FORMACIÓN DE LA CORTEZA CONTINENTAL, CRATONIZACIÓN Y ENSAMBLAJE DE LOS CONTINENTES.

Transcripción

1 FORMACIÓN DE LA CORTEZA CONTINENTAL, CRATONIZACIÓN Y ENSAMBLAJE DE LOS CONTINENTES. (Resumido, con modificaciones, a partir de los capítulos 3,4 y 5 del libro Continents and Supercontinents, de John W. Rogers y M. Santosh, Oxford University Press 2004) I ESTRUCTURA, FORMACIÓN, DESTRUCCIÓN Y CRECIMIENTO DE LA CORTEZA CONTINENTAL 1 ESTRUCTURA Componen la corteza continental los siguientes tipos de rocas, dispuestas desde la superficie hacia el interior. Las rocas sedimentarias, formadas por materiales procedentes de la alteración de otras rocas, transportadas y sedimentadas en un medio donde han sufrido procesos que les han incorporado elementos químicos y las han consolidado y compactado (diagénesis). Ocupan la parte superior de la corteza hasta una profundidad de 5 a 7 km, aunque este dato puede variar en función de la tectónica. Estas rocas se destruyen por alteración (destrucción química, in situ, isovolumétrica) y erosión (destrucción mecánica, con pérdida de volumen y desplazamiento) y también pueden ser subducidas (arrastradas hacia el interior del manto) y fundidas para originar rocas del siguiente tipo Rocas cristalinas (metamórficas y plutónicas) llamadas félsicas por estar compuestas de feldespatos, sílice (contenido SIO 2 mayor del 63 %) y una pequeña proporción, menor del 10%, de biotita. Son rocas que proceden de la fusión de otras rocas, frecuentemente con presencia de agua. La más común de estas rocas es la que suele conocerse como granito, más técnicamente, toleitas, trondhjemitas y granodioritas (TTG) entre otras. También riolita, cuando es volcánica. Son una originalidad de este planeta, pues las rocas granitoides no aparecen en la Luna o, según parece, otros planetas de tipo terrestre, porque son un producto de la tectónica de placas que no se ha observado en esos planetas. Suelen distinguirse los granitos más antiguos, de edad superior a Millones de años, con menores proporciones de Estructura de la corteza. Según Rogers y Santosh (2003) pag 32. Modificado.

2 diorita y SiO 2, de los más modernos (fanerozoicos), caracterizados por esos elementos pero también por su alto contenido en potasio (K 2 O). Desde otro punto de vista se distinguen los granitos orogénicos y los anorogénicos. Los primeros (tipos I, formado en la corteza inferior y S procedentes de la fusión de rocas sedimentarias) forman las raíces de las cadenas de montaña. Los anorogénicos están relacionados con la subducción (tipo A) o con las áreas de distensión donde aflora el manto (Tipo M). Las rocas félsicas forman el zócalo (basamento) de los continentes hasta una profundidad de km. Entre 20 y 30 km se dispone un área de rocas intermedias, también llamadas andesíticas, porque la andesita, volcánica, es el modelo característico, siendo la diorita el tipo plutónico o intrusivo. Contienen entre el 52 y el 63 % de SIO 2 y hasta un 25% de silicatos oscuros (biotita, amfibol, piroxeno). Son rocas más densas que las del tramo anterior, formadas a temperaturas y presiones más elevadas. Rocas máficas (de magnesio y hierro), como el basalto, volcánico, o el gabro, plutónico. Son rocas oscuras, formadas a altas presiones y temperaturas y compuestas en su mayor parte de silicatos oscuros y entre el 45 y el 52 % de SIO 2. Constituyen la parte inferior de la corteza, situándose a profundidades entre 30 y 40 km. A esa profundidad se encuentra la discontinuidad denominada Moho que da paso a la parte superior del manto, que antes se llamaba astenosfera, aunque ahora se prefiere hablar de manto litosférico subcontinental. El limite inferior de la corteza, junto al Moho y los niveles del manto superior están constituidos por rocas ultram áficas, que contienen hasta un 90 % de silicatos oscuros y menos del 45 % de SIO 2. Se caracterizan por una densidad elevada. Son raras en superficie. Las rocas típicas son las peridotitas, que se cree son el material del manto hasta más de 400 km de profundidad, y las komatitas, rocas volcánicas, que son testigos del enfriamiento del manto, pues prácticamente no se forman desde el Mesoproterozoico. 2 FORMACIÓN DE LAS ROCAS DE LA CORTEZA Las rocas félsicas del tipo TTG constituyen la mayor parte de los afloramientos de los escudos y forman el basamento de las áreas continentales recubiertas de rocas más jóvenes. Generalmente los especialistas se refieren a ellas como los gneis grises arcaicos aunque muchas sean Paleoproterozoicas. Estas y otras rocas félsicas deben haber empezado su evolución mediante la fusión parcial de las rocas ultramáficas que formaron la corteza primigenia, la cual debe haber sido segregada desde el manto. Grandes volúmenes de magmas silíceos no pueden producirse por fusión parcial directa de la peridotita, sino que deben ser generados en dos etapas: primero se producen basaltos que luego son vueltos a fundir con incorporación de agua para generar mezclas silíceas. Documentos 2

3 Las suites TTG difieren de las formadas por subducción, correspondientes a batolitos formados en los márgenes continentales de edad fanerozoica, primero porque casi no contienen diorita y su contenido en SiO 2 es menor que en las rocas de tipo granítico que caracterizan los modernos batolitos y, segundo, porque muestran una creciente proporción de Na 2 O, mientras que los modernos batolitos muestran un fuerte incremento de K 2 O. Las rocas de composición granítica no se presentan solamente en los plutones graníticos, sino que también aparecen como diques pegmatíticos y como permeaciones metasomáticas en los gneis grises que pueden haberse formado a partir de fluidos liberados desde magmas graníticos en las ultimas fases de su cristalización. De hecho la mayoría de los cratones muestran evidencias de dispersión de fluidos durante y después de los principales periodos de actividad magmática y tectónica. El metasomatismo que cambia la composición de las rocas puede ocurrir sin modificaciones en la litología o en la apariencia general de la roca. 3 DESTRUCCIÓN DE LA CORTEZA La corteza puede destruirse por erosión, tras su alteración química o fragmentación in situ, y por incorporación al manto en un proceso del tipo de la subducción. Actualmente el procedimiento más importante es la erosión. La tasa de erosión es particularmente intensa en las montañas y a lo largo de margenes continentales activos. En estos últimos, los derrubios son depositados en la fosa adjunta y llevados hacia el manto mediante la subducción. Incluso los sedimentos depositados en cuencas oceánicas de tipo atlántico acaban siendo conducidos al manto en un plazo de 200 Millones de años cuando toda la corteza oceánica sea consumida. Algunos autores sugieren que los sedimentos resultantes de la erosión de los continentes actuales, son subducidos casi tan rápidamente como se añade nueva roca a los continentes por medio de la actividad magmática. Antiguamente, en cambio, era dominante la reincorporación directa al manto. Las rocas con edades entre 4 y 3 mil millones de años ocupan menos de un 5% del área aflorada de los cratones antiguos, lo que sugiere o bien un incremento muy moderado de la formación de corteza o bien un efectivo método de destrucción. Suele explicarse esta diferencia por medio de dos suposiciones, bien sea que la corteza arcaica era tan delgada que ofrecía pocas posibilidades a la erosión o bien que casi toda estuviese cubierta por el mar. Esta segunda hipótesis es la que se considera como la causa más probable de que la destrucción de corteza se hiciese mediante la incorporación directa al manto y la razón de que las rocas de edad superior a 3 Ga sean tan raras. Documentos 3

4 4 CAMBIOS DE VOLUMEN DE LA CORTEZA CONTINENTAL EN EL TIEMPO Puesto que la producción de nueva corteza y la destrucción de corteza se han producido simultáneamente durante la evolución del planeta y puesto que tampoco se conocen valoraciones del ritmo de esos procesos, buena parte de los investigadores confía en la información isotópica de la edad de los zircones para calcular las tasas de crecimiento y destrucción de corteza. Los zircones cristalizan a partir de magmas ricos en cuarzo. Además, cuando una roca ha sido refundida quedan pequeños cristales de zircón de la roca original que sirven de núcleo para la formación de nuevos cristales. Esto permite conocer la historia de la roca. Sin embargo, los magmas silíceos producidos por fusión parcial de rocas máficas del manto pueden no contener núcleos de zircones lo que, en tal caso, obliga a suponer que el granito es una nueva aportación a la corteza. Las rocas más antiguas que contenían los zircones normalmente han desaparecido por erosión, pero pueden conservarse pequeñas muestras de ellas, incorporadas en rocas sedimentarias posteriores que a su vez han sido erosionadas y sus restos todavía están siendo transportados por los ríos hacia el mar, de manera que recogiendo los zircones detríticos en la desembocadura de las principales cuencas fluviales es posible conocer las edades de formación de la corteza continental en la cuenca fluvial. La distribución por frecuencias de la edad de los zircones en todo el planeta, sugiere que la corteza continental fue desarrollada a una tasa de crecimiento constante, con dos culminaciones de unos 100 Ma de duración en 2,7 y 1,9 Ga. Se supone (Condie 2001) que esas culminaciones corresponden a periodos en que numerosos slab de corteza oceánica descendieron por debajo de 660 Km, lo que significa rápidas tasas de circulación del manto y la posibilidad de generar grandes volúmenes de manto enriquecido que puede volver a fundirse para formar corteza continental. Las rocas más antiguas tienen edades de 3,8-3,9 Ga, o anteriores. Partiendo de este hecho se sugiere que una gran parte de la corteza se formó antes de 4 Ga y que la corteza más joven se ha formado a partir de la vieja corteza, reciclada en el manto. Muchos geocientíficos han intentado cuantificar los cambios en el volumen de la corteza continental. Pero los cálculos simples no dan buenos resultados porque no es fácil diferenciar las edades de la nueva corteza y porque los batolitos resultantes de la refundición de materiales corticales no pueden contarse como nueva corteza. La distinción entre la nueva corteza y la corteza resultante del reciclamiento de componentes anteriores es extremadamente difícil incluso en los modernos batolitos. Así las tasas de evolución de la corteza son muy discutidas, aunque todas las estimaciones insisten en que la tasa de destrucción de corteza debe haber sido alta durante las primera etapas de la evolución de la Tierra. Hay diferentes interpretaciones que en casi todos los casos suponen una rápida formación inicial. Pueden resumirse en los siguientes modelos: Documentos 4

5 Hace 100 años, se suponía que el volumen de corteza continental creció en el pasado mucho más deprisa que en tiempos más recientes, algunos geólogos suponían que casi todo el basamento de los continentes se formó en el Arcaico. Esta hipótesis se representa en el gráfico con la curva denominada «tradicional». Más recientemente se ha sugerido que gran parte de la corteza continental se habría formado en torno a millones de años por el gran número de cinturones orogénicos de esa época. Esta idea figura en el gráfico con la denominación de «tectónica». Basados en las frecuencias de edades de los zircones detríticos, varios especialistas suponen dos episodios de formación de corteza continental en 2,7 y 1.9 Ga. Figura rotulada como «zircones». Otro grupo, supone que toda la corteza se formó a partir del manto, en fechas muy tempranas, y que desde entonces ha sido reciclada para formar la corteza continental. Se supone (Hargraves 1976), pues, que toda la tierra quedo cubierta por esa corteza inicial sin distinción entre continentes y océanos. Se representa en el gráfico con el rótulo «reciclada». En resumen, la corteza continental ha evolucionado a partir del manto. La separación de la corteza respecto al manto debió empezar unos pocos millones de años tras la acreción del planeta, pero hay pocas evidencias de la cantidad de corteza producida en diferentes momentos de la evolución del Tierra. La generación de grandes volúmenes de rocas silíceas requiere al menos dos etapas en que las rocas ultramáficas, formadas por la fusión de basaltos, vuelvan a fundirse Parte de la corteza continental puede resultar, ademas, de fusión intracortical, metasomatismo y otros procesos. La corteza se recicla continuamente en el manto por medio de la erosión de la corteza continental emergida y por subducción en el manto, aunque en las primeras etapas de evolución del planeta este último procedimiento fue el principal método de reciclaje de la corteza, el cual ha destruido casi todas las rocas mayores de 3 Ga. Documentos 5

6 II FORMACIÓN Y ESTABILIZACIÓN DE LOS CRATONES Un cratón puede definirse como un gran bloque de corteza continental que se ha mantenido excluido de los procesos de reciclaje de la corteza. Tanto porque a causa de su baja densidad no ha sido subducido como porque, recubierto de sedimentos, apenas ha sufrido erosión. 1 HISTORIA DE LOS CRATONES El basamento de los cratones se desarrolló en un estadio temprano, extendiendose durante algunos centenares de millones de años en los que la deformación y metamorfismo de las rocas fueron intensos. Todos los cratones muestran aproximadamente un desarrollo sincrónico de rocas de tipo TTG (toleitas, trondhjemitas y granodioritas) y cinturones de rocas verdes que contienen una amplia variedad de rocas volcánicas y sedimentarias. Las rocas fuente de los sedimentos, en una primera etapa, hasta bien avanzada la evolución del cratón, corresponden a los cinturones de rocas verdes. La edad de estabilización o edad de cratonización, se alcanza en un momento que se determina a través de varias observaciones: La más importante es el inicio de la deposición de sedimentos no deformados en cuencas someras sobre la corteza estabilizada. Esos sedimentos descansan por lo general sobre plutones graníticos que solamente son unas pocas decenas de millones de años anteriores a ellos. La edad de intrusión de los granitos representa la edad más reciente de deformación compresiva del basamento y también la edad más reciente del conjunto de rocas isocrónicas. Todos los cratones parecen haber seguido el mismo patrón de desarrollo desde 3 Ga a 0,5 Ga. Se pueden reconocer 3 diferencias entre los cratones antiguos y los modernos: Las komatitas solamente aparecen en los cratones antiguos, cuando el gradiente térmico de la Tierra era alto. Las viejas suites volcánicas tienden a ser bimodales (basalto-riolita), mientras que las modernas son secuencias completas (basalto-andesita-riolita). Los plutones intruidos durante la estabilización de los cratones mas recientes consisten en granito dominado por feldespato K, mientras que en los cratones más antiguos son granodioritas y tonalitas / trondheimitas dominadas por plagioclasa sódica. Todas estas diferencias pueden relacionarse con un manto más primitivo que en los tiempos más recientes. El paso del Arcaico al Proterozoico, hace 2,5 Ga, se considera un tiempo de cambio tectónico, entre un planeta más caliente y más móvil y un planeta más estable, aunque ese cambio parece haber ocurrido en diferentes momentos en distintas áreas. Documentos 6

7 2 PROCESOS DURANTE LA ESTABILIZACIÓN DE LOS CRATONES Y POSTERIORES La estabilización significa simplemente el fin de la compresión generalizada y el desarrollo de extensas cuencas sedimentarias. Esto no significa que un cratón se haya convertido en inerte para los procesos internos. Todos los cratones son invadidos (permeados) por fluidos a lo largo de su historia causando localmente magmatismo anorogénico. 2.1 Fluidos Los fluidos desempeñan un importante papel en la modificación de la composición de la corteza, transportando y redistribuyendo elementos. Son también importantes extractores de minerales. Los fluidos enriquecidos con metales siguen rutas a lo largo de fallas o de otros encauzamientos, dando lugar a venas de concentración de minerales. Los tipos de fluidos dominantes son CO 2 y H 2 O con una concentración variable de sales (Clórides y carbonatos) y de trazos de otros volátiles como CH 4,, N 2 y SO 2. La corteza superior está dominada por H 2 O y soluciones salinas con cantidades variables de CH 4 y/o N 2. En la parte baja de la corteza superior los fluidos que dominan son CO 2 y H 2 O. Las partes más profundas de la corteza están caracterizadas por fluidos ricos en CO 2. El CO 2 y el agua pueden haber jugado un papel principal en la formación de la corteza continental y de algunos minerales incluidos en ella, aunque todavía hay muchas cuestiones sin resolver, como por ejemplo Donde se origina el CO 2? Los fluidos ricos en CO 2 asociados con las rocas de la corteza profunda, se cree que derivan de fuentes del manto y que han sido transferidos a la corteza a través de conductos magmáticos. En qué forma se almacena este CO 2 liberado desde el manto? Actúa la corteza continental como una reserva temporal del CO 2 que se transfiere desde el manto a la atmósfera a través del equilibrio que se produce mediante la meteorización de las rocas? Documentos 7

8 2.2 Magmatismo anorogénico relacionado con los fluidos El magmatismo anorogénico parece tener lugar en casi todos los cratones a veces extendiendose desde algunos cientos de Ma hasta más de 1 Ga tras la estabilización. Rocas magmáticas intruyen también los cinturones orogénicos mucho después del fin de la compresión. La mayoría de las rocas producidas por magmatismo anorogénico tienen altas concentraciones de álcalis, mientras otras presentan elementos raros y minerales movilizados por los fluidos. Muchas de ellas son consideradas como complejos anulares. La época de emplazamiento y el tipo de rocas distinguen las series anorogénicas de los granitos postorogénicos. Las series postorogénicas consisten por lo general en granito intruido unas pocas decenas de millones de años después de la estabilización cratónica o del fin de la orogenia compresiva, mientras que las series anorogénicas contienen las variables litológicas mencionadas y tienen lugar mucho después de la estabilización. En síntesis, el magmatismo anorogénico muestra aportaciones de flujos desde el manto más de 1 Ga tras la estabilización de la corteza suprayacente. Aunque los fluidos están dominados por agua y CO 2, algunos pueden contener otros elementos como NaCl disuelto. 3 RELACIÓN ENTRE LOS CRATONES Y EL MANTO SUPERIOR SUBYACENTE El manto manto litosférico subcontinental (SCLM, en inglés) es diferente del que subyace la corteza oceánica y también presenta ligeras diferencias entre unas y otras áreas cratónicas. A pesar del metasomatismo y metamorfismo térmico del SLCM desde la formación de la corteza suprayacente, la relación con ella se mantiene hasta la actualidad. Sin embargo, hay diferencias de composición en el SLCM entre los cratones de edad arcaico-proterozoica y los que se han estabilizado en el Fanerozoico. El SLCM de los cratones más jóvenes contiene concentraciones más altas de CaO y Al 2 O 3 m, mientras que el SLCM bajo los cratones arcaicos contiene proporciones mayores de magnesio y menos de hierro que los cratones proterozoicos. La relación entre el cratón y el SCLM subyacente implica que cada cratón deriva directamente del SCLM sobre el que se asienta. Pero si la corteza continental fue producida por el manto, posiblemente por subducción continuada de litosfera nueva, el SCLM debería presentar pocas variaciones de un cratón a otro. La solución a esta cuestión está estrechamente relacionada con las diferencias entre los estilos de subducción que operaron en el pasado y los actuales. En síntesis, los cratones se estabilizaron durante cientos de millones de años; después, se han mantenido estables, aunque han podido sufrir intrusiones graníticas. Muchos de ellos se han estabilizado en el Arcaico, otros lo han hecho en el Proterozoico y después, aunque la diferencia entre unos y otros quizá deba establecerse tectónicamente más que por un momento temporal determinado. Tras la estabilización, los cratones han sufrido importantes modificaciones por intrusión de fluidos que han generado magmatismo anorogénico. Por otra parte, los cratones descansan sobre un parte del manto conocida como manto litosférico subcontinental del que parecen haber derivado las rocas siálicas de los cratones. Documentos 8

9 III ENSAMBLAJE DE LOS CONTINENTES Y SU SOLDADURA POR MEDIO DE LA CORTEZA INFERIOR Y DEL MANTO SUPERIOR Después de su formación y estabilización los cratones experimentan procesos de acreción incorporandose nuevos elementos o bien agregándose a otras piezas continentales, pero también se fragmentan a través de procesos de rifting o movimientos laterales, desplazándose alrededor del planeta colisionando con otros cratones para formar supercontinentes que aún antes de acabar su formación empiezan a fragmentarse de nuevo. En estos desplazamiento se forman orógenos, bien sea por colisión de continentes o por procesos asociados a la subducción. La acreción resulta de la colisión de diferentes terrenos, cerrando el área oceánica que los separaba. Para que los terrenos que se encuentran acaben formando un continente deben soldarse en un proceso que dura decenas de miles de años tras la colisión, fusión que desarrolla corteza continental inferior y manto litosférico subcontinental (SLCM). 1 TIPOS DE TERRENOS CONTINENTALES En el proceso de crecimiento el continente se incorpora diversos tipos de terrenos: Muchos de los bloques involucrados en la acreción continental son terrenos exóticos formados en algún lugar lejos del continente y convertidos en alóctonos cuando se añaden a los márgenes de un continente. Entre ellos se incluyen grandes bloques continentales que colisionan unos con otros, pequeños fragmentos continentales que se agregan a los márgenes de continentes existentes, y arcos insulares intraoceánicos. Están compuestos de corteza continental, pero también de materiales volcánicos y sedimentos. Otros son materiales procedentes del océano que llegan al continente arrastrados por la subducción y se incorporan muy tectonizados. Pueden ser minúsculas porciones de corteza oceánica, materiales magmáticos que se agregan a la corteza o afloran a través volcanes desde el slab que es subducido o/y desde los sedimentos que transporta. Otros proceden del manto, bien sea por medio de plumas que provocan rifting y dan lugar a grandes intrusiones de material basáltico, o bien desde el SCLM, los cuales se introducen en la corteza y funden porciones de la corteza inferior originando batolitos. Los sedimentos de la plataforma continental, sobre el margen pasivo en realidad forman parte del continente bien sea de su corteza, bien procedentes de la erosión de sus materiales y por tanto no significan acreción, aunque en algunos casos pueda haber desplazamientos desde la plataforma de un continente a otro. Los terrenos formados sobre el margen de un continente en crecimiento se consideran como autóctonos. Se reconocen dos clases: arcos magmáticos del margen continental, perteneciente al tipo citado en tercer lugar y los margenes pasivos de acumulación de sedimentos. Documentos 9

10 1.1 Grandes bloques que colisionan unos con otros La colisión de grandes bloques continentales causa intensa orogenia. En realidad es un proceso más complejo que la simple creación de una cadena de montañas porque supone el cierre de un océano, la formación de uno o varios arcos insulares, procesos de subducción y vulcanismo Un ejemplo característico son los Urales, formados por la colisión de la Plataforma Rusa y la Placa Siberiana al fin del Paleozoico. La plataforma Rusa fue formada por la fusión de los cratones Báltico y Ukraniano hace 2 Ga. Desde el fin del Proterozoico y a lo largo del Paleozoico formaba una extensa plataforma acumulando sedimentos de mares continentales sobre márgenes pasivos. Entre Siberia y la Plataforma Rusa se interpuso el bloque de Kazakhstan, un bloque de edad neoproterozoica que creció agregandose arcos insulares a medida que la corteza oceánica era subducida y que acabó uniéndose a la placa siberiana. A mediados del Paleozoico ambas placas, Rusa y Siberiana, estaban separadas por un océano que contenía al menos un microcontinente y dos o tres arcos insulares. La subducción hacia el Este desarrolló el arco de Magnitogorsk. La colisión final originó la orogenia uraliana en el Pérmico. La orogenia que produjo los Urales soldó una gran área de Asia a la Plataforma Europea Pequeños bloques continentales agregados al margen de un continente. Muchos cinturones orogénicos contienen pequeños bloques de corteza exóticos, procedentes de antiguos continentes de los que se han escindido. Pueden ser de varios tipos: Algunos son fragmentos de cratones recubiertos por sedimentos de plataforma, que reciben el nombre de microcontinentes. Otros son partes de cinturones orogénicos del margen continental que pueden contener materiales magmáticos más antiguos que el orógeno. Otros son fragmentos de márgenes pasivos adelgazados por rifting sobre los que se superponen suites volcánicas. Todos estos tipos formaron parte de los terrenos, denominados Avalonia y Armórica que hoy forman parte de Europa y América del Norte. Avalonia fue un pequeño continente escindido de Gondwana y descompuesto en una serie de islas separadas por mares de plataforma, el cual colisionó con la placa Norteamericana, cerrando el Océano denominado Japeto. Armorica, configurado también como un archipiélago fue otra pieza continental escindida de Gondwana que cerró el Océano Reico colisionando con Europa y Avalonia junto a Norteamérica, para formar la cadena varisco-herciniana. Documentos 10

11 1.3 Arcos de islas intraoceánicos Los arcos insulares se forman en diferentes situaciones tectónicas. Algunos son claramente intraoceánicos, mientras otros solo están separados de los continentes por estrechas cuencas marinas, incluso algunos arcos se adosan lateralmente a los cinturones plegados del margen continental. Un sistema típico de arco comprende: una fosa, que va rellenándose con sedimentos pelágicos y turbiditas. una mezcla tectónica de sedimentos oceánicos y terrígenos cabalgados, además de pequeñas lechos de ofiolitas que constituyen el prisma de acreción una espacio entre la fosa y el arco activo que incluye una cuenca externa o cuenca ante-arco (forearc basin) con diversos sedimentos asentados en la parte superior del prisma de acreción Un ancho arco magmático compuesto por de rocas volcánicas de alto nivel e intrusiones plutónicas profundas Una cuenca interna o tras arco (backarc basin) en la que aparecen restos de corteza oceánica. El arco puede incluir bloques exóticos derivados de fragmentos escindidos de un continente que se han desplazado y se han incorporado al arco en una mezcla caótica. Documentos 11

12 El ejemplo actual para este caso es el arco de Japón que empezó a formarse durante la subducción del Pacífico bajo Asia y continuó al tiempo que se abría el Mar del Japón. La corteza del arco se compone de rocas intrusivas y, posiblemente, retazos de basamento continental. Las rocas volcánicas en la corteza superior son predominantemente de tipo andesita. El magmatismo tuvo lugar a fines del Paleozoico progresando hacia el Este, de modo que las rocas mas antiguas quedan del lado del Mar del Japón. 1.4 Corteza oceánica Al continente puede incorporarse corteza oceánica de varios modos. La corteza oceánica formada por basaltos con sedimentos sobrepuestos puede ser obducida o arrastrada a las zonas de subducción desde donde puede volver a la superficie formando mezclas de sedimentos con basalto, serpentina y eclogita. Las cantidad de corteza oceánica que puede añadirse al continente por este procedimiento es pequeña, pero las plataformas oceánicas pueden llegar a ser una parte significativa del crecimiento del continente. La mayor parte de las plataformas oceánicas se forman durante la erupción inicial de una pluma. Muchas plumas se forman durante la ruptura de los continentes cuya cabeza queda expuesta en superficie como una inundación de basaltos y las colas como pistas de puntos calientes. Las plumas, que afloran inicialmente en los océanos crean gruesas plataformas produciendo pistas oceánicas de puntos calientes. A causa de su densidad estas plataformas no pueden ser subducidas, pero las de menor grosor pueden ser arrastradas bajo el margen continental y añadidas a la parte baja de la corteza del continente. 1.5 Arcos del margen continental Los arcos de margen continental se forman donde la corteza oceánica es subducida. Ejemplo actual más extenso son Los Andes. La subducción al Oeste de Sudamérica comenzó cuando Pangea estaba formándose, pero la actividad orogénica no fue intensa hasta el Cenozoico cuando la reorganización de la placa en el Pacífico y el desplazamiento de Sudamérica causó un rápido incremento de la subducción. Ese incremento originó el levantamiento de los Andes que se construyeron a partir de corteza continental de edad mesoproterozoica. La parte más occidental de los Andes es el arco magmático con volcanes andesíticos junto a sedimentos deformados. Hay además un extenso batolito granítico en Perú. El lado oriental del arco está dominado por una serie de cabalgamientos vergentes al este que desplazan tanto series sedimentarias paleozoicas como sedimentos modernos. Documentos 12

13 La subducción bajo el margen continental produce suites magmáticas que tienen más del 70 % de sílice. Esto incluye grandes batolitos granodioríticos y graníticos. Se supone que los magmas se forman a partir de una cuña del SCLM alojada bajo el margen del continente. Las emisiones de esta área del manto se mezclan con agua que procede de la deshidratación del slab que esta siendo subducido y que constituye, probablemente, el mecanismo de arrastre de los minerales desde los basaltos y sedimentos en la corteza subducida. 1.6 Sedimentos del margen pasivo La apertura de rifts origina margenes continentales compuestos de corteza delgada que se deprime a medida que los continentes se separan abriendo un océano. Sobre estos márgenes, que forman las plataformas epicontinentales, se acumulan progresivamente sedimentos clásticos de aguas someras y sedimentos carbonatados que pueden alcanzar espesores de hasta 10 km cuando la subsidencia es rápida. Los Montes Zagros son un excelente ejemplo de incorporación de los sedimentos del margen pasivo en un cinturón orogénico. El cratón Arabigo-nubio desarrolló, hacia el fin del Paleozoico, un margen continental que se experimentaba un rápida subsidencia, de modo que llegó a acumular hasta 10 km de sedimentos durante Mesozoico. En el Cretácico la parte arábiga del cratón empezó a subducir bajo el margen SW de Iran. La subducción creó tres zonas tectónicas dispuestas de NE a SW: 1) hacia el NE se disponía un arco magmático que ha estado activo desde el Cretácico, muy similar a los Andes; 2) hacia el SW de este arco hay una zona constituida por los sedimentos muy deformados y metamórficos de la plataforma marginal arábiga incluyendo ofiolitas que indican la existencia previa de un océano entre Arabia e Irán; 3) mas al SW Hay un cinturón de pliegues simples compuesto por los sedimentos no metamorfoseados del margen arábigo que han sido ligeramente plegados y cabalgados hacia el cratón arábigo. Los Montes Zagros actúan ahora como una carga que crea una cuenca anterior en Iraq, colmatada por la sedimentación reciente, mientras que el relleno del Golfo de Arabia aún no ha alcanzado el nivel del mar. 2 PROCESOS DE ACRECIÓN Los terrenos colisionan con el margen de un continente después de que una cuenca oceánica haya sido destruida por subducción. En los orógenos antiguos la subducción bajo el continente se demuestra por la presencia de rocas ígneas en una estrecha zona a lo largo del margen continental ( arco magmático). A la inversa, la subducción bajo dos bloques que se aproximan deja una zona de magmatismo dentro del terreno exótico, no en el continente. En áreas complejas, como el actual SW del Pacífico, hay océanos que están cerrándose a causa de la subducción en ambos lados y algunas zonas de subducción han cambiado de un lado a otro bajo pequeños bloques de corteza. Esta complicación puede haber ocurrido en orógenos antiguos pero es extremadamente difícil de descifrar. La mayoría de las colisiones involucran algún componente de movimiento strike slip (son transpresionales) y algunos cinturones colisionales antiguos parecen haber sido dominados por tales movimientos. Documentos 13

14 3 SOLDADURA DE BLOQUES CONTINENTALES El reprocesamiento y adición de nuevo material a la baja corteza y al SCLM probablemente es necesario para el desarrollo de los continentes porque la reunión de terrenos sólo desarrolla un grupo de bloques separados. Estos bloques deben fusionarse o soldarse antes de que lleguen a formar un continente coherente y gran parte de esa soldadura ocurre en la baja corteza y el SCLM tras la agrupación. Este reprocesamiento y la soldadura aparentemente ensanchan el continente mediante procesos que homogeneizan las diferencias originales dentro de la baja corteza y el SCLM. Así, la variación de un lugar a otro es mucho más pequeña que en los terrenos separados, los cuales pueden ser reconocidos en la corteza superior. En resumen, los continentes se forman mediante la agrupación de terrenos alóctonos y se ensanchan mediante el crecimiento en las margenes continentales. Los terrenos llegados desde lejos incluyen grandes y pequeños bloques continentales, arcos insulares intraoceánicos y pequeñas cantidades de corteza oceánica. El crecimiento marginal se produce donde la subducción de corteza oceánica forma cadenas de montañas caracterizadas por deformación y magmatismo. En cambio, los sedimentos de los márgenes pasivos se incorporan al interior del continente cuando colisionan con otro continente. El ensamblaje requiere cierre de océanos por subducción bajo el margen del continente o bajo el bloque que está colisionando. En las colisiones son habituales los movimientos laterales strike slip, aproximadamente paralelos al margen del continente que crece. La soldadura de terrenos para formar continentes coherentes probablemente ocurre durante y después de la colisión. Esta desarrolla baja corteza máfica y manto subcontinental subyacente que son más homogéneos que los terrenos félsicos agregados en la colisión. La actividad tectónica causa que el Moho pueda moverse arriba y abajo a causa de la intrusión de magmas juveniles, engrosamiento estructural o adelgazamiento de la corteza por erosión o fallas y por cambio de temperaturas en la baja corteza. Documentos 14