Geoquímica de la Corteza Terrestre (página 2)

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.