8.2 La Corteza ContinentalLos continentes ocupan el 41.2% (2.10•108 km2) de la superficie terrestre, de los cuales 71.3% (1.5•108 km2 ) se encuentran sobre el nivel del mar.

El volumen de la corteza es de 7.35 •109 km3.

Densidad promedio estimada: 2.7 a 2.9 g•cm-3. Debido a la baja densidad, los continentes se encuentran a grandes elevaciones en comparación con las cuencas oceánicas.

Figura 8.34. Sección esquemática de la tierra.

Espesor promedio: ~36 km (varía entre 10 y 80 km).

La base de la corteza se define usualmente por una discontinuidad sísmica (discontinuidad de Mohorovičić o Moho) donde la velocidad de las ondas P cambia de ~7 a ~8 km • s-1.

Diferenciación química de la TierraAunque la corteza continental representa un porcentaje bajo de la masa terrestre (~0.35%), contiene más del 30% del total de los elementos más incompatibles (Cs, Ba, Pb, Rb, K, U, Th, La). La corteza continental no se recicla fácilmente hacia el manto, y por lo tanto es un reservorio geoquímico principal. Su composición se debe considerar en todos los modelos de la composición y evolución de la Tierra total, así como de los mecanismos de formación y diferenciación de la corteza.

Figura 8.23.

CORTEZA

Oxígeno 44.2%

M agnesio 22.8 %

Silic io 21.03 %

Hierro 6.26 %Calcio 2.54 %Alum inio 2.36 %

O tros 0.79 %

TIERRA SILICATADATIERRA TOTAL

Composición global de la corteza continental

La corteza continental es extremadamente heterogénea, debido a lo cual es difícil calcular su composición global. Además, únicamente la corteza superior está expuesta para muestreo directo. La perforación más profunda que se ha realizado (Península de Kola) alcanzó 12 km.

Con datos sísmicos se ha establecido que la estructura de la corteza continental consiste en tres capas corticales: superior, media e inferior.

Para determinar la composición global de la corteza se ha dividido el problema en:

Corteza Superior: Parte accesible de la corteza de la que se pueden tener observaciones directas

Corteza Inferior: Parte más profunda (más de 20 – 25 km) y menos accesible de la corteza. Se estudia principalmente por medio de evidencias geofísicas indirectas.

Corteza Continental Superior

Para determinar la composición de la corteza superior se han usado los siguientes métodos:

1. Estimar el volumen de varios tipos de rocas, y usar composiciones típicas o promedio de cada uno para derivar un estimado de la composición.

Rocas Plutónicas Volumen % Rocas sedimentarias Volumen %Granito, Granodiorita 77 Lutitas 72Cuarzodiorita 8 Carbonatos 15Diorita 1 Areniscas 11Gabro 13 Evaporitas 2Sienita, anortosita, peridotita 1

Tabla 8.2. Abundancia de rocas ígneas y sedimentarias en la Corteza Superior.

Taylor y McLennan (1985).

2. Promediar los análisis de muestras colectadas en una área grande o mezclar polvos de muestras para formar un compósito de varios tipos de rocas. Diversos estimados producen una composición promedio similar a la de granodiorita (la roca más común en la corteza). Se ha empleado principalmente para determinar la composición de elementos mayores.

Figura 8.35. Comparación de estimados de la composición promedio de la corteza superior de Eade y Fahrig (1971) y Shaw (1967).

Los estimados son muy similares en los elementos mayores a pesar de estar basados en estudios de diferentes áreas del Escudo Canadiense y con cantidades de muestras muy diferentes.

Shaw et al.: 430 muestras Eade and Fahrig: 14,000 muestras

Mayor variación en elementos traza, en parte debida a métodos analíticos.

Figura 8.36. Patrones de lantánidos del compósito de Lutita Postarqueana Australiana (Post-Archean Australian Shale, PAAS), de Lutita Norteamericana (North American Shale Composite, NASC), y de Lutita Europea (European Shale, EC). Taylor y McLennan (1985).

Lutitas:Patrones de REE en diversos sedimentos son muy similares: diferentes fuentes de rocas ígneas se mezclan eficientemente por intemperismo, erosión y sedimentación generando un compósito de la corteza continental superior.

3. Usar la composición promedio de elementos insolubles (p. ej., REE, Y, Sc, Th) en sedimentos finos (loes, lutitas), que representan un compósito natural de las diversas litologías.

Figura 8.37. Comparación de la concentración de elementos en loes con el estimado de la corteza superior. Taylor y McLennan (1985).

Loes glacial: Poco susceptible a fraccionamiento por intemperismo. Enriquecimiento en SiO2, Hf, y Zr por acumulación de minerales resistentes (cuarzo, zircón), que no son fácilmente dispersados por agua y/o viento. Empobrecimiento en Na y Ca por lixiviación.

Tabla 8.3 Composición de la Corteza Continental Superior

Estimación de Rudnick y Gao (2003), Composition of the Continental Crust, en Treatise of Geochemistry, vol. 3, The Crust: Elsevier, 1-64.

Composición global: granodiorítica

Enriquecida en elementos incompatibles

Generalmente empobrecida en elementos compatibles.

Corteza Continental Inferior

Rocas granulíticas de la corteza inferior pueden estar expuestas en la superficie debido a procesos tectónicos, pero estos terrenos:

- Frecuentemente han sufrido metamorfismo retrógrado, que puede cambiar su composición.- Generalmente son más diferenciados que xenolitos de la corteza inferior transportados por magmas. - La composición de estos terrenos indica que pueden provenir de corteza superior que ha sido enterrada por procesos de colisión y exhumada isotérmicamente.- Terrenos enfriados isobáricamente pueden representar la composición de la corteza media e inferior (0.6 - 0.8 GPa).

Xenolitos con T y P de formación correspon-dientes a la corteza inferior, representan tal vez una mejor muestra directa de la corteza inferior, pero son escasos.

Figura 8.38. Histograma de SiO2. n representa el número de muestras analizadas. Rudnick y Fountain (1995).

Flujo de calor

Una parte del calor liberado por la corteza es producido por el decaimiento radioactivo de 40K, 238U, 235U, y 232Th que están enriquecidos en la corteza y se considera que contribuyen en 15% a 50% al flujo de calor terrestre. Otros elementos radioactivos no contribuyen significativamente a la generación de calor debido a sus largas vidas medias y bajas abundancias.

Tipo de roca ígnea U Th K Th/U K/U Densidad Producción de

de calor(ppm) (ppm) (%) g/cm3 10-6 W/m-3

Granito/Riolita 3.9 16.0 3.6 4.1 0.104 2.67 2.5Granodiorita/Dacita 2.3 9.0 2.6 3.9 1.104 2.72 1.5Diorita/Andesita 1.7 7.0 1.1 4.1 0.104 2.82 1.1Gabro/Basalto 0.5 1.6 0.4 3.2 0.104 2.98 0.3Peridotita 0.02 0.06 0.006 3.0 0.104 3.28 0.01Corteza Continental 1.25 4.8 1.25 3.8 1.104 - 0.8

Tabla 8.4. Concentración de U, Th y K y producción de calor en varios tipos de roca.

TQ(z) = – k ----

z

Q(z): Flujo de calor a cierta profundidadk: Conductividad térmicaz: Cambio en la temperatura con la profundidad

Debido a la anterior, los estimados de la corteza inferior se basan principalmente en inferencias indirectas y en datos geofísicos. Las evidencias geofísicas principales son el flujo de calor y estudios de ondas sísmicas:

El flujo de calor es el único parámetro geofísico que es función directa de la composición cortical.

El flujo de calor en los continentes varía típicamente entre 30 y 100 mW/m2, dependiendo de la provincia tectónica.

Este calor tiene dos componentes:

- Calor generado por decaimiento radioactivo en los continentes.

K, U y Th están fuertemente enriquecidos en la corteza superior (rocas más diferenciadas).Si la concentración de estos elementos fuera similar en toda la corteza, el flujo de calor debería ser más alto que el observado.

Esto indica que la concentración de esos elementos debe disminuir a profundidad debido tanto a la mayor abundancia de litologías máficas como al aumento en el grado metamórfico con la profundidad:Corteza composicionalmente zonificada

- Calor transmitido desde el manto por conducción (~ 20 mW/m2). Es afectado por variaciones en el espesor de la litósfera (a mayor espesor, menor flujo de calor desde el manto) y por la “edad tectónica”. Variaciones hacen difícil evaluar el calor generado en la corteza.

Figura 8.39. Flujo de calor en función de la “edad tectónica”.

I: Calor radiogénico producido en la corteza. II: Calor de perturbaciones térmicas temporales

asociadas a tectonismo.III: Calor de fuentes más profundas.

A: Arqueano, Epr: Proterozoico temprano, LPr: Proterozoico tardío, Epa: Paleozoico temprano, Lpa: Paleozoico tardío, M: Mesozoico, C: Cenozoico. Vitorello y Pollack (1980).

Velocidades de ondas sísmicas

Las velocidades de las ondas sísmicas en la corteza se relacionan con:

Ambiente físico: Temperatura, presión, porosidad, contenido de fluidos, etc.

Propiedades intrínsecas de las rocas: Composición mineralógica, composición química, grado metamórfico, orientación cristalográfica preferencial de minerales, etc.

Para relacionar la velocidad de las ondas sísmicas a la composición de las rocas se han hecho mediciones en el laboratorio en muestras de composición conocida.

Figura 8.41. Correlación entre la velocidad de ondas sísmicas compresionales (VP) y la concentración de SiO2 a 600 MPa de presión. Rudnick y Fountain (1995).

Figura 8.40. Variación de VP para rocas félsicas y máficas en función de la profundidad, para flujos de calor de 40 y 90 mW/m2. Rudnick y Fountain (1995).

Figura 8.42. Secciones tipo de la corteza continental. Velocidades a 600 MPa y temperatura ambiente, n: número de perfiles usados para construir cada sección tipo. Rudnick y Fountain (1995).

Para modelar la composición de la corteza inferior, Rudnick y Fountain (1995) usaron:

VP > 6.9 km/s VP promedio = 7.2 km/s : 90% granulita máfica, 10% metapelita.VP promedio = 6.9 km/s : 40% granulita máfica, 25% granulita intermedia,

25% granulita félsica, 10% metapelita.

VP = 6.5 – 6.9 km/s 45% gneises de comp. intermedia en facies anfibolíticas, 45% de mezcla de gneises anfíbolíticos y gneises fésicos anfibolíticos, 10% de metapelita.

VP > 6.2 – 6.5 km/s Rocas félsicas granulíticas y anfibolíticas.

Composición de la Corteza Continental

Media e Inferior

Tabla 8.5. Composición de la corteza inferior y media porpuesta por Rudnick y Gao (2003),

La corteza media tiene composición intermedia

entre la corteza superior e inferior.

Composición global de corteza inferior es similar a basalto primitivo, con:

- alto Mg#, - Bajo contenido de K, Th, U- Enriquecida en LREE respecto a HREE

con una ligera anomalía positiva de Eu.- Más alto contenido en elementos compatibles (Cr, Ni, Sc, V, Co) que la corteza media y superior.

Elemento Corteza inferior

Corteza media

Elemento Corteza inferior

Corteza media

Unidades como en Tabla 8.3

Comparación entre los diferentes niveles de la corteza continental

Figura 8.43. (a). REE normalizadas a condrito en la corteza superior, media e inferior. (b). Abundancia de elementos en la corteza media e inferior normalizada a corteza superior. Rudnick y Fountain (1995).

La anomalía negativa de Eu en la corteza superior y positiva en la corteza media e inferior, indican que el proceso principal de diferenciación cortical es la fusión parcial intracortical (indica que plagioclasa está siendo retenida en el residuo de fusión).

La corteza inferior parece ser esencialmente el residuo de fusión que quedó después de la extracción de la corteza superior granodiorítica con adiciones de basaltos acrecionados a la base de la corteza.

La corteza inferior está muy empobrecida respecto a la corteza superior en los elementos más móviles: Cs, U, Rb, Th, K, Pb,Nb, La, Ce, Zr, Ba y enriquecida en los más compatibles (Mg, Cr, Ni, V, Sc, Ca, Fe, Ti, Eu).

Considerando un espesor de 12.5 km para la corteza superior, el residuo de fusión debería tener ~77 km de espesor: Un volumen principal del residuo ha sido reintegrado al manto (delaminación)

Composición global de la corteza continental

Tabla 8.6. Estimados de la composición de la corteza continental global. R & F: Rudnick y Fountain (1995) revisado por Plank y Langmuir (1998), T & M: Taylor y McLennan (1985, 1995), We: Wedepohl (1995), Shaw: Shaw et al. (1986), W & T: Weaver y Tarney (1984).

Figura 8.44. Abundancia de elementos incompatibles normali-zada a manto primitivo en diferentes estimados. Tomado de Rudnick y Gao (2003).

Figura 8.45. Diagrama multielemental normalizado a valores del manto primitivo de McDonough y Sun (1995) que muestra las composiciones de la corteza superior, media, inferior y global estimadas por Rudnick y Gao (2003).

Comparación entre los diferentes niveles de la corteza continental

Isótopos

Figura 8.46. Relaciones isotópicas de Sr y Nd en (a) granulitas y xenolitos de la corteza inferor y (b) la corteza continental en general.

Figura 8.47. Relaciones isotópicas de Pb en los reservorios geoquí-micos principales. Valores típicos de la corteza continental inferior y superior están representados por xenolitos de la corteza inferior y sedimentos marinos modernos, respectivamente.

La edad de la corteza ha sido determinada principalmente por fechamientos U-Pb en circones y con edades modelo Sm-Nd.

Las edades de U-Pb/Th en circón son especialmente útiles porque no son alteradas por procesos metamórficos o ígneos.

Estos fechamientos muestran que grandes áreas de la corteza fueron creadas hace más de 2.7 Ga. Las edades más antiguas se han encontrado en:

- Australia: Mt. Narryer y Jack Hills (4.18–4.404 Ga; Froude et al., 1983; Compston and Pidgeon, 1986; Nelson et al., 2000; Wilde et al., 2001). Circones en rocas metasedimen-tarias de 3 – 3.75 Ga o xenocristales en granitoides de 2.6 Ga.

- Canadá: Acasta gneiss, Provincia Slave, (4.2 Ga; Iizuka et al., 2006). Xenocristales de circón en roca granítica de 3.9 Ga.

Edad de la Corteza Continental

Circón/metasedimentos

G. Poupinet a, N.M. Shapiro, 2009, Worldwide distribution of ages of the continental lithosphere derived from a global seismic tomographic model: Lithos 109 (2009) 125–130.

Las edades modelo Sm-Nd permiten establecer “edades de formación de corteza”, también

llamadas “tiempo de residencia en la corteza (TDM)”.

Figura 8.49. Provincias isotópica del Oeste de USA determinadas con edades de residencia en la corteza (TDM) Bennett and DePaolo (1987).

Figura 8.48. Nd inicial en función de la edad de cristalización para rocas del W de USA. 1, 2, y 3 corresponden a las provincias mostradas a la derecha (Bennett y DePaolo, 1987). Únicamente las rocas que están sobre la línea “depleted mantle” representan nuevas adiciones de material a la corteza, las otras representan mezclas con corteza más antigua.

Edades Modelo

Crecimiento de la corteza continental

Se estima que la corteza continental tiene una edad promedio de ~2.4 Ga (Taylor y McLennan, 1995), lo cual indica que ~60% de la corteza se formó en el Arqueano (>2.5Ga).

(1) Tasa de crecimiento aumenta con el tiempo; V&J y H&R

(2) Crecimiento aproximadamente lineal en el tiempo; O'N

(3) Rápido crecimiento inicial seguido por crecimiento tardío lento o no crecimiento; AM, R&S, y F

Figura 8.50. Modelos de la tasa de crecimiento cortical. R&S: Rymer y Schubert (1984), M&T: McLennan y Taylor (1982), AM: Armstrong (1981), O’N: O’Nions y Hamilton (1981), D&W: DePaolo y Wasserburg (1979), V & J: Veizer y Jansen (1979), F: Fyfe (1978), H&R: Hurley y Rand (1969).

Primeros modelos de crecimiento de la corteza:

Crecimiento episódico de la corteza continental

Figura 8.51. Modelo esquemático del crecimiento y evolución de la corteza oceánica de Taylor y McLennan (1995).

Figura 8.52. Diagrama de frecuencia de edades del magmatismo en circones. Los picos indican un marcado aumento en la producción de magma (crecimiento de la corteza) durante eventos de amalgamación de continentes. (Condie, 1999)

Hawkesworth & Kemp, 2006, Evolution of the continental crust: Nature, 443.

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4

Mecanismos de crecimiento de la corteza continental

Los posibles mecanismos de creación de corteza continental son:

1. Volcanismo relacionado a subducción.

2. Acreción de corteza oceánica y plateaus oceánicos. Cuando la corteza oceánica es anómalamente gruesa no puede subducir y es acrecionada al margen continental.

3. Volcanismo continental no relacionado a subducción (rifts y plumas del manto). P. ej. grandes volúmenes de basaltos continentales de meseta.

4.Acreción de magmas a la base de la corteza. Debido a la baja densidad de la corteza continental, los magmas basálticos se pueden estacionar en el límite corteza-manto, haciendo crecer la corteza en su parte inferior.

Figura 8.53

Mecanismos de crecimiento

Existen argumentos que indican que el principal mecanismo de crecimiento de la corteza post-arqueana es el magmatismo relacionado a subducción.

- La composición de elementos mayores de la corteza continental global es similar a la de andesitas de arco.

- Los elementos incompatibles también presentan similitudes como el fuerte enriquecimiento en los elementos más incompatibles, el empobreci-

miento relativo en Nb y Ta, y el enriquecimiento en Pb.

- El magmatismo asociado a subducción es el mecanismo más importante de crecimiento de la corteza en el presente, y probablemente durante todo el Fanerozoico. Muchas rocas ígneas y metaígneas del Proterozoico también tienen características químicas que sugieren que fueron generadas por subducción. Bennett and DePaolo (1987) consideran que las provincias de oeste de USA se formaron por acreción sucesiva o crecimiento de arcos.

Corteza Continental

Andesita Promedio

SiO2 57.1-64.5 59.7

TiO2 1 0.7

Al2O3 14.9-16.3 17.1

FeOT 5.-9.1 6.3

MnO 0.08-0.18 0.12

MgO 2.8-5.3 3.2

CaO 4.7-7.4 6.6

Na2O 3.1-4.2 3.3

K2O 1.3-2.9 1.5

P2O5 0.13-0.24 0.19

Tabla 8.7. Comparación de composiciones propuestas para la corteza continental con una andesita promedio de Gill (1981).

Figura 8.54. Comparación de las composiciones de una andesita del arco de Banda (triángulos rojos) y el rango de concentraciones estimadas para la corteza continental.