5 geoquimica

Preparado por: Miguel Calcina B.

Fuente: H. Rivera, White cap12, Alberade Cap11,Maria Uhle Cap12.

27/09/2015 EPIG-UNA 1

Cap3a. Interacción Manto Corteza

UNIVERSIDAD NACIONAL DEL ALTIPLANO PUNO Escuela Profesional de Ingeniería Geológica

Curso Geoquímica

Geochemistry of the Solid Earth II: The Crust.White Pag. 512

• Ahora nuestra atención está en la corteza. Aunque la corteza es solo una fracción pequeña de la Tierra (alrededor del 0,5%), es sin duda la más variada e interesante fracción. Además, a esta fracción podemos examinar directamente y por lo tanto conocemos más sobre ella.

• La corteza se ha formado a través de procesos ígneos del manto a lo largo del tiempo geológico. Hay dos clases fundamentales de la corteza: oceánicas y continentales. La corteza oceánica, creado por magmatismo en las dorsales oceánicas, es de composición basáltica, es delgada, efímero, y relativamente uniforme. Es importante en un número de aspectos, sin embargo. En primer lugar, su composición nos dice mucho sobre la composición del manto del cual se deriva. En segundo lugar, la corteza oceánica puede ser, al menos alguna vez, la materia prima de la que se forma la corteza continental.

27/09/2015 2 Geoquimica la Corteza

3.1 La corteza oceánica

Dorsales Oceánicas

Figura 3.2. Distribución de dorsales mesooceánicas.


Figura 3.3. Esquema de la zona de generación de la corteza oceánica y su relación con la corteza continental.

La corteza bajo los océanos difiere de la corteza continental en varios aspectos

importantes:

1. Es más delgada, con un espesor típico de 6 km (corteza continental tiene espesor

promedio de 35 km)

2. Es más máfica que la corteza continental.

3. Es temporal, con un tiempo promedio entre la formación en las dorsales

oceánicas y la destrucción en las zonas de subducción de 100 millones de años o

menos. (corteza continental tiene una edad promedio de 2,000 millones de años.

4. Es esencialmente monogenética, ya que en su gran mayoría se genera en

dorsales oceánicas y como resultado tiene una composición mucho más uniforme

que la corteza continental.

Características de la corteza oceánica


En la corteza oceánica se han

distinguido cuatro capas por medio

de:

Figura 3.4. Sección esquemática de la corteza oceánica, indicando las capas que han sido identificadas.

Estructura de la corteza oceánica

1. Estudios de velocidades sísmicas

2. Programa de perforación

oceánica profunda (Deep See

Drilling Program).Sólo capas

superficiales.

3. Estudio de complejos ofiolíticos

1. Sedimento

2A. Lavas almohadilladas

3A. Gabro isotrópico

2B. Enjambre de diques

3B. Gabro bandeado

4. Rocas ultramáficas


White Lect.Pag513 • Seismic studies show that the oceanic crust has a layered structure (Figure

12.1=3.4). The uppermost layer, which is not present at mid-ocean ridges, consists of sediments (Seismic Layer 1). Beneath this lies Layer 2, composed of basaltic lava flows and the dikes that fed their eruption (the “sheeted dike complex”), and finally gabbros

• (Layer 3). The gabbros apparently consist both of basaltic magmas that crystallized in place (isotropic gabbros) and accumulations of minerals that crystallized as the basaltic magma was held in crustal magma chambers (layered gabbros). Because of the latter, the gabbros are probably somewhat more mafic on average than are the basalts. Layer 2 is often divided into Layer 2A and Layer 2B, with the latter having slightly higher seismic velocities. For many years it was thought that boundary between the two was the boundary between the lava flows and the dikes. Based on the results the Ocean Drilling Program, however, it appears the seismic boundary reflects instead a change in porosity due to filling of voids and fractures by secondary minerals in Layer 2B. It is thus a metamorphic boundary, with the transition to the sheeted dike complex actually occurring within Layer 2B.


Figura 3.5. Litología y espesor de una secuencia ofiolítica típica, basada en la Ofiolita Samial, Oman. (Boudier y Nicolas, 1985, Earth Planet. Sci. Lett., 76, 84-92)

Capa 1: Una capa delgada de sedimento pelágico. Capa 2: Basáltica, se subdivide en: Capa 2A: Basaltos de almohadilla Capa 2B: Enjambre de diques verticales

Capa 3: Es más compleja. Se considera compuesta principalmente por gabros que cristalizaron de una cámara somera axial, la cual alimenta a los diques y basaltos. Capa 3A: Gabros isotrópicos en la parte superior, gabros algo foliados en la parte inferior Capa 3B: Gabros más bandeados, puede presentar texturas de cúmulos.

Cuerpos discontinuos de diorita y tonalita (“plagio-granitos” (líquidos de diferenciación tardía).

Capa 4: Rocas ultramáficas. La base de 3B pasa gradualmente a cúmulos de gabros y wherlitas bandeados. Debajo de esto se presentan cúmulos de dunita con xenolitos de harzburgita. Después se tienen harzburgita y dunita que representan el residuo no fundido del manto original (no bandeado).

~ Moho


Composición y petrografía de MORBs

1) Un MORB “típico” es una toleíta de olivino con K2O (< 0.2%) y bajo TiO2 (< 2.0%).

Son toleíticos debido a que los óxidos de Fe-Ti cristalizan tardíamente (sólo están

presentes en la matriz).

2) Magmas primarios en equilibrio con el manto tienen Mg# de aprox. 72. La mayor

parte de los MORBs tienen Mg# menor (55 ± 7.6), lo cual indica que experimentaron

fraccionamiento.

Fig. 3.11. La secuencia de cristalización común en MORBs (punto azul) es: olivino ( espinela de Mg-Cr)

olivino + plagioclasa ( espinela de Mg-Cr) olivino + plagioclasa + clinopyroxeno

Series calcoalcalinas

FeO tot

Na O + K22 O MgO

Series toleíticas

Fig. 3.10. Los basaltos de dorsales oceánicas siguen la tendencia de diferenciación de series toleíticas, con fuerte enriquecimiento en Fe en las fases iniciales debido a la cristalización tardía de óxidos de Fe y Ti..


Procesos geoquímicos en zonas de Subduction y arcos de Islas White pag 517 • Aunque la evolución de la corteza continental, ha sido complejo y envuelve una serie

de procesos, existe un acuerdo unánime entre los científicos que el magmatismo es la principal via 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. Como veremos más adelante, también hay buenos argumentos químicos que el vulcanismo de la zona de subducción ha sido el más importante, pero no exclusiva, como mecanismo por el cual los continentes se han formado. Volcanes de la Cordillera de los Andes de sud América, que recubre la subducción de la Placa de Nazca, son quizás el mejor ejemplo de este proceso.

• No todas las zonas de subducción se encuentran a lo largo de los márgenes continentales; la mayoría no lo son. Las Marianas son un buen ejemplo de una zona de subducción intra-oceánico. Algunos arcos de islas antiguos, sin embargo, como Japón, partes de Indonesia, y las Aleutianas tienen estructuras sísmicas que son intermedias entre las de la corteza continental y oceánica. Esto sugiere que los arcos de islas pueden llegar a transformar a la corteza continental. Movimiento de la placa con el tiempo puede resultar en estos arcos acreciones a continentes.

• Así arcos intra-oceánica también pueden contribuir al crecimiento continental. Así, en el intento de entender cómo se ha formado la corteza continental, que bien vale la pena considerar los procesos de la zona de subducción.

Composición de Elementos Mayoritarios White pag 517

• Los magmas que se encuentran en los arcos de islas (termino utilizado para todo magmatismo zona de subducción, incluyendo el tipo de margen continental) parecen ser predominantemente andesíticas. Sin embargo parece poco probable que la andesita es el magma principal producido en arcos. Generalmente, no vemos las partes bajas de los edificios volcánicos del arco, que pueden ser basáltica.

• La composición de elementos mayores, de arcos de islas volcánicos o arcos insulares volcánicos (IAV) no son muy diferentes de otras rocas volcánicas. Comparados con MORB, la principal diferencia es quizás simplemente la composición silíceas que son mucho más comunes entre los arcos de islas volcánicos.

Composición de MORBs

Tabla 3.1. Composición promedio de MORB de la Dorsal del Pacífico del Este.

Promedio de 1,266 análisis de basaltos de la dorsal del Pacífico del Este (C. Langmuir).

Promedio Desviación

estándar

SiO2 50.39 1.89

TiO2 1.72 0.47

Al2O3 14.93 1.13

FeO 10.20 1.52

MnO 0.18 0.04

MgO 7.34 1.30

CaO 11.29 1.38

Na2O 2.86 0.46

K2O 0.25 0.47

P2O5 0.35 0.48

SUMA 99.52

Mg # 59

La gran mayoría de las lavas

emitidas en dorsales oceánicas

son basaltos.

La uniformidad en el tipo de roca

se contrapone a la gran

diversidad en las composiciones

que resultan de las diferentes

condiciones físicas y químicas a

las que se generan los magmas.


Composición de MORBs

Fig. 3.12. Diagramas de variación para vidrios basálticos de la región de Afar (Dorsal Mesoatlántica). Stakes et al. (1984) J. Geophys. Res., 89, 6995-7028.

CaO y Al2O3 disminuyen

FeO/MgO aumenta

Tendencias generadas por

cristalización de fases

observadas:

Ol: aumenta relación Fe/Mg

Plg: Disminuye Al y Ca.

Las tendencias indican que los

MORBs se generan por

fraccionamiento de un magma

parental (No son magmas

primarios).

El fuerte enriquecimiento en

elementos incompatibles (hasta

en tres veces) indica aprox.

67% de fraccionamiento en una

cámara magmática.

Modelados sugieren que la

variación en elementos mayores

se puede explicar por

cristalización fraccionada a

presiones bajas (<50 MPa) a

intermedias (e.g., 200–300

Na, K, Ti y P son

incompatibles


Tasa de expansión y fraccionamiento

La tasa de expansión del suelo oceánico, que se

relaciona con la tasa de suministro de magma, es un

factor que influye en el grado de cristalización

fraccionada.

Basaltos emitidos en dorsales con expansión rápida

generalmente están más fraccionados que aquéllos

emitidos en dorsales de expansión lenta.

En dorsales de expansión rápida, como la Dorsal del

Pacífico del Este, las tasas de suministro de magma

son suficientes para mantener una cámara magmática

de unos cientos de metros de profundidad y 1-2 km de

ancho, a una profundidad de unos pocos km bajo el eje

de la dorsal. El líquido en la cámara enfriará y

cristalizará, y nuevo magma ascendiendo del manto a

la cámara se mezclará con el magma fraccionado

antes de la erupción.

En dorsales de expansión lenta, como la Dorsal

Mesoatlántica, el suministro de magma es demasiado

lento para mantener una cámara magmática estable.

Cuando nuevo magma es inyectado en la corteza, éste

puede ser emitido directamente sin mezclarse con

magma más viejo y más fraccionado.

Figura 3.13. Mg# de basaltos de dorsales oceánicas con diferentes tasas de expansión. Sinton y Detrick (1992).

LENTA

INTERMEDIA

RÁPIDA


Composición de Elementos Traza

• Las diferencias de los elementos traza entre las islas de arcos volcánicas y los de otros ambientes tectónicos son probablemente más importantes que las diferencias en los elementos mayoritarios. Las tierras raras, sin embargo, no son particularmente distintos. Hay un rango muy considerable en los patrones de tierras raras: desde LRE empobrecidos a LRE enriquecido (Figura 12.9). IAV nunca son prácticamente como LRE empobrecidos como MORB, pero las concentraciones de REE son absolutos, sin embargo, a menudo bajo, y no es inusual para REE intermedias y pesadas estén presentes en concentraciones más bajas que en MORB. Otro aspecto es de interés.

• Las anomalías de Ce ocurren en algunas IAV, mientras que nunca se ven en los MORB o OIB, a pesar de que se han observado en carbonatitos continentales y kimberlitas. La importancia de las anomalías Ce sigue siendo incierto.


White pag. 519

• Las anomalías Ce ocurren en los sedimentos, por lo que hay la sospecha que las anomalías en IAV podrían ser heredados de sedimentos subducción.

• Arcos de Islas Volcánicas son más ricos en álcalinos y tierras alcalinas incompatibles (K, Rb, Cs, Sr y Ba) en relación con otros elementos incompatibles comparados con MORB o OIB. Fig 12.10, utilizando la relación Ba/La. Aunque ambos IAV y basaltos oceánicos pueden tener una gran variedad de patrones de tierras raras, como lo ilustra el rango de los ratios de La/Sm, las relaciones Ba/La de IAV son generalmente más altos.

• Los Arcos de Islas Volcánicas tienden a ser empobrecidos en los llamados elementos de alta intensidad de campo (HFS), es decir, aquellos elementos con carga de 4 o 5. Mientras Nb y Ta son casi invariablemente empobrecidos en arcos, Zr, Hf, y Th no lo son.


Trace Element Composition White pag 519

• Esto se ilustra en la fig 12.11. Fig 12.12 es un diagrama spider que resume las diferencias de elementos traza entre rocas de arcos volcánicos y MORB. Para resumir, AIV puede tener TRL enriquecido o empobrecidos. Por lo general, se enriquecen con relación a MORB en los alcalinos y alcalinos terreos. Significativamente, estos son los elementos más enriquecidos en los sedimentos y los elementos más solubles. En relación con MORB, AIV tienden a ser empobrecido en Nb, y Ta, y algunas veces en Ti, Hf, y Zr.

• Estos son los elementos menos enriquecidas en los sedimentos, y son generalmente altamente insoluble en soluciones acuosas debido a sus altos ratios de carga iónica al radio (Z/r).


Leer White pag 519 -520


White pag 521

Elementos traza

E-MORB presentan:

- patrones de REE con

enriquecimiento en las LREE.

- La/Sm > 1.8 (cuadros azules)

N-MORB

- patrones de REE con

empobreciemiento en las LREE.

- La/Sm < 0.7 (triángulos rojos)

T-MORB

MORBs transicionales entre E-MORB

y

N-MORB (círculos verdes).

Figura 3.17. Datos de MORB de Schilling et al. (1983) Amer. J. Sci., 283, 510-586. 27/09/2015 19 Geoquimica la Corteza

Elementos traza (2)

Figura 3.19. Patrones multilelementos para N-MORB y E-MORB comparados con los de OIB.

0.1

1

10

100

Cs

Rb

Ba

Th U

Nb

Ta

K2O La

Ce

Pb Pr

Sr

Nd Zr

Hf

Sm Eu

TiO

2

Gd

Tb

Dy

Ho Er

Yb Y Lu

MU

ES

TR

A / M

an

to P

rim

itiv

o

N-MORB

E-MORB

OIB

Figura 3.18. Relaciones La/Sm en MORBs, normalizadas a valores del manto primitivo, en función de la latitud a lo largo de la Dorsal Mesoatlántica. Tomado de Hoffmann (2003)


Isotopic Composition and Sediment Subduction

• Island arcs overlie subduction zones, which raises the obvious question of the degree to which subducting oceanic crust and sediment might contribute to island arc magmas.

• These questions have been most successfully addressed through isotope geochemistry.

• Sr isotope ratios are generally higher, and Nd isotope ratios generally lower than in MORB, with 87Sr/86Sr ratios around 0.7033 and eNd of +8 being fairly typical of intraoceanic IAV (Hawkesworth et al., 1991). Though there is considerable overlap with oceanic basalts (MORB and


Isótopos

N-MORB: 87Sr/86Sr < 0.7035 143Nd/144Nd > 0.5030

fuente del manto

empobrecida

E-MORB:

Se extienden a valores más

enriquecidos de 87Sr/86Sr y 143Nd/144Nd

fuente del manto

más enriquecida

Figura 3.20. Datos de Ito et al. (1987) Chemical Geology, 62, 157-176; y LeRoex et al. (1983) J. Petrol., 24, 267-318.


Isótopos (2)

- MORBs tienen su origen en regiones del manto con diferente composición

- El manto bajo las cuencas oceánicas no es homogéneo:

N-MORBs provienen del manto superior empobrecido

E-MORBs provienen de una fuente enriquecida más profunda

T-MORBs representan la mezcla de magmas tipo N y tipo E que ocurre

durante el ascenso y/o en cámaras magmáticas someras.

206Pb/204Pb: aprox. 17 – 19.75 207Pb/204Pb: aprox. 15.3 – 15.7

15.3

15.4

15.5

15.6

17 17.5 18 18.5 19 19.5 20

206Pb/

204Pb

207P

b/2

04P

b

Océano Índico

Dorsal Midatlántica

Dorsal del Pacífico Este

Figura 8.21.


Composition of the Continental Crust White Pag. 530

• La corteza continental es extremadamente heterogénea, por lo tanto la tarea de estimar su composición general es difícil. Además, sólo la parte superior de la corteza continental se expone a un muestreo directo: el pozo más profundo, perforado por los rusos en la península de Kola ha llegado a sólo 12 km y el espesor medio de la corteza continental está a unos 35 km.

• Por lo tanto, los geoquímicos deben depender en gran medida de las inferencias hechas a partir de observaciones indirectas para estimar la composición de la corteza continental. Comenzando partir de Clarke (1924) y Goldschmidt (1933), se han realizado una serie de tales estimaciones de la composición de la corteza continental.

• Estos se han convertido cada vez más sofisticados con el tiempo. Entre los trabajos más citados son los de Taylor y McLennan (1985, 1995), Weaver y Tarney (1984) y Shaw et al. (1986). Dos estimaciones muy recientes son los de Rudnick y Fountain (1995) y Wedepohl (1995).


3.2 La Corteza Continental

Los continentes ocupan el 41.2% (2.10*108 km2) de la superficie terrestre, de los cuales el 71.3% (1.5 *108 km2 ) se encuentran sobre el nivel del mar. El volumen de la corteza es de 7.35 *109 km3. La densidad promedio estimada para la corteza varía de 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. El espesor promedio de la corteza es de ~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.

Figura 3.32. Sección esquemática de la tierra.


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.

Se ha establecido sísmicamente 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 72 Cuarzodiorita 8 Carbonatos 15 Diorita 1 Areniscas 11 Gabro 13 Evaporitas 2 Sienita, anortosita, peridotita 1

Tabla 3.2. 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 3.34. 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 3.36. Comparación de la concentración de

elementos en loes con el estimado de la corteza

superior. Taylor y McLennan (1985).

Figura 3.35. Patrones de elementos de la Tierras Raras del

compósito de Lutita Post arqueana 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).

Debido a que los patrones de REE en diversos sedimentos son muy similares, se considera que 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 sedi-mentos finos (loes, lutitas), que representan un compósito natural de las diversas litologías.

Loes glacial es poco susceptible a procesos de fraccionamiento por intemperismo. Se presenta enriquecimiento en SiO2, Hf, y Zr debido a la acumulación de minerales resistentes (cuarzo, zircón), que no son fácilmente dispersados por agua y/o viento. También empobrecimiento en Na y Ca por lixiviación.


Tabla 3.3 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 colisionales 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 correspondientes a la corteza inferior, representan tal vez una mejor muestra directa de la corteza inferior, pero son escasos.

Figura 8.37. Histograma de SiO2. n representa el

número de muestras analizadas. Rudnick y Fountain

(1995). 27/09/2015 31 Geoquimica la Corteza

Composición de la Corteza Continental Media e Inferior

Tabla 3.5. 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 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 27/09/2015 32 Geoquimica la Corteza

Distribución de los elementos en

la Corteza

• La corteza esta fm x O2 y Si, toda la cort esta formado por silicatos, Los Silc también contienen metales, de ellos el Ca…Mg bases

• Hay variación entre la CO y CC

• El. May: > 1% : comp. oxid • El. Men: 0,1 – 1% : Ti,P,Mn,H. • El. Traza: < =,1%

– 0.1 -0.01%= C, F, S, Cl, V, Cr, Mn, Ni, Rb, Sr, Zr, Ba.

– 0,01-0,001%: Li, B, Co, Cu, Zn, Ga, Y, Nb, Sn, Pb, Ce

– 0,001- 0,0001%:Be, Sc, Ge, As, Br, Mo, Cs, Hf, Ta, W, U.

– 0,0001-0,00001: Cd, In, I, Hg, Tl, Bi.

– 0,00001-0,000001%:Se,Pd,Ag – 0,000001- 0,0000001%:

Ir,Pt,Au.

Distribución de los elementos en rocas y minerales

Rango de concentración de elementos en ppm en rocas igneas, sedimentarias y metamórficas y promedio en la corteza

Composición global de la corteza continental

Tabla 3.6. 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 3.42. Abundancia de elementos incompatibles

normalizada a manto primitivo en diferentes estimados.

Tomado de Rudnick y Gao (2003).


Comparación entre los diferentes niveles de la corteza continental

Figura 3.43. (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). La corteza media tiene una composición intermedia entre la superior y la inferior.


Figura 3.44. 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 3.45. Relaciones isotópicas de Sr y Nd en

(a) granulitas y xenolitos de la corteza inferor y

(b) la corteza continental en general.

Figura 3.46. 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.


Edad de la Corteza Continental

La edad de la corteza ha sido determinada principalmente por fechamientos U-Pb en zircones y con edades modelo Sm-Nd. Especialmente las edades de U-Pb en zircón son 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 (4.15 Ga; Frounde et al., 1983) y Jack Hills, (4.2 – 4.3 Ga). Los zircones se encuentran en rocas metasedimentarias más jóvenes (3 – 3.5 Ga) - Canadá: Acasta gneiss, Provincia Slave, (3.96 Ga; Bowring et al., 1989). Esta edad se inter- preta como la edad de cristalización del proto- lito de los gneises. Estas rocas tienen valores negativos de eNd inicial, que pudieran indicar la derivación de corteza aún más antigua.


5 geoquimica

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