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.

C Las rocas sedimentarias, formadas por materiales

procedentes de la alteración de otras rocas, transporta-

das y sedimentadas en un medio donde han sufrido pro-

cesos 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 (des-

trucción química, in situ, isovolumétrica) y erosión (des-

trucción mecánica, con pérdida de volumen y desplaza-

miento) y también pueden ser subducidas (arrastradas

hacia el interior del manto) y fundidas para originar ro-

cas del siguiente tipo

C Rocas cristalinas (metamórficas y plutónicas) llamadas

félsicas por estar compuestas de feldespatos, sílice

(contenido SIO2 mayor del 63 %) y una pequeña pro-

porción, menor del 10%, de biotita. Son rocas que pro-

ceden 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 originali-

dad de este planeta, pues las rocas granitoides no apa-

recen 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

2.500 Millones de años, con menores proporciones de

Estructura de la corteza.

Según Rogers y Santosh (2003)

pag 32. Modificado.

diorita y SiO2, de los más modernos (fanerozoicos), caracterizados por esos elementos

pero también por su alto contenido en potasio (K2O). 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 sub-

ducción (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 15 - 20 km.

C 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 SIO2 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.

C 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 SIO2. 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.

C El limite inferior de la corteza, junto al Moho y los niveles del manto superior están

constituidos por rocas ultramáficas, que contienen hasta un 90 % de silicatos

oscuros y menos del 45 % de SIO2. 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 jóve-

nes. Generalmente los especialistas se refieren a ellas como los gneis grises arcaicos aun-

que 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 Gmerino2

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 SiO2 es menor que en las rocas de tipo granítico que

caracterizan los modernos batolitos y, segundo, porque muestran una creciente proporción

de Na2O, mientras que los modernos batolitos muestran un fuerte incremento de K2O.

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 Gmerino3

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 valora-

ciones del ritmo de esos procesos, buena parte de los investigadores confía en la informa-

ción 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 culmi-

naciones 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 descen-

dieron 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 fundir-

se 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, recicla-

da 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 diferen-

ciar 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 extremada-

mente 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 forma-

ción inicial. Pueden resumirse en los siguientes modelos:

Documentos Gmerino4

• 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 supo-

nían 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».

C Más recientemente se ha sugerido que gran parte de la corteza continental se

habría formado en torno a 1.900 - 1.800 millones de años por el gran número de

cinturones orogénicos de esa época. Esta idea figura en el gráfico con la denomina-

ción de «tectónica».

C 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».

C 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 continen-

tal. 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 gráfi-

co con el rótulo «reciclada».

En resumen, la corteza

continental ha evolucionado a

partir del manto. La separa-

ción 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 ge-

neración de grandes volúme-

nes de rocas silíceas requiere

al menos dos etapas en que

las rocas ultramáficas, forma-

das 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 emer-

gida 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 Gmerino5

II FORMACIÓN Y ESTABILIZACIÓN DE LOS CRATONES

Un cratón puede definirse como un gran bloque de corteza continental que se ha man-

tenido 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 deforma-

ción 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:

C Las komatitas solamente aparecen en los cratones antiguos, cuando el gradiente

térmico de la Tierra era alto.

C Las viejas suites volcánicas tienden a ser bimodales (basalto-riolita), mientras que

las modernas son secuencias completas (basalto-andesita-riolita).

C Los plutones intruidos durante la estabilización de los cratones mas recientes con-

sisten 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 Gmerino6

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 compo-

sición de la corteza, trans-

portando y redistribuyendo

elementos. Son también

importantes extractores de

minerales. Los fluidos enri-

quecidos con metales si-

guen rutas a lo largo de

fallas o de otros encauza-

mientos, dando lugar a

venas de concentración de

minerales.

Los tipos de fluidos do-

minantes son CO2 y H2O

con una concentración va-

riable de sales (Clórides y

carbonatos) y de trazos de

otros volátiles como CH4,,

N2 y SO2. La corteza supe-

rior está dominada por H2O y soluciones salinas con cantidades variables de CH4 y/o N2. En

la parte baja de la corteza superior los fluidos que dominan son CO2 y H2O. Las partes más

profundas de la corteza están caracterizadas por fluidos ricos en CO2.

El CO2 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 cuestio-

nes sin resolver, como por ejemplo ¿Donde se origina el CO2? Los fluidos ricos en CO2

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 CO2 liberado desde el manto? ¿Actúa la corteza continental como una

reserva temporal del CO2 que se transfiere desde el manto a la atmósfera a través del

equilibrio que se produce mediante la meteorización de las rocas?

Documentos Gmerino7

2.2 Magmatismo anorogénico relacionado con los fluidos

El magmatismo anorogénico parece tener lugar en casi todos los cratones a veces exten-

diendose 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 moviliza-

dos 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 litológi-

cas 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 CO2, 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 cratóni-

cas. 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 Al2O3m, mientras que el SLCM bajo los crato-

nes arcaicos contiene proporciones mayores de magnesio y menos de hierro que los crato-

nes 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 litosféri-

co subcontinental del que parecen haber derivado las rocas siálicas de los cratones.

Documentos Gmerino8

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, desplazándo-

se alrededor del planeta colisionando con otros cratones para formar supercontinentes que

aún antes de acabar su formación empiezan a fragmentarse de nuevo. En estos desplaza-

miento 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 intrao-

ceánicos. 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 porcio-

nes 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 origi-

nando 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 consi-

deran 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 Gmerino9

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 subduc-

ción 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 interpu-

so 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.

1.2. Pequeños bloques continentales agregados al margen de un continente.

Muchos cinturones orogénicos contienen pequeños bloques de corteza exóticos, proce-

dentes 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 conte-

ner 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 Gmerino10

1.3 Arcos de islas intraoceánicos

Los arcos insulares se forman en diferentes situaciones tectónicas. Algunos son clara-

mente 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 intrusio-

nes 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 Gmerino11

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 sedi-

mentos 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 exten-

so son Los Andes. La subducción al

Oeste de Sudamérica comenzó cuando

Pangea estaba formándose, pero la

actividad orogénica no fue intensa has-

ta el Cenozoico cuando la reorganiza-

ción de la placa en el Pacífico y el des-

plazamiento de Sudamérica causó un

rápido incremento de la subducción.

Ese incremento originó el levantamien-

to de los Andes que se construyeron a partir de corteza continental de edad mesoprotero-

zoica. 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 Gmerino12

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 continen-

te. Las emisiones de esta área del manto se mezclan con agua que procede de la deshidra-

tación 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 com-

puesto por los sedimentos no metamorfoseados del margen arábigo que han sido ligera-

mente 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 continen-

te. 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 colisio-

nes involucran algún componente de movimiento strike slip (son transpresionales) y algu-

nos cinturones colisionales antiguos parecen haber sido dominados por tales movimientos.

Documentos Gmerino13

3 SOLDADURA DE BLOQUES CONTINENTALES

El reprocesamiento y adición de nuevo material a la baja corteza y al SCLM probablemen-

te 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 aparente-

mente 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 intraoceáni-

cos y pequeñas cantidades de corteza oceánica. El crecimiento marginal se produce donde

la subducción de corteza oceánica forma cadenas de montañas caracterizadas por deforma-

ción 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.

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