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UNIVERSIDAD NACIONAL DEL ALTIPLANO PUNO Escuela Profesional de Ingeniería Geológica Curso Geoquímica

Cap3a. Interacción Manto Corteza Preparado por: Miguel Calcina B. Fuente: H. Rivera, White cap12, Alberade Cap11,Maria Uhle Cap12. 27/09/2015

EPIG-UNA

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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.

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3.1 La corteza oceánica Dorsales Oceánicas

Figura 3.2. Distribución de dorsales mesooceánicas. 27/09/2015

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Características de la corteza oceánica 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.

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

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Estructura de la corteza oceánica

En la corteza oceánica se han distinguido cuatro capas por medio de:

1. Sedimento 2A. Lavas almohadilladas

1. Estudios de velocidades sísmicas

2B. Enjambre de diques

2. Programa de perforación oceánica profunda (Deep See Drilling Program).Sólo capas superficiales.

3A. Gabro isotrópico

3. Estudio de complejos ofiolíticos 3B. Gabro bandeado

Figura 3.4. Sección esquemática de la corteza oceánica, indicando las capas que han sido identificadas. 27/09/2015 Geoquimica la Corteza

4. Rocas ultramáficas 5

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.

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

~ Moho

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. 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 Figura 3.5. Litología y espesor de una secuencia ofiolítica con xenolitos de harzburgita. Después se tienen típica, basada en la Ofiolita Samial, Oman. (Boudier y harzburgita y dunita que representan el residuo no Nicolas, 1985, Earth Planet. Sci. Lett., 76, 84-92) Geoquimica la Corteza 27/09/2015 7 fundido del manto original (no bandeado).

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. FeO tot

Series toleíticas

Series calcoalcalinas

Na2O + K2O

MgO

Fig. 3.10. Los basaltos de dorsales oceánicas siguen la Fig. 3.11. La secuencia de cristalización común en MORBs tendencia de diferenciación de series toleíticas, con (punto azul) es: olivino ( espinela de Mg-Cr)  fuerte enriquecimiento en Fe en las fases iniciales Geoquimica debido la Corteza olivino + plagioclasa ( espinela de Mg-Cr)  27/09/2015 8 a la cristalización tardía de óxidos de Fe y Ti.. olivino + plagioclasa + clinopyroxeno

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 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 #

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.

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Promedio de 1,266 análisis de basaltos de la dorsal del Pacífico del Este (C. Langmuir). 27/09/2015

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Composición de por MORBs Tendencias generadas 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).

CaO y Al2O3 disminuyen FeO/MgO aumenta Na, K, Ti y P son incompatibles

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 27/09/2015 presiones bajas ( 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) 27/09/2015 Geoquimica la Corteza Amer. J. Sci., 283, 510-586.

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Elementos traza (2) 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)

MUESTRA / Manto Primitivo

100

10

1

N-MORB E-MORB OIB

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Y

Patrones multilelementos para N20 MORB y E-MORB comparados con los de OIB.

Lu

Er

Yb

Ho

Tb

Dy

Gd

Eu

TiO2

Sm

Zr

Hf

Sr

Nd

Pr

Pb

La

Ce

Ta

K2O

U

Figura 3.19. Geoquimica la Corteza

Nb

Th

Ba

Rb

Cs

0.1

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 27/09/2015

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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.

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Isótopos (2)

15.5

207

Pb/204Pb

15.6

15.4

Océano Índico Dorsal Midatlántica Dorsal del Pacífico Este

15.3 17

17.5

18

18.5

19

19.5

20

206

Pb/204Pb

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

Figura 8.21.

- 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 27/09/2015 Geoquimica la Corteza durante el ascenso y/o en cámaras magmáticas someras.

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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).

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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.

3.2 La Corteza Continental

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. 27/09/2015

Figura 3.32. Sección esquemática de la tierra.

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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:

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

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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.

Tabla 3.2. Abundancia de rocas ígneas y sedimentarias en la Corteza Superior. Rocas Plutónicas Volumen % Granito, Granodiorita 77 Cuarzodiorita 8 Diorita 1 Gabro 13 Sienita, anortosita, peridotita 1

Rocas sedimentarias Lutitas Carbonatos Areniscas Evaporitas

Volumen % 72 15 11 2

Taylor y McLennan (1985). 27/09/2015

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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.

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.

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Figura 3.34. Comparación de estimados de la composición promedio de la corteza superior de Eade y Fahrig (1971) y Shaw 28 (1967).

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 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).

Figura 3.36. Comparación de la concentración de elementos en loes con el estimado de la corteza superior. Taylor y McLennan (1985).

Loes glacial es poco susceptible a procesos Debido a que los patrones de REE en de fraccionamiento por intemperismo. Se diversos sedimentos son muy similares, se presenta enriquecimiento en SiO2, Hf, y Zr considera que diferentes fuentes de rocas debido a la acumulación de minerales ígneas se mezclan eficientemente por resistentes (cuarzo, zircón), que no son intemperismo, erosión y sedimentación fácilmente dispersados por agua y/o viento. generando 27/09/2015 un compósito de la corteza Geoquimica la Corteza 29 También empobrecimiento en Na y Ca por continental superior.

Tabla 3.3 Composición de la Corteza Continental Superior

 Composición global: granodiorítica  Enriquecida en elementos incompatibles  Generalmente empobrecida en elementos compatibles.

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Estimación de Rudnick y Gao (2003), Composition of the Continental Crust, en Treatise of Geochemistry, vol. 3, The Crust: Elsevier, 30 1-64.

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 Figura 8.37. Histograma de SiO2. n representa el inferior, pero son escasos. 27/09/2015 Geoquimica la Corteza número de muestras analizadas. Rudnick y Fountain 31 (1995).

Composición de la Corteza Continental Media e Inferior

Elemento

Corteza inferior

Corteza media

Elemento

Corteza inferior

Corteza media

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. La corteza media tiene composición intermedia entre la corteza superior e inferior.

Tabla 3.5. Composición de la corteza inferior y media porpuesta por Rudnick y Gao (2003),

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Unidades como en Tabla 8.3 32

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

Figura 3.42. Abundancia de elementos incompatibles normalizada a manto primitivo en diferentes estimados. Tomado de Rudnick y Gao (2003).

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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: Weaver36y Geoquimica la Corteza Tarney (1984).

Comparación entre los diferentes niveles de la corteza continental 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). Figura 3.43. (a). REE normalizadas a condrito en la corteza La corteza media tiene una composición superior, media e inferior. (b). Abundancia de elementos en intermedia entre la superior y la inferior. la corteza media e inferior normalizada a corteza superior. 27/09/2015 Geoquimica la Corteza 37 Rudnick y Fountain (1995).

Comparación entre los diferentes niveles de la corteza continental

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). 27/09/2015

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Isótopos

Figura 3.46. Relaciones isotópicas de Pb en los reservorios geoquímicos principales. Valores típicos de la corteza continental inferior y superior están representados por xenolitos de la corteza inferior y sedimentos marinos modernos, respectivamente. Figura 3.45. Relaciones isotópicas de Sr y Nd en (a) 27/09/2015 granulitas y xenolitos de la corteza inferor y Geoquimica la Corteza (b) la corteza continental en general.

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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 interpreta como la edad de cristalización del protolito de los gneises. Estas rocas tienen valores negativos de eNd inicial, que pudieran indicar la derivación de corteza aún más antigua. 27/09/2015

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