La evolución de la corteza terrestre implica la formación, destrucción y renovación de la capa exterior rocosa en la superficie de ese planeta .
La variación en la composición dentro de la corteza terrestre es mucho mayor que la de otros planetas terrestres . Marte , Venus , Mercurio y otros cuerpos planetarios tienen cortezas relativamente casi uniformes a diferencia de la Tierra, que contiene placas tanto oceánicas como continentales. [1] Esta propiedad única refleja la compleja serie de procesos de la corteza que han tenido lugar a lo largo de la historia del planeta, incluido el proceso en curso de la tectónica de placas .
Los mecanismos propuestos con respecto a la evolución de la corteza terrestre adoptan un enfoque teórico. La evidencia y las observaciones geológicas fragmentarias proporcionan la base para soluciones hipotéticas a problemas relacionados con el sistema primitivo de la Tierra. Por lo tanto, una combinación de estas teorías crea tanto un marco de comprensión actual como una plataforma para estudios futuros.
Corteza temprana
Mecanismos de formación temprana de la corteza
La Tierra primitiva estaba completamente fundida. Esto se debió a las altas temperaturas creadas y mantenidas por los siguientes procesos:
- Compresión de la atmósfera temprana
- Rotación axial rápida
- Impactos regulares con planetesimales vecinos. [2]
El manto permaneció más caliente que las temperaturas modernas en todo el Arcaico . [3] Con el tiempo, la Tierra comenzó a enfriarse a medida que la acreción planetaria se desaceleraba y el calor almacenado dentro del océano de magma se perdía en el espacio por la radiación .
Una teoría para el inicio de la solidificación del magma establece que una vez que se enfríe lo suficiente, la base más fría del océano de magma comenzaría a cristalizar primero. Esto se debe a que la presión de 25 GPa en la superficie hace que el sólido baje. [4] La formación de una fina 'corteza fría' en la superficie extrema proporcionaría aislamiento térmico a la subsuperficie poco profunda, manteniéndola lo suficientemente caliente como para mantener el mecanismo de cristalización del océano de magma profundo. [4]
La composición de los cristales producidos durante la cristalización del océano de magma varió con la profundidad. Los experimentos que involucran el derretimiento del magma de peridotita muestran que en las profundidades del océano (> ~ 700 m), el principal mineral presente sería Mg- perovskita , mientras que el olivino dominaría en las áreas menos profundas junto con sus polimorfos de alta presión, por ejemplo, granate y majorita . [5]
Una teoría que contribuye a la formación de la primera corteza continental es a través del magmatismo plutónico intrusivo . El producto de estas erupciones formó una litosfera caliente y espesa que experimentó un ciclo regular con el manto. [6] El calor liberado por esta forma de vulcanismo, además de ayudar a la convección del manto , aumentó el gradiente geotérmico de la corteza temprana. [7]
Dicotomía de la corteza
La dicotomía de la corteza es el contraste distintivo en la composición y naturaleza de las placas oceánica y continental, que juntas forman la corteza general.
Momento
En la actualidad, las cortezas oceánicas y continentales se producen y mantienen mediante procesos de tectónica de placas. Sin embargo, es poco probable que los mismos mecanismos hayan producido la dicotomía cortical de la litosfera temprana. Se cree que esto es cierto sobre la base de que secciones de la litosfera continental delgada y de baja densidad que se cree que originalmente cubrían el planeta no podrían haber sido subducidas unas debajo de otras. [8]
En consecuencia, se ha propuesto un momento relativo propuesto para la dicotomía de la corteza que indica que la dicotomía comenzó antes del comienzo de la tectónica de placas global. Esto es por lo que podría establecerse una diferencia en la densidad de la corteza para facilitar la subducción de la placa. [8]
Formación
Cráteres de impacto
Se pueden reconocer cráteres de impacto grandes y numerosos en los cuerpos planetarios de todo el Sistema Solar. Se cree que estos cráteres se remontan a un período en el que hubo una mayor frecuencia e intensidad de impactos de asteroides con planetas terrestres, conocido como el Bombardeo Pesado Tardío , que terminó hace aproximadamente 4 mil millones de años. [9] Esta propuesta continúa afirmando que la Tierra también habría sufrido la misma intensidad relativa de cráteres que otros planetesimales del Sistema Solar . Por lo tanto, solo debido a las altas tasas de erosión de la Tierra y la tectónica de placas constante, los cráteres no son visibles hoy. Al aumentar el número y el tamaño de los cráteres de impacto observados en la Luna para que se ajusten al tamaño de la Tierra, se predice que al menos el 50% de la corteza inicial de la Tierra estaba cubierta por cuencas de impacto. [8] Esta estimación proporciona un límite inferior del efecto que los cráteres de impacto tuvieron en la superficie de la Tierra.
Efectos
Los principales efectos de los cráteres de impacto en la litosfera temprana fueron:
- Formación de grandes cráteres. El rebote isostático ajustaría la profundidad de los cráteres haciéndolos relativamente poco profundos en comparación con su diámetro; [10] algunos alcanzan los 4 km de profundidad y 1000 km de diámetro. [8]
- División topográfica entre las cuencas de impacto bajas y la superficie ahora elevada. [9]
- Liberación de presión en la superficie debido a la eliminación de la sobrecarga . Esto produjo un mayor aumento de temperatura con la profundidad por debajo de la superficie. El aumento de las temperaturas de la superficie provocó el derretimiento parcial del manto que entró en erupción y se depositó dentro de las cuencas superficiales. El manto de pirolita habría producido derretimientos parciales basálticos , en contraste compositivo con la corteza siálica existente . [8]
Se interpreta que la magnitud de estos impactos, con un alto nivel de incertidumbre, ha convertido aproximadamente la mitad de la corteza 'continental' en maría terrestre , [11] proporcionando así un método para la formación de la dicotomía cortical, como se ve hoy. [10]
Tipos de corteza
Corteza primordial
La cristalización inicial de minerales del océano de magma formó la corteza primordial.
Una posible explicación de este proceso afirma que la solidificación resultante del borde del manto tuvo lugar aproximadamente 4,43 Ga. Esto posteriormente produciría continentes compuestos de komatiita , una roca ultramáfica rica en magnesio con un alto punto de fusión y baja viscosidad dinámica . [12] Otra línea de investigación sigue esto, proponiendo que las diferencias en las densidades de los cristales recién formados provocan la separación de las rocas de la corteza; corteza superior compuesta en gran parte por gabros fraccionados y corteza inferior compuesta por anortositas . [13] El resultado general de la cristalización inicial formó una corteza primordial de aproximadamente 60 km de profundidad. [13]
La falta de certeza sobre la formación de la corteza primordial se debe a que no quedan ejemplos en la actualidad. Esto se debe a las altas tasas de erosión de la Tierra y a la subducción y posterior destrucción de las placas tectónicas a lo largo de su historia de 4.5 Ga. [12] Además, durante su existencia, se cree que la corteza primordial se rompió y se volvió a formar regularmente por impactos que involucraron a otros planetesimales. [13] Esto continuó durante varios cientos de millones de años después de la acreción , que concluyó aproximadamente en 4.4 Ga. [11] El resultado de esto sería la alteración constante en la composición de la corteza primordial, aumentando la dificultad para determinar su naturaleza. [11]
Corteza secundaria
El reciclaje de la corteza primordial existente contribuye a la producción de corteza secundaria. La fusión parcial de la corteza existente aumenta el contenido máfico de la masa fundida produciendo una corteza secundaria basáltica. [14] Otro método de formación debido a la desintegración de elementos radiactivos dentro de la Tierra liberando energía térmica y eventualmente causando el derretimiento parcial del manto superior, produciendo también lavas basálticas. [15] Como resultado, la mayor parte de la corteza secundaria de la Tierra se forma en las dorsales oceánicas que forman la corteza oceánica.
Corteza terciaria
La corteza continental actual es un ejemplo de corteza terciaria. La corteza terciaria es el tipo de corteza más diferenciado y, por lo tanto, tiene una composición muy diferente a la de la Tierra en masa. [16] La corteza terciaria contiene más del 20% de la abundancia de elementos incompatibles , que son elementos con un tamaño o carga que les impide ser incluidos en la estructura mineral. [16] Esto es el resultado de su generación a partir de la subducción y fusión parcial de la corteza secundaria donde sufre una cristalización fraccionada adicional . Dos etapas de evolución producen una mayor proporción de elementos incompatibles. [dieciséis]
Iniciación de la tectónica de placas
Subducción inducida por penacho
La formación y desarrollo de plumas en el manto temprano contribuyó a desencadenar el movimiento lateral de la corteza a través de la superficie de la Tierra. [18] El efecto de las plumas del manto en la litosfera se puede ver hoy a través de depresiones locales alrededor de puntos calientes como Hawai . La escala de este impacto es mucho menor que la exhibida en el eón Arcaico donde las temperaturas del manto eran mucho mayores. Áreas localizadas de manto caliente subieron a la superficie a través de una cuña de pluma central, debilitando la litosfera dañada y ya delgada. [7] Una vez que la cabeza de la pluma rompe la superficie, la corteza a ambos lados de la cabeza es empujada hacia abajo a través de la conservación de la masa, iniciando la subducción. [19] El modelado numérico muestra que solo las plumas fuertemente energéticas son capaces de debilitar la litosfera lo suficiente como para romperla, tales plumas habrían estado presentes en el manto arcaico caliente. [20]
La subducción pre-tectónica también se puede inferir del vulcanismo interno en Venus. Artemis Corona es una gran columna formada por el afloramiento de magma derivado del manto y está en una escala potencialmente comparable a la del manto Arcaico. [1] Los modelos que utilizaron sus características conocidas mostraron que el magmatismo continuo del calor conductor a través de la columna causaba un colapso gravitacional. El peso del colapso provocó la expansión de la corteza circundante hacia el exterior y la subsiguiente subducción alrededor de los márgenes. [21] La naturaleza anhidra de la corteza de Venus evita que se deslice entre sí, mientras que mediante el estudio de los isótopos de oxígeno, la presencia de agua en la Tierra se puede confirmar a partir de 4,3 Ga. [22] Por lo tanto, este modelo ayuda a proporcionar mecanismo de cómo la tectónica de placas podría haberse activado en la Tierra, aunque no demuestra que la subducción se inició en la primera presencia confirmada de agua en la Tierra. Según estos modelos, el inicio de la subducción y la tectónica de placas está fechado en 3.6 Ga. [21]
Bombardeo pesado tardío
Los cráteres de impacto también tuvieron consecuencias tanto para el desarrollo de la subducción inducida por la pluma como para el establecimiento de la tectónica de placas global. [9] El aumento de los gradientes geotérmicos podría haber mejorado directamente el transporte del manto convectivo, que ahora bajo una litosfera cada vez más fracturada podría haber creado tensiones lo suficientemente grandes como para causar grietas y la separación de la corteza en placas. [9]
Tasas de crecimiento de la corteza
Datación litológica
Las tasas de crecimiento de la corteza se pueden utilizar para calcular estimaciones de la edad de la corteza continental. Esto se puede hacer mediante el análisis de rocas ígneas con la misma composición isotópica que la roca del manto inicial. Estas rocas ígneas están fechadas y se supone que son una evidencia directa de la formación de una nueva corteza continental. [22] Las edades resultantes de las rocas ígneas isotópicamente juveniles dan picos distintos, que representan una mayor proporción de roca ígnea y, por lo tanto, un mayor crecimiento de la corteza, a 2.7, 1.9 y 1.2 Ga. La validez de estos resultados se cuestiona ya que los picos podrían representar períodos preservación en lugar de una mayor generación de corteza continental. Esto se ve reforzado por el hecho de que tales picos no se observan en el tiempo geológico reciente, donde se da que el magmatismo resultante de la subducción de las placas ha contribuido en gran medida a producir nueva corteza. [23]
Las tasas de crecimiento de la corteza de las rocas ígneas se pueden comparar con las tasas generadas a partir de las proporciones de isótopos radiogénicos en las rocas sedimentarias. Las proyecciones de las tasas de crecimiento que utilizan estas técnicas no producen picos escalonados, sino curvas suaves y poco profundas que presentan una tasa más constante de crecimiento de la corteza. [23] Aunque representativos de grandes períodos de tiempo, se encuentran limitaciones donde las muestras no representan únicamente eventos de producción magmática. En cambio, las muestras incluyen la mezcla de sedimentos que produce una mezcla de proporciones de isótopos originales y alterados. [23]
Citas con circón
Los minerales de circón pueden ser tanto granos detríticos de rocas sedimentarias como cristales en rocas ígneas. Por lo tanto, una combinación de formas de circón puede proporcionar una estimación más precisa de las tasas de crecimiento de la corteza. Además de esto, los minerales de circón pueden someterse a análisis de proporción de isótopos de Hf y O. [22] Esto es importante ya que los isótopos de Hf indican si una roca se origina en el manto o en una roca existente. Los altos valores de δ 18 O de los circones representan rocas recicladas en la superficie de la Tierra y, por lo tanto, pueden producir muestras mixtas. [24] El resultado de este análisis combinado son circones válidos que muestran períodos de aumento de la generación de la corteza en 1.9 y 3.3 Ga, el último de los cuales representa el período de tiempo posterior al comienzo de la tectónica de placas global. [23]
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