera alcanza una profundidad de 100-120 kilómetros. Esto sugiere una fusión que comienza a una profundidad relativamente constante en todos los arcos de isla. Si esto es así, entonces, más del manto que puede elevarse y someterse a descompresiones de fusión, será menor si el arco de la corteza es grueso, con menor grado de fusión por debajo de los arcos con corteza gruesa y mayor Na6.0 y Ca6.0 en los magmas parentales.
Composición de Oligoelementos
Las diferencias en los elementos traza entre los arcos de islas volcánicas y los procedentes de otros ambientes tectónicos son probablemente más importantes que las diferencias en los elementos principales. Las tierras raras, sin embargo, no son particularmente distintivas.
Por lo general, se enriquecen con respecto a MORB en los álcalis y tierras alcalinas. Significativamente, estos son los elementos más enriquecidos en los sedimentos, y la mayoría de los elementos solubles. Relativo a MORB, IAV tienden a agotarse en Nb, Ta y, a veces, y en Ti, Hf y Zr. estos son los elementos menos enriquecidos en los sedimentos, y en general son muy insoluble en solución acuosa, debido a su alto ratio de carga iónica de radio (Z/r). En la figura 12-12 se muestra un esquema que resume la red de oligoelementos diferencias entre las islas volcánicas de arco y las de tierra enriquecida de luz rara o las de tierra agotada.
Figura 12.12 Diagrama comparativo de elementos incompatibles de contenido típico de las islas volcánicas de arco y MORB. Se debe tener en cuenta la importancia relativa de enriquecimiento en álcalis y tierras alcalinas y el agotamiento del Ta (Tantalio) en la isla de arco volcánico.
Composición isotópica y Subducción de sedimentos
Los isótopos de Sr, se presentan en cantidades más altas en relación con los isótopos de Nd (Neodimio), generalmente más bajos que en MORB (Cresta basáltica de medio oceánico), con ratios de 87Sr/86Sr (Hawkesworth et al., 1991). Aunque hay considerable solapamiento con basaltos oceánicos (MORB y OIB), hay una ligera tendencia a tener mayores proporciones de isótopos de Sr en IAV para una determinada proporción de isótopos de Nd, por lo tanto, a la derecha de la matriz de basalto oceánico en una relación isotópica de Nd-Sr. Este cambio de relaciones isotópicas de Sr, parece ser el resultado de una contribución de la corteza oceánica a IAV subducidos. Esta conclusión se basa en la observación de que durante la meteorización y alteración hidrotermal de la corteza oceánica hay un intercambio isotópico de Sr con el agua de mar. Los isótopos, prácticamente no se ven afectados por estos procesos, debido a la muy baja concentración de Nd en el agua de mar.
Figura 12.13. Relaciones isotópicas de Pb en los arcos de islas volcánicas. En los campos para las Antillas Menores, Islas Aleutianas, Marianas, el Sandwich del Sur, Filipinas, Taiwán, y la Banda de Sunda y arcos se muestran en comparación con los campos para el Atlántico y el Pacífico MORB (campo MORB) y el Océano Índico MORB (IMORB), moderno y sedimentos marinos.
El arco de las Antillas Menores se encuentra en la placa del Caribe al norte de América del Sur. El río Orinoco, que drena a la Guayana Arcaica, entrega sedimentos que contienen isotopos radiogénicos de Pb especialmente a la parte delantera del arco. Como resultado, los isótopos de Pb en los sedimentos de la llanura abisal de Demerara van disminuyendo en forma sistemática de sur a norte (Figura 12,14). Un patrón similar de disminución de relaciones isotópicas de Pb se puede ver en los arcos de isla volcánica, lo que refleja la evolución de la composición isotópica de los sedimentos que subducieron. Los isótopos de Pb son especialmente sensibles a la presencia de sedimentos subducidos, dado que la concentración de Pb en los sedimentos es mucho mayor que en el manto.
En una mezcla de sedimentos y manto, las relaciones isotópicas de Pb de la mezcla son prácticamente idénticas a las de los sedimentos cuando existe tan sólo de 2 a 3% de sedimento presente en la mezcla. Esto no es cierto en el caso de los isótopos de Sr y Nd.
Figura 12.14. Relaciones isotópicas de Pb en las islas volcánicas de las Antillas Menores y en el arco Atlántico debajo de la Placa de subducción. En los contornos se muestra los coeficientes 206Pb/204Pb en el sedimento, lo que aumenta de norte a sur, debido a la contribución cada vez mayor de sedimentos del Río Orinoco.
El elemento 10Be es un indicador aún más sensible de la presencia de sedimentos en las fuentes de magma IAV que el Pb.
El10Be es un isótopo cosmogénico, que se produce en la atmósfera por los rayos cósmicos de neutrones por espalación de 14N. Tiene una vida media de sólo 1,5 millones de años, por lo que no espera encontrar grandes cantidades de 10Be en el interior de la Tierra. El 10Be es creado en la atmósfera y está muy absorbido por las arcillas de sedimentos y el suelo.
Génesis del magma en zonas de subducción
La Figura 12.16 resume la petrogenesis en la zona de subducción en el medio ambiente. La mayoría de procesos geoquímicos y magmas de arco primario se producen dentro de la cuña de manto. La evidencia de esto es: (a) En la formación primaria de arcos de magmas sólo difieren ligeramente en su principal elemento de la química oceánica, los basaltos, que son definitivamente derivados del manto. La naturaleza de muchos magmas andesíticos de arcos probablemente son el resultado de la cristalización en un fraccionamiento de la corteza en la cámara de magma. Por lo tanto, es más probable que se derive de peridotita parcial en lugar de basaltos.(b) Los oligoelementos radiogénicos isotópicos y los elementos traza se encuentran generalmente en una pequeña fracción de sedimentos (generalmente un uno por ciento o menos) presentes en el arco de las fuentes de magma.
(c) los patrones de tierras raras en los magmas de arcos de islas son coherentes con estos magmas, ya que se generan por la fusión parcial de peridotita, pero no por la fusión parcial de eclogita, que sería la forma estable de basalto subducido a 100 km de profundidad (de subducción de la litosfera es típicamente situado a unos 100 a 120 km de profundidad bajo los arcos de isla volcánicos).
Figura 12.16. Sección transversal de una zona de subducción que ilustra el génesis del magma en arcos de isla.
La sistemática de isótopos, en particular, Pb y Be, aportan pruebas de subducción de sedimentos en las fuentes de la mayoría de los arcos. La subducción de sedimentos parece influir en la composición de oligoelementos arco y lavas.
Plank y Langmuir (1993) llevaron a cabo un estudio cuidadoso de la composición volcánica de 8 arcos y los sedimentos que se subyacían debajo de ellos, mediante el análisis de muestras representativas de los sedimentos y teniendo en cuenta las proporciones de los tipos de sedimentos que se llevan debajo del arco; encontraron que podían relacionar el grado de enriquecimiento de la mayoría de los elementos incompatibles con el flujo de sedimentos de ese elemento. Por ejemplo, Ba / Na y Th / Na / (después de la corrección de cristalización fraccionada de 6% MgO) se correlacionan fuertemente con el Ba y Th. Diferentes arcos se enriquecen a diferentes grados en estos elementos: por ejemplo, el arco de las Antillas Menores se ha moderado Ju / Na ratios pero baja Ba / Na ratios. La diferencia parece deberse a la diferencia en el flujo de sedimentos.
Los oligoelementos geoquímicos de los magmas de arcos de isla, sólo se explican por simple fusión parcial de manto grueso de las mezclas, los sedimentos y la corteza oceánica subducida. En particular, el enriquecimiento de la característica alcalis y tierras alcalinas no puede tenerse en cuenta para esta manera. Blanco y Dupré (1986) calcularon la fracción de los sedimentos en la mezcla de isótopos de Nd de los basaltos, y asumieron simple fusión de los lotes.
Este modelo simple de las tierras raras razonablemente bien pudo predecirse en sus concentraciones, pero el enriquecimiento de Pb, Cs, Rb, U, K, Ba y Sr fue superior al previsto. Los elementos que tienen más enriquecido son los más solubles en solución acuosa, por lo que el exceso de abundancia de estos "móviles" elementos sugiere que se enriquecen gracias a la preferencia en el transporte de fluidos acuosos. Particularmente el fuerte enriquecimiento de estos elementos es una característica de todos los virtuales magmas de arco, y no sólo los de las Antillas Menores. Por lo tanto, es opinión generalizada que el agua liberada por la deshidratación de la subducción de la corteza oceánica y el transporte de sedimentos son elementos móviles de la losa que cubre el manto de cuña. Esta idea es apoyada por la correlación positiva observada entre las concentraciones de estos elementos y contenido de agua de basaltos submarinos de las Islas Marianas (Stolper y Newman, 1994).
¿Por qué los magmas se generan en absoluto en una zona fría, donde la litosfera es descendente?
Décadas de trabajo experimental han demostrado que el agua disminuye la barra de piedra y conduce a una mayor fusión en cualquier temperatura dada en comparación con las condiciones secas, por lo tanto, el agua liberada por la subducción de la placa mayor induce a la fusión en la cuña. La mejor prueba de ello proviene del trabajo de Stolper y Newman, 1994) sobre basaltos submarinos de las Marianas.
Las concentraciones de agua en correlación con las de los oligoelementos móviles, el agua se encuentra en concentraciones inversamente correlacionadas con las concentraciones moderadamente incompatibles de elementos, tales como Ti, Zr, y Na. Estas observaciones parecen contradictorias. Para explicar ello, Stolper y Newman (1994) desarrollaron un modelo en el que una fuente consistente de manto, una mezcla de manto agotados (es decir, una composición que se funden para producir media MORB) y un componente rico en H2O se funde a diversos grados. Se calculada que el H2O posee ricos componente fuertemente enriquecidos en elementos incompatibles y móviles, incluido el de Na. Para explicar esta correlación inversa entre el Na y H2O en el basalto, encontraron que el grado de fusión debe variar inversamente con la cantidad de H2O, rico componente de la mezcla en la fuente.
Así Stolper y Newman's brindan resultados que sugieren que el agua induce a la fusión en el manto de cuña.
Figura 12.18. Proporción observada de enriquecimiento de elementos incompatibles en las Antillas Menores bajo basaltos K en comparación con el enriquecimiento calculado a partir de un manto de sedimentos con depleción de la mezcla modelo basado en la composición isotópica de Nd. El enriquecimiento de las tierras raras y T h se explica por este modelo, pero el enriquecimiento de la concentración de Pb, Cs, Rb, U, K, Ba y Sr es mayor que el previsto, probablemente debido a la preferencia de transporte de estos elementos en fluidos. El área gris es de una desviación estándar de los basaltos utilizado en la media. De blanco y Dupré (1986).
El origen del agotamiento de los Nb-Ta, sigue siendo poco clara, aunque hay una serie de ideas:
(a) En parte, esto puede reflejar en el agotamiento de la baja abundancia de estos elementos en los sedimentos, pero parece poco probable que esto por sí solo puede explicar esta disminución.
(b) El alto cargo de coeficientes de radio en estos elementos hace que sean relativamente insolubles en soluciones acuosas, y, por tanto, que se podrán transportar a la cuña de manto menos eficiente.
(c) Pueden ser retenidos en fases específicas, tales como la ilmenita, estabilizada por condiciones inusuales.
(d) Por último, estos elementos pueden tener la misma abundancia en la cuña de manto como en la fuente de los MORB, pero en un mayor grado de fusión participan en la generación de IAV en comparación con MORB para lograr una disminución de la abundancia en la primera. Estas posibilidades no son excluyentes entre sí, varios factores pueden contribuir en el agotamiento de Nb-Ta.
¿Por qué en el arco isla, los magmas son más silícicos y parecen tener más cristalización fraccionada de basaltos oceánicos?
Hay varias posibilidades: (a) Por el retraso de la cristalización de plagioclasas y de la aparición temprana de óxido de cristalización, debido a las altas concentraciones de agua en IAV puede conducir a que los magmas de arcos de isla sean mas silícicas en sus composiciones que el agua de los magmas pobres como en los MORB. (b) Debido a que la corteza en el arco isla es generalmente más gruesa que la corteza oceánica, proporcionando una mayor oportunidad para el estancamiento y cristalización fraccionada. Esto sin duda es cierto en el caso de los márgenes continentales, como los Andes. Sería especialmente difícil para los magmas de basalto, ascender a través de esos gruesos márgenes a tan baja densidad de la corteza continental. (c)Por las zonas de subducción que son fundamentalmente entornos de compresión, lo que puede hacer más difícil que los magmas puedan ascender a la superficie, causando de nuevo magmas que podrían estancarse y cristalizar. (d) En la formación primaria puede ser más magmas silícicas máficas y menos, aunque no necesariamente andesíticos, debido a la generación de "mojado" condiciones. Una vez más, estas posibilidades no son mutuamente excluyentes.
INTERACCIÓN CORTEZA – MANTO: ASIMILACIÓN:
Algunas de las características de los magmas de arco de isla que se han atribuido a la subducción de sedimentos también pueden ser producidas cuando el manto asimila magmas derivados de la corteza continental.
Cuando el manto encuentra magmas derivados de la corteza continental, provoca el calentamiento del basalto en la corteza. Si las temperaturas son lo suficientemente altas, la corteza puede fundirse.
La temperatura alcanzada dependerá de la magnitud del magma cuerpo: Un dique relativamente delgado provocará fusión parcial sólo localmente, mientras que un organismo de mayor magnitud causará fusión parcial a grandes distancias.
La asimilación de la corteza es un fenómeno generalizado que afecta a la mayoría de magmas, aunque ciertamente no a todos, se sabe que a través de magmas estalló la corteza continental, tanto en ambientes de subducción así como otros ambientes tectónicos. Por esta razón, tenemos que prestar especial atención al problema.
Geoquímica de Mezclas de Dos Componentes:
En el caso más simple, el magma resultante se convierte en una mezcla de dos componentes de la corteza, donde el manto se funde. O de lo contrario en la homogeneización completa, habrá algunas diferencias de composición.
La concentración de la parcela de dos elementos diferentes en las muestras de esta mezcla de unos contra otros, deberá situarse en una línea recta entre los dos miembros extremos. Sin embargo, no siempre la parcela de los ratios de elementos o isótopos, tiene por qué situarse en una línea recta. Este resultado es completamente general y se aplica a la mezcla de agua de los ríos y el agua de mar, así como a la mezcla de magmas, etc.
Figura 12.20. Parcelas de relaciones de elementos o isótopos, Q /a frente a un P / b para la mezcla final de los miembros 1 y 2. Los números a lo largo de las curvas son los valores de r. De Langmuir. (1978).
Cuando un magma o una serie de magmas parecen reflejar la mezcla, donde a menudo se enfrentan a tener que decidir entre un caso (1): Dos mantos de magmas derivados se mezclan, (2): Dos fuentes del manto se mezclan antes de la fusión, o (3): Derivadas de un manto de magma es la mezcla asimilada en la corteza.
En el caso (2), las parcelas con una elemental concentración no deberán disminuir en la mezcla, porque las líneas de fusión parcial y cristalización fraccionada cambiarán las concentraciones del elemento.
Las relaciones isotópicas no se modificarán por el origen del magma de modo que los isótopos estables son especialmente útiles en el reconocimiento de la asimilación.
Esto es así porque los materiales de un manto uniforme comparativamente estable de relaciones isotópicas, muy a menudo tienen relaciones isotópicas estables en la corteza y en las rocas, lo que es totalmente diferente en mantos variables.
Figura 12.21. Hipérbola de una mezcla formada por los componentes A y B. Faure (1986).
Reconocer la corteza en la asimilación de zonas de subducción de magmas puede ser particularmente difícil porque muchos de los efectos característicos geoquímicos en la asimilación de la corteza terrestre también pueden resultar por la presencia de sedimentos en los componentes de magmas.
Figura 12.22 Los isótopos de O-Sr muestra la diferencia de curvas producidas por la contaminación con la corteza de magma (crustal contamination) frente a la contaminación de la fuente de magma subducido con material (source contaminación tion). "x" es la fracción de final de la corteza en la mezcla.
Asimilación – Cristalización Fraccionada:
La asimilación se da inevitablemente acompañada por el fraccionamiento de cristalización, ya que el calor liberado durante la cristalización proporciona la energía necesaria para la fusión de la corteza circundante.
Donde además también se produce la cristalización fraccionada, cabe mencionar que la asimilación no producirá la simple mezcla de curvas.
Figura 12.23. Variación de concentración durante la asimilación – cristalización fraccionada. Los guiones cortos de líneas rojas hacen referencia a la cristalización fraccionada simple. Mientras que los números en las curvas se refieren a los valores de Ca/Cm o a la relación entre la concentración durante la asimilación original en el magma. Después de De Paolo (1981).
El cambio en la concentración de un elemento C, en un magma durante la asimilación y cristalización fraccionada (AFC) está dado por:
Donde Cm es la concentración en el magma, Cm° es la concentración original en el magma, F es la masa de magma restante como una fracción de la masa de magma original, R es la proporción de magmas asimilados en masa a masa cristalizada.
D es el coeficiente sólido – líquido de partición del elemento, y Z es la concentración de Ca en el material asimilado.
Estas ecuaciones no son válidas si R = 1, pero como nos encontramos en el capítulo 9, la I por lo general es inferior a 1. Mientras que la variación de la concentración en función de F a la I es igual a 0.2, distintos valores de D se muestran en la Figura 12.23.
La variación de la relación isotópica en la asimilación – cristalización fraccionada (AFC) está dada por:
Donde á,¬m es la relación isotópica en el magma, la cual es una la relación isotópica del material asimilado, es la relación isotópica en el magma original y en los magmas variables, tal como se define más arriba.
Figura 12.24. Variación de 18O =(18O con 87Sr/86Sr AFC durante un magma con una primera 5.7 y 87Sr/86Sr = 0,703, y con un asimilación 18O = 19. Todas (87Sr/86Sr = 0,735 y las curvas son para R = 0,2 (5:1), a excepción de uno con D = 2 para los que R = 0,11 (con la etiqueta 9:1). Las líneas de puntos calculan las concentraciones de Sr (ppm) al asumir una concentración inicial de Sr en el magma de 500 ppm. En el caso de que D = 1, el problema se simplifica a uno de la simple mezcla. De Taylor (1980).
Composición de la Continental Corteza
La corteza continental es muy heterogénea, por lo tanto, la estimación de su composición general es difícil. Además, sólo la parte superior de la corteza continental está expuesta al muestreo: el más profundo pozo, perforado por los rusos en la península de kola solo ha alcanzado 12 Km y el promedio de espesor de la corteza continental es de unos 35 km.
A partir de Clarke (1924) y Goldschmidt (1933), una serie de estimaciones de la composición de la corteza continental se han hecho. Estos se han convertido cada vez más sofisticados con el tiempo. Entre las más citadas obras son los de Taylor y McLennan (1985, 1995), Weaver y Tarney (1984), y Shaw (1986). Dos muy recietne estimaciones son las de Rudnick y Fuente (1995) y Wedwpohl (1995). Estas estimaciones no son totalmente independientes. Por ejemplo, Weaver y Tarney (1984) se basan en una primera versión de Taylor y McLennan la corteza superior de la estimación; Rudnick y Fuente (1995) también dependen de Taylor y McLennan la corteza superior de la estimación. Taylor y McLennan, a su vez, se basan en el trabajo de Shaw (1967) para muchos de los elementos, al igual que Wedepohl (1995). En el siguiente cuadro se centrará especialmente en las estimaciones de Taylor y McLennan (1985, 1995), Rudnick y Fuente (1995), y Wedepohl (1995). Al hacerlo, queremos saber la composición de la corteza y entender cómo se hacen estas estimaciones.
Podemos estimar la composición de la corteza en dos partes. La primera es estimar la composición de la parte superior, es decir, las partes accesibles de la corteza (Corteza superior). El segundo problema es la composición de la corteza más profunda y menos accesible. Para esta parte de la corteza, las observaciones indirectas, en particular, geofísicos, como la velocidad sísmica y flujo de calor, proporcionan claves sobre su composición. Como veremos, estas observaciones indican que la corteza continental su composición es estratificada, la menor parte es más máficas (es decir, más ricos en Mg y Fe y más pobres en elementos incompatibles y SiO2).
La corteza superior
Históricamente, tres enfoques para la estimación de la composición de la corteza continental superior se han utilizado. La primera consiste en estimar el volumen de diversos tipos de roca y composiciones típicas de cada uno para obtener una estimación de composición. El cuadro 12.3 da esa estimación de los volúmenes relativos de las diversas rocas ígneas y sedimentarias en la corteza superior. Los sedimentos constituyen aproximadamente el 8% de la masa de la corteza, si se agregan los sedimentos pelágicos de la masa total de los sedimentos es de aproximadamente 11%.
Un segundo enfoque es el análisis de las muestras tomadas en un área grande. Una alternativa es mezclar la muestra en polvo para formar compuestos de diversos tipos de roca y, por tanto, reducir el número de análisis que se hizo. Estudios de este tipo producen una composición de la corteza superior, similar a la de la granodiorita. Esto es alentador ya que granodiorita es el más común de rocas ígneas en la corteza. Esas estimaciones también tienden para las concentraciones menores y oligoelementos, como puede verse en Figura 12.25.
Figura 12.25. Comparación de las estimaciones de la composición media de la corteza superior de Eade y Fahrig (1971) y Shaw (1967). Ambos se basaron en los estudios del escudo canadiense, pero las diferentes áreas. De Taylor y McLennan (1985).
Un tercer método consiste en dejar que los compuestos de la Tierra por lo menos un par de tipos de estos materiales estén disponibles. Goldschmidt (1933) sugirió la utilización de arcillas glaciares. Un enfoque similar, pero alternativa es utilizar loess, que es de grano fino (material eólico – edad Pleistoceno). Una de las ventajas de los sedimentos glaciales más material es que, mientras que la mayoría de depósitos glaciales son de edad Pleistoceno, los sedimentos de todas las edades están disponible en las variaciones de composición de la corteza.
Las ventajas de usar compuestos geológicos debería ser obvio, pero hay desventajas también. El principal problema es la meteorización de la roca, típicamente produce tres fracciones: arena resistente que consiste en minerales, arcillas, y una solución. Estos productos son transportados con diferentes grados de eficiencia fuera de sitio de la producción, ya que los elementos tienden a concentrarse en una de estas tres fracciones, ninguna de las fracciones tendrá una composición representativa de la roca madre, debido a que es producida principalmente por medios físicos, en lugar de químicos. Esto se ilustra en la Figura 12.26, que refleja el enriquecimiento de loess en mecánica y químicamente estable de minerales, como cuarzo y circón, ya que el encendedor arcillas se llevan más lejos de su lugar de origen por el viento y el agua. loess también está agotado en sodio y calcio, lo que refleja la pérdida por lixiviación.
Figura 12.26. Comparación de las concentraciones de elemento en loess con una estimación de la corteza superior. De Taylor y McLennan (1985).
El Medio y Bajo Corteza La metamorfosis profunda en las rocas de la corteza se denomina granulitas, una característica importante de este tipo de rocas es que son anhidro, con la sustitución de piroxeno y biotita anfibólicas. A veces están expuestos a la superficie por procesos tectónicos y, por tanto, puede dar una idea de la naturaleza de la corteza inferior. Sin embargo, a menudo han sido objeto de metamorfismo retrógrado, que compromete su valor. Cualquier estimación de la composición de la corteza inferior y medio tendrá que depender en gran medida de la inferencia indirecta y geofísicos limitaciones. Existen dos principales limitaciones geofísicas:
Flujo de calor en la corteza continental. Una parte del calor que fluye de la corteza se produce por desintegración radiactiva de K, U, V y en la corteza las concentraciones de estos elementos pueden estar relacionados con el tipo de roca.
Las velocidades sísmicas en la corteza continental. Velocidades sísmicas depende de la densidad, compresibilidad y el módulo de cizalla, que a su vez pueden estar relacionados con la composición.
Ambos nos dicen algo de primer orden de importancia acerca de la naturaleza de la corteza continental: es una zona, cada vez más máficas (es decir, más ricas en Mg y Fe y más pobres en Si y elementos incompatibles) con la profundidad.
Las concentraciones de estos elementos están relacionadas con el tipo de roca, como se ilustra en el cuadro 12.5.
Figura 12.31. (a). Comparación de chondrite-normalizado en superior, medio e inferior de la corteza. (b). Elemental de enriquecimiento o el agotamiento de la corteza media y baja en relación con la corteza superior.
Total de la corteza continental El enfoque utilizado por la mayoría de los trabajadores para estimar la composición total de la corteza continental es simplemente para calcular un promedio de dos o tres secciones de la corteza, la ponderación de cada uno de su masa. Un paso importante en este enfoque es la estimación del espesor de las distintas secciones.
Las estimaciones de los principales elementos de la composición de la corteza continental por Weaver y Tarney (1984), Shaw et al. (1986), Taylor y McLennan (1995), Wedepohl (1995), y la fuente y Rudnick (1995), figuran en el cuadro 12.7. También figuran las estimaciones de las concentraciones de oligoelementos por Taylor y McLennan (1995), Rudnick y Fuente (1995), y Wedepohl (1995). Los rangos de estimaciones de SiO2 y Al2O3 en el cuadro 12.7 son aproximadamente el 10% y el 8%, respectivamente. Por lo tanto, podemos concluir que la corteza continental en su conjunto es similar a la de silíceo andesita. Los detalles de la composición de la corteza son menos ciertos, sin embargo. Rangos para los demás óxidos son sustancialmente mayor: el 75% de FeO, el 68% de MgO, y el 100% de MnO. De estas estimaciones, la composición de Taylor y McLennan es el más máficas, y el de Weaver y el Tarney menos máficas (gamas de FeO y MnO disminución al 30% y 21%, respectivamente, si las estimaciones de Taylor y McLennan están excluidos).
La corteza es más enriquecido en elementos incompatibles típico de la isla de arco andesita. Por lo tanto relacionados con el magmatismo de subducción es insuficiente por sí solo como un mecanismo para la creación de la corteza continental. Basándose en estas estimaciones, una proporción sustancial de la Tierra del inventario total de elementos incompatibles se encuentra en la corteza. Por ejemplo, utilizando el manto primitivo, podemos calcular que el 50% o el 67% del total de la Tierra es Rb en la corteza terrestre utilizando Rudnick y la fuente de la corteza. Fracciones similares de otros elementos altamente incompatibles, tales como Cs, Ba, Th (torio) también se concentran en la corteza. Esto implica que la masa fundida debe haber sido extraído de más de la mitad del manto para crear la corteza, y por lo tanto, que al menos la mitad del manto es un elemento incompatible agotado. Por lo tanto la diferenciación de la Tierra ha sido muy eficiente.
R & F: Rudnick y Fuente (1995), revisado por Plank y Langmuir (en prensa), T & M: Taylor y McLennan (1985, 1995), Nosotros: Wedepohl (1995), Shaw: Shaw et al. (1986), W & T: Weaver y Tarney (1984).
Crecimiento de la Corteza Continental
La composición de la corteza nos da pistas importantes sobre la forma en que se ha creado. La corteza no es sistemáticamente enriquecida en elementos volátiles. La corteza es sistemáticamente enriquecida en elementos incompatibles, lo que conduce a la hipótesis de que la corteza se creó por la fusión parcial de manto. Sin embargo, incluso aquí hay algunas incoherencias, ya que un parcial derretimiento del manto es poco probable que tenga la mayor cantidad de SiO2 en la corteza (~ 60%). Además, la composición de elementos de la corteza no es como la de cualquier tipo de magma derivado del manto. Esto sugiere que el crecimiento de la corteza ha sido un proceso complejo. Los detalles de este proceso todavía no se comprenden plenamente.
El ritmo de crecimiento de la corteza
La primera pregunta que podríamos hacernos es ¿cómo ha crecido la corteza con el paso del tiempo? Una variedad de respuestas a esta pregunta se han propuesto. Estas se ilustran en la Figura 12.33. Se puede dividir en tres tipos:
1. Tasa de crecimiento cada vez mayor a través del tiempo, por ejemplo, la curva de V & J (Vezier y Jansen) y de H & R (Hurley y Rand).
2. Aproximadamente el crecimiento lineal en el tiempo, tales como la curva marcada O'N (O'Nions).
3. Principios de rápido crecimiento seguido más tarde por un crecimiento lento o nulo crecimiento, por ejemplo, curvas de Am (Armstrong) y F (Fyfe).
Figura 12.33. Modelos de las tasas de crecimiento de la corteza. AM: Armstrong (1981), R & S: Rymer y Schubert (1984), F: Fyfe (1978), D & W: DePaolo y Wasserburg (1979), H & T: McLennan y Taylor (1982), OON: O´Nions y Hamilton (1981), V & J: Veizer y Jansen (1979), H & R: Hurley y Rand (1969). Adaptado de Taylor y McLennan (1985).
Los primeros estudios a favor de acelerar el crecimiento de la corteza a través del tiempo. Hurley sugirió que la mayoría de la corteza ha sido producida en los últimos 1 o 2 Ma. Sin embargo, el trabajo posterior de U-Pb (datación de circones) y Sm-Nd (modelo edades) ha cambiado sustancialmente este punto de vista. Zircon ha revelado grandes áreas de la corteza continental que se han creado más de 2,7 Ma atrás. Zircon data también identificado zonas limitadas de la corteza que son mayores de edad superior a 3,5 Ma.
En el otro extremo de la parte continental de crecimiento, Armstrong (1968 – 1981) sostuvo que la masa de la corteza se ha mantenido casi constante de los últimos 4 Ma más o menos. Armstrong reconoció que la nueva corteza se ha creado a través del tiempo continuamente, pero argumentó que la tasa de creación de la corteza es equilibrada por el mismo tipo de la corteza a través de la erosión y la destrucción de subducción de sedimentos. Tres líneas de evidencia apoyan esta opinión. En primer lugar, Armstrong citó la falta de antiguos sedimentos pelágicos en cualquier parte de la superficie de la Tierra y argumentó que la mayoría de los sedimentos, por lo tanto, debe ser subducido. En segundo lugar, señaló que ni el nivel del mar, ni el grosor medio de la estabilidad continental (cratons: rocas estables, escudos) han cambiado con el tiempo, y por lo tanto, en el volumen continental no debe haber Nd positivo en las primeras rocas.
Dado que los sedimentos de las rocas muestra de manera efectiva una gran variedad de edades, los sedimentos isotopos proporcionan un medio de estudiar la evolución de la corteza. Mediante el estudio de sedimentos de diferentes edades, debemos ser capaces de sacar algunas inferencias acerca de las tasas de crecimiento continental. Sin embargo, se calcula el tiempo medio de la corteza de toda la masa sedimentaria a unos 1,9 Ga.
Mecanismos de crecimiento de la corteza Hemos visto cómo la composición de la corteza continental es cualitativamente consistente con la corteza de haber sido creado por la fusión parcial de manto. Pero, ¿cuáles son los detalles de este proceso? ¿En qué tectónica de la corteza ha sido producido? Podemos identificar una serie de posibles mecanismos para la creación de la corteza continental. Estos son los siguientes:
Relacionadas con el vulcanismo de subducción. La Cordillera de los Andes con sus magníficos y muy activo andesíticos volcanes representan un ejemplo moderno de cómo la corteza crece por encima de una zona de subducción.
Acreción de la corteza oceánica y mesetas oceánicas.
Vulcanismo Continental. Dislocación y penachos del manto son dos causas no relacionadas con el vulcanismo de subducción. Basaltos de inundación, probablemente producida por la fase inicial manto de plumas.
Hay una serie de argumentos convincentes a favor de subducción relacionados con magmatismo como el principal mecanismo de crecimiento de la corteza. En primer lugar, en forma cualitativa, la corteza continental tiene un importante elemento de composición similar en márgenes continentales a andesitas y en los arcos isla. Este punto se hace en el cuadro 12.8, que compara el medio "orogénico" (es decir, de arco insular o margen continental) andesita a las estimaciones de la composición de la corteza en el cuadro 12.7. El parecido es fuerte y sólo la concentración de Al se encuentra fuera del rango de las estimaciones de las concentraciones en la corteza. La similitud en la composición también se extiende a elementos incompatibles. Este punto se hace en la Figura 12.38, que se compara la composición de andesitas silíceas de la Banda de arco (Indonesia) con el rango de las estimaciones de la composición de la corteza. Aunque el partido no es exacto, la corteza continental comparte un fuerte enriquecimiento en elementos incompatibles, la relativa disminución en el Nb y Ta, y el exceso de enriquecimiento en Pb observado en la mayoría de las islas del arco magmas.
Corteza continental de la Tabla 12.7. Promedio medio-K orogénicos andesita de Gill (1981).
Figura 12.38. Comparación de las concentraciones de elemento incompatible una andesita silíceas de la Banda de arco (triángulos rojos), con el rango de las estimaciones de las concentraciones en la corteza continental (gris sobre el terreno). Ambos comparten una relativa disminución en el N º y Ta y un relativo enriquecimiento en Pb.
Por último, como se señaló anteriormente, relacionado con el magmatismo de subducción, es el mecanismo más importante de la corteza de crecimiento en la actualidad, y probablemente en todo el Fanerozoico también. Muchas rocas ígneas y metaigneas (ortogneiss) de edad Protorozoico también tienen características químicas que sugiere que se produjeron en la configuración de subducción. Bennett y DePaolo (1987) llegó a la conclusión de las provincias en el suroeste de EE.UU. se muestra en la Figura 12.35 formado por acumulación sucesiva. Esto podría haber ocurrido a través de la erosión y la subducción, o, si los volcanes se construyeron directamente en el continente, a través de la asimilación de la corteza. Como nueva corteza Proterozoico fue construido hacia el exterior desde el continente, seleccionados de arco posterior de la contribución de material de la corteza Arcaica. De hecho, grandes segmentos de la corteza continental parecen haber crecido tan rápidamente que el no podría haber sido creado en un solo arco (Rymer y Schubert, 1986), que por lo tanto, puede haberse originado por varios arcos activos posteriormente se produjieron en un margen continental. Incluso en este caso, sin embargo, las tasas de producción mundial de magma en zonas de subducción durante al menos algunas partes del Proterozoico deben haber sido de 6 a 10 veces mayor que durante el Fanerozoico (Rymer y Schubert, 1986). Estas elevadas tasas de crecimiento puede significar algún tipo de mecanismo que no sea relacionada con el vulcanismo de subducción es responsable de crecimiento de gran parte de la corteza.
Figura 12.35. Provincias isotópicas, sobre la base de la corteza de la parte occidental de EE.UU. DePaolo y Bennett (1987).
Aunque relacionados con el vulcanismo de subducción puede haber sido el modo dominante de la corteza de crecimiento en el Proterozoico y Fanerozoico, otros mecanismos han desempeñado un papel importante. El Wrangalia Terreno en el noroeste de la Columbia Británica y Alaska, se considera en general que consistirá en una parte de mesetas oceánicas. Rangos de la costa de Oregon representan un ejemplo de accreted, más recientemente, la corteza oceánica. Manto de plumas debajo de la superficie continentes también producen magmas que añaden masa a los continentes. Las más voluminosas erupciones se producen en las fases iniciales de la pluma, cuando el gran dinamismo de la pluma se aproxima a la superficie de la cabeza. En estas circunstancias, enormes volúmenes de basalto en erupción. Ejemplos de este tipo de basaltos de inundación incluyen las trampas de Siberia, el Karoo de Sudáfrica, el Deccan de la India, el Paraná de Brasil, y el Río Columbia NW de la U. S. Gravedad anomalías sugieren incluso mayores volúmenes de magma basáltico estaban atrapados en los niveles de la corteza profunda.
El crecimiento de la corteza Arcaica
El crecimiento de la corteza relacionada con el vulcanismo de subducción es mucho menos fuerte en el arcaico. Mientras que en la actualidad dominan los arcos de isla, las andesitas parecen ser relativamente raros en la corteza Arcaica. Taylor y McLennan (1995) señaló que "la composición de la corteza superior Arcaica, está en marcado contraste con la de la corteza post-Arcaica." Esto sugiere la Arcaica – Proterozoico marca un límite cambio en la manera en que la corteza se ha generado. Dado que casi la mitad de la corteza continental fue creada por el final de la Arcaica, la comprensión de la génesis de la corteza arcaica es importante.
Hay dos principios de terrenos arcaicos. La primera son los cinturones verdes, donde el cinturón de Abitibi del Consejo Superior de la provincia de Canadá es un ejemplo clásico. Se componen de secuencias de espesor de rocas volcánicas y sedimentarias en cuencas alargadas marcada por batolitos graníticos circulares o alargados. Ellos sólo han experimentado metamorfismo de bajo grado (de ahí el término verde: clorita – serpentinita). Los Basaltos toleíticos y komatitas volcánicas son las predominantes, pero más silíceos que también son comunes. La combinación de volcánicas máficas y graníticas intrusivas hace cinturones verde claramente bimodal en la composición. La presencia de komatitas es importante. Ellos son ultramáficos lavas en erupción a temperaturas de 1400 a 1600 ° C, mucho más caliente que basaltos, cuya erupción temperaturas suelen ser 1100 a 1200 ° C. Su química indica que son productos de gran alcance de la fusión, tal vez hasta tal vez 40%. La ausencia de komatitas en la última parte de la historia de la Tierra, sin duda, refleja el enfriamiento del secular manto.
El otro tipo de terreno de la corteza arcaica, es el alto grado de gneis, tales como Groenlandia occidental. Por lo general consisten en gneis félsicos y rocas volcánicas y sedimentarias metamorfisadas de anfibolitas a granulita. Estos terrenos no parecen ser simplemente una versión de la metamorfosis de terrenos de cinturón verde, ya que difieren en estructura y en las facies sedimentarias. Los gneis félsicos consisten en rocas metamórficas plutónicas de la llamada "TTG" (Tonalita, Trondhjemite – granodiorita), que se caracteriza por el aumento de Na / K ratios que se encuentran en la mayoría de granitoides postarcaicos.
Figura 12.39. REE patrones típicos de tonalitas Arcaicas y Trondhjemitas. De Taylor y McLennan (1985).
El perfeccionamiento de la corteza continental
Podemos resumir diciendo que la corteza continental ha sido creada por la fusión parcial del manto. Relacionados con el vulcanismo de subducción parece haber sido el principal medio en el que se ha formado la nueva corteza. Rudnick (1995) estima que 65 a 90% de la corteza se haya producido de esta manera. Esto puede ser reflejo de una mayor proporción de corteza producidos por algún otro mecanismo (por ejemplo, la fusión del manto de plumas), una diferencia en la composición de los magmas de subducción relacionados con el debido a las temperaturas más altas, o ambos. Un problema grave sigue siendo, que la composición de la corteza continental no coincide con el manto. El manto primario se funde con raras excepciones basálticas.
Si la corteza continental es simplemente un material fundido del manto, que debe tener una composición basáltica, al igual que la corteza oceánica. En comparación con el basalto, que es el principal producto de la fusión del manto, es demasiado rico en SiO2, demasiado pobres en CaO y MgO (y probablemente FeO), tiene un muy bajo de Mg # y muy altas Rb / Sr razón, y es en general, demasiado rica en elementos incompatibles. En comparación con el típico arco isla basaltos, su Al2O3 es demasiado baja, como es su Sr / Nd razón.
Otra posibilidad es que la composición de la corteza se ha ido perfeccionando a través de la erosión y la subducción de productos de la meteorización. Durante la meteorización, ciertos elementos, principalmente de Mg, preferencialmente entran en solución. Mg se lleva a los océanos en los que se elimina de la solución de reacción con la corteza oceánica basáltica durante la actividad hidrotérmica en las dorsales oceánicas. Dependiendo de los flujos supuesto, parece que este proceso tiene el potencial para la eliminación de importantes cantidades de Mg de la corteza y, por tanto, hacerlo menos máficas. De la misma manera, otros elementos solubles, como el Ca y Na, sería removido de la corteza.
Si bien este proceso probablemente contribuye a perfeccionar la composición de la corteza, su efecto es probablemente muy limitada. Si fuera importante, esperamos que el elemento principal de química de la corteza de ser enriquecido en los elementos menos solubles (Al, Si y Fe) y sistemáticamente agotadas en la mayoría de los solubles (Na, Mg, Ca) en comparación con el típico rocas ígneas. Este no es el caso. Entre los oligoelementos, no iba a aumentar el grado de enriquecimiento LRE, ni es claro que este mecanismo podría aumentar el Rb / Sr ratio de la corteza según sea necesario (aunque disminuiría Sr / Nd).
Autor:
Watanabe Cabrera, J. A.
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