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de las rocas lunares recuperadas en las misiones Apolo,se calcula que nuestro satélite se originó alrededor de30-50 Ma después de la formación de la Tierra. En unprincipio la Luna estaba cubierta por un océano de mag-ma de hasta 450 km de profundidad, pero luego lossilicatos más livianos cristalizaron formando las típicasanortositas de la superficie lunar. En los estadios finaleslas depresiones topográficas fueron rellenadas porcoladas de basalto formando las regiones oscuras de susuperficie – los llamados ‘mares’– en los que se han pre-servado los cráteres dejados por las sucesivas colisionesde meteoritos.

Luego del ‘gran impacto’ que separó la Luna, elbombardeo de asteroides de más de 300 km de diá-metro sobre la Tierra continuó al menos hasta los 3,8Ga. A partir de entonces, el tamaño de los cuerposimpactantes debió haber decrecido gradualmente,aunque hasta los 3,3 Ga las colisiones de cuerpos dehasta 100 km fueron todavía frecuentes. Se estima queeste bombardeo debe haber tenido una marcadaincidencia en los procesos que dieron origen a la vida(ver § 2.10).

2.4 LA TIERRA EN SUS INICIOS

Los cuatro planetas interiores del Sistema Solar (losllamados planetas terrestres), Mercurio, Venus, Tierra yMarte, están constituidos por silicatos y hierro y son másdensos (3,9 a 5,4 g/cm³) que los planetas más externos(también llamados jovianos) como Júpiter, Saturno,Urano y Neptuno (Plutón es bastante diferente), condensidades que varían entre 0,7 y 2,1 g/cm³ y formadosbásicamente por hidrógeno, helio, metano, amoníaco enestado gaseoso y escasos silicatos.

Como se sabe, los componentes de la Tierra estánclaramente diferenciados en tres envolturas o ‘capas’, elnúcleo, el manto y la corteza. El primero está formadoesencialmente por Fe y una menor proporción de Ni. Elmanto, en cambio, tiene una composición similar a la dela peridotita, una roca ultrabásica. La corteza de loscontinentes es diferente a la de los océanos. Determinarlos procesos que llevaron a esta diferenciación ha sidouno de los grandes temas teóricos de la geología. Lacorteza continental tiene una composición comparable ala de la andesita, mientras que la corteza oceánica estáformada por rocas de naturaleza basáltica. Se suponeque, en un comienzo, la estructura interna de la Tierraera relativamente homogénea, pero el proceso de dife-renciación debe haber comenzado muy temprano en suhistoria, alrededor de 10 Ma de años después de su for-mación (Fig. 2.4). Es posible que en la fase final de laformación de la Tierra haya ocurrido un fuerte calenta-miento por la acción combinada de la acreción de pla-netesimales (transformación de energía cinética encalórica) que tuvo su clímax entre 4,5 y 4 Ga. Tambiéncontribuyeron a aumentar el calor interno la compresióngravitatoria y la radioactividad de las rocas; esta últimahabría sido cinco veces mayor que en la actualidad. Así,en poco tiempo, la temperatura pudo haber alcanzado elpunto de fusión del hierro, de alrededor de 2000°C,menos refractario que los componentes silicatados.Por su densidad mayor, el hierro y otros metales si-derófilos se hundieron hacia el centro formando elnúcleo metálico, mientras que los compuestos silica-tados más livianos de Al, Ca, K y Na fueron desplazadosascendiendo a las envolturas más externas. En estelapso también se originó el campo magnético terrestre.Los volátiles, como el vapor de agua y diversos gases,llegaron a la superficie formando la primitiva atmósferay los primeros océanos. Se estima que la envolturagaseosa comenzó a ser retenida cuando la Tierra alcanzóalrededor del 40% de su tamaño actual. El colapsogravitacional que condujo a la formación del núcleoterrestre debe haber generado un calentamiento adicio-nal que fundió nuevamente parte de los silicatos delmanto, aunque no hay consenso acerca de la magnitud

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EON ARQUEANO

Figura 2.6. Simulación por computadora del impacto de un cuerpodel tamaño de Marte con la Tierra. El núcleo metálico aparece enazul y el manto en tonos rojizos. En la colisión parte del núcleo delcuerpo impactante es transferido a la Tierra; el resto del materialforma una pluma de rocas volatilizadas que luego darán origen a laLuna. Toda la secuencia duraría menos de 30 minutos (simulaciónrealizada por Cameron, del Harvard-Smithsonian Center forAstrophysics, Cambridge).

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de la fusión de los materiales más externos. Las principales incógnitas se refieren a la extensión

y naturaleza de la corteza primitiva, la edad y los pro-cesos de su formación, y las causas de la diferenciaciónde la corteza oceánica y continental. Ambos tipos decorteza tienen diferencias notables no sólo en sus carac-terísticas petrográficas sino también en su edad: Lasrocas continentales más antiguas, como dijimos, supe-ran los 3800 Ma, mientras que la corteza oceánica másantigua tiene sólo 180-190 Ma (edad Jurásica), aproxi-madamente 20 veces más joven que el basamento másantiguo de los continentes. Esto tiene un profundosignificado geológico pues revela que son los conti-nentes, por su imposibilidad de subducir en el manto,los que preservan los testimonios de la historia de laTierra desde la primera formación de corteza hastanuestros días. La corteza oceánica, por el contrario, esefímera pues se recicla una y otra vez en las zonas desubducción y de ella sólo suelen conservarse retazos enlos cinturones orogénicos, particularmente a lo largo delas suturas continentales. El estudio de la corteza oceá-nica actual, no obstante, aporta valiosos datos sobre lahistoria mesozoica y cenozoica, como veremos másadelante

2.5 LA FORMACIÓN DE LA CORTEZA PRIMITIVA YEL PAPEL DE LOS OCÉANOS

Al final de la etapa acrecional, la envoltura externade la Tierra estaba compuesta por silicatos fundidosformando un extenso ‘océano’ de magma. Al descenderla temperatura su parte más externa habría comenzadoa solidificarse originando los primeros núcleos decorteza. La presencia de circones de 4,2 Ga indica que notoda la Tierra estaba fundida y que ya había núcleoscorticales embrionarios sólo 160 millones de añosdespués de la acreción. El principal influjo de calorprovenía de los impactos de planetesimales que fundíany refundían localmente esta delgada corteza original,creando reservorios de magma que, por diferenciación,originaban materiales más livianos que quedaban en lasuperficie y silicatos más densos que tendían a hundirse.

En este escenario se generaron la envoltura ga-seosa y los primeros océanos, elementos cruciales en laevolución subsiguiente del planeta. La atmósfera pri-mitiva se originó a partir de gases emanados desde elinterior por un proceso conocido como desgasifica-ción del manto terrestre. Si bien la composición de laatmósfera arqueana es aun tema de especulación, hayconsenso en que era muy rica en CO2 (entre 10 y 100veces más que en el presente) y vapor de agua, ycontenía cantidades menores de nitrógeno, metano,amoníaco, dióxido de azufre y vestigios de oxígeno

producido por fotolisis de moléculas de agua en lascapas más altas. El agua provino de distintas fuentes: 1)por desgasificación, bajo la forma de vapor; 2) contenidaen el interior de los meteoritos que impactaron lasuperficie durante el ‘gran bombardeo’ y 3) formandoparte de cometas, que contienen abundante hielo. Alprincipio, es probable que la Tierra haya estado rodeadapor una densa envoltura de vapor. El CO2 disuelto en losocéanos reingresaba en el sistema hidrotermal pero enparte precipitaba como carbonatos. El resultado fue unadisminución neta de la concentración de CO2 en laatmósfera y la consiguiente disminución del efectoinvernadero. Esto contribuyó al enfriamiento, la con-densación del vapor de agua y la formación de la hidros-fera. Esta, además de seguir enfriando la superficie,jugó un papel decisivo en la ulterior diferenciación dela corteza continental. En el Sistema Solar los océanosconstituyen un rasgo exclusivo de nuestro planeta,aunque otros planetas como Marte o Venus puedenhaber tenido agua líquida superficial en algún momen-to de su historia. La presencia de agua en la Tierra pri-mitiva está corroborada por la existencia de rocassedimentarias de origen marino de más de 3,8 Ga y delavas en almohadilla, las que adquieren esa forma alsolidificarse rápidamente debajo del agua. Pero ¿huboagua líquida antes de esa época? ¿pueden estimarse lascondiciones de temperatura? Como se vio previamente,los únicos registros preservados de esa edad sonpequeños cristales de circón detrítico reciclados en rocasmás jóvenes. El circón es un mineral traza frecuente enrocas graníticas y más escaso en rocas máficas, como losbasaltos. Además de ser excelentes para fechar rocas(ver Capítulo 1) los circones proveen valores del isótopoestable del oxígeno O18, cuya proporción varía según lascondiciones de formación de las rocas ígneas. El análisisde circones de 4.2 Ga demostró que la proporción de O18

(8-10‰) es similar a la de los circones presentes en gra-nitoides formados a partir de un protolito alteradohidrotermalmente. A partir de esto, Valley et al. (2002)infirieron que en ese tiempo no sólo ya había océanossino que la temperatura de la superficie terrestre no eramuy distinta a la de épocas posteriores, posiblementemenor de 200°C. De otra forma, el agua estaría íntegra-mente bajo la forma de vapor.

Debido a la abundancia de komatiita (Fig. 2.7) encasi todos los núcleos arqueanos del mundo, se suponeque la corteza oceánica primitiva debió estar formadaesencialmente por esta roca, cuyo nombre se debe aque fue descripta por primera vez en afloramientosdel río Komati, en África del Sur. Se trata de una rocaultrabásica con alto contenido de óxido de Mg (más del18%) y bajo tenor de sílice (densidad 3,3 g/cm³) en la queel piroxeno cristaliza en forma de espinas (estructura

CAPÍTULO 2

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spinifex). Por sus características petrológicas y geoquí-micas se acepta que las lavas komatíticas se formarona una temperatura mayor de 1500°C, mucho más altaque la de las lavas actuales, que lo hacen a 1350°C. Sufrecuencia disminuye drásticamente en rocas más jó-venes, lo que indica que la temperatura externa de laTierra fue decreciendo a través del tiempo y que el flujotérmico de la Tierra arqueana era al menos tres vecesmayor que en el presente. Esto lleva a suponer que enel magma subyacente debieron desarrollarse enérgicascorrientes convectivas. Esta convección constituye unsistema de refrigeración mediante el cual las rocas máscalientes – y por ello menos densas – ascienden y liberancalor al exterior. En las zonas de divergencia de célulasconvectivas se habrían formado las primeras dorsalessubmarinas (Fig. 2.8A). Un aspecto importante es que lapérdida de calor en las dorsales es proporcional a la raízcúbica de la longitud de las mismas, por lo que, si el flujode calor en el Arqueano era tres veces mayor, la longitudde las dorsales debió ser inicialmente 27 veces mayorque en la actualidad. De no haber existido este sistemade enfriamiento, la Tierra se hubiera calentado al puntode fundir íntegramente las rocas de la corteza. Sinembargo, la existencia de rocas cristalizadas de más de 4Ga prueba que tal fusión generalizada no ocurrió. Lavelocidad de expansión de la delgada corteza oceánicadebió ser mayor que la actual y debió compensarse conel desarrollo de extensas zonas de subducción. De otraforma la Tierra habría expandido su volumen, de lo cualno hay evidencias convincentes.

Según el modelo de Condie (1986), a partir de lasdorsales submarinas se inició la formación de unaprimera corteza komatítica inestable. Por su alta den-sidad comenzó a hundirse formándose incipienteszonas de subducción, siendo rápidamente reciclada enel manto. Pero en cierto momento, debido al continuo

enfriamiento de la envoltura externa de la Tierra, lacorteza de komatiita hidratada hundida en las zonas desubducción se fundió sólo parcialmente generándosepor cristalización fraccionada magmas de composicióngranitoide que ascendieron formando arcos magmá-ticos de tipo insular (Fig. 2.8B). Estas rocas, que repre-sentan los primeros esbozos de corteza continental,eran trondhjemita, tonalita y granodiorita, de ahí sudenominación TTG. Se ha postulado que antes de los3,1 Ga el ángulo de subducción de la corteza komatíticaera muy bajo, por lo que casi no había interacción delmagma TTG con la cuña de manto suprayacente, peroen el Meso y Neoarqueano las tonalitas se fueron enri-queciendo en Cr y Ni lo que indica una mayor contami-nación con materiales del manto y, en consecuencia, unamayor inclinación de las zonas de subducción.

Un aspecto controvertido es el papel que jugaron enla génesis de la corteza continental determinados pro-cesos no vinculados a la tectónica de placas. Se creeque se produjeron reajustes de tipo vertical en sitiosdonde el basamento siálico fue cubierto por extensosflujos basálticos. Tal configuración debió ser inestableen términos gravitacionales debido a la inversión de

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EON ARQUEANO

Figura 2.7. Sección delgada de una komatiita vista con luz polarizadamostrando los cristales de piroxeno con estructura spinifex.

Figura 2.8. Representación esquemática de dos etapas en la formaciónde la corteza terrestre. A: formación de corteza komatítica en lasdorsales y posterior hundimiento. Intenso bombardeo de meteoritosde gran tamaño que refundían la corteza recientemente formada; B:estadio posterior donde se produjo la fusión parcial de la cortezaoceánica y la formación de la primera corteza continental de com-posición tonalítica (simplificado de Condie, 1986).

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las densidades, de modo que las rocas más densas sehundieron y parte de la corteza TTG fue removilizada yemplazada en forma de domos diapíricos, como seobserva actualmente en el cratón de Pilbara de Australia.En otras regiones, sin embargo, los procesos habríanestado más ligados a deformación tangencial como laque se produce en las zonas de convergencia de placas.

2.6 DISTRIBUCIÓN ACTUAL DE LOS CRATONES

Los terrenos precámbricos tienen gran extensión entodos los continentes. Las rocas de edades mayores de2,5 Ga (Arqueano) son mucho más restringidas que lasdel Proterozoico y representan en su conjunto no másdel 3% de la superficie del planeta (Fig. 2.9). Estos nú-cleos de rocas precámbricas se denominan cratones. Suparte aflorante, de escaso relieve, forma los escudos,mientras que la que yace bajo una cubierta sedimentariaconstituye las plataformas (a veces, sin embargo, sueleincluirse bajo el nombre de ‘plataforma’ tanto las rocasprecámbricas aflorantes como su cubierta fanerozoica).Por su rigidez y estabilidad tectónica, los cratonesforman el armazón estructural de los continentes. En laperiferia de los cratones se desarrollaron las regiones

‘móviles’ de la Tierra correspondientes a los extensoscinturones orogénicos fanerozoicos. En América del Surestán representados por las fajas orogénicas Caribe yAndina.

Un rasgo llamativo, aun poco comprendido, es quelos cratones más antiguos poseen una extensa raíz oquilla situada entre 250 y 350 km de profundidad, talcomo lo evidencian las velocidades anormalmente altasde las ondas sísmicas. Esto significa que las raíces sonrelativamente frías (hay menor cantidad de roca fun-dida). A profundidades del orden de 120-150 km y atemperaturas menores de 1000°C se produce la fase detransición grafito-diamante, por lo que los diamantesson casi exclusivos de los cratones arqueanos (King,2005).

De acuerdo a su distribución geográfica actual sereconocen dos conjuntos de escudos, los septentrio-nales y los australes (Fig. 2.9). Entre los primeros estánlos escudos Lauréntico (o Canadiense), de Groenlandia,Báltico (o Fenoscándico), Siberiano y Sínico (formadopor los cratones Sino-Coreano, de Yangtzé y de Tarim).

El escudo Lauréntico (o Canadiense) está formadopor diversos núcleos arqueanos (Superior, Hearne, Rae,Slave, Wyoming) y orógenos paleoproterozoicos (2,0-1,8

Ga) de tipo colisional, como severá en el Capítulo 3 (Fig. 2.10).El orógeno colisional Trans-Hudson es uno de los más ex-tensos. Hay evidencias paleo-magnéticas que sugieren quelos cratones Superior y Hearneestuvieron separados por unocéano de más de 4000 km deanchura y la colisión entreambos, de acuerdo a las data-ciones, se produjo a los 1,9-1,8Ga.

El Escudo Báltico estácubierto por una potente se-cuencia proterozoica y fane-rozoica que constituye la Pla-taforma Rusa, por lo que sóloestán bien expuestos el cra-tón Fenoscándico, en el NOde la región escandinavia, yel cratón Ucraniano, en el SE(Fig. 2.11). A partir de estudiosgeofísicos y de perforacio-nes profundas se ha puestoen evidencia que debajo de lacobertura sedimentaria de laplataforma del este de Europahay extensas áreas de rocas ar-

CAPÍTULO 2

Figura 2.9. Distribución actual de los cratones del Arqueano y del Paleoproterozoico. Las rocasproterozoicas están en parte cubiertas por sedimentos fanerozoicos y por un manto de hielo en lospolos, especialmente en Antártida (simplificado de Zhou et al., 2002).

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queanas y proterozoicas con diferentes historias geo-lógicas, por lo que actualmente se divide al basamentode esta región en los bloques Sarmatia, Fenoscandia yVolgo-Uralia (Zhao et al., 2002). Estos se amalgamarona los 1,9-1,8 Ga y las suturas están representadas porlos orógenos Ruso Central y Pechemel. A su vez, elescudo de Fenoscandia está formado por dos cratonesmás pequeños, Kola y Karelia, unidos también por unorógeno colisional.

Los principales escudos australes son los deGuayana, Amazonas, San Francisco, Africano, Índico,Australiano y Antártico. Desde fines del Proterozoicoformaron parte del supercontinente Gondwana que sefragmentó durante el Mesozoico luego de permanecerunido durante casi 500 Ma. Muchos de estos escudosencierran unidades menores. En el cratón Africano, porejemplo, se reconocen el escudo Nor-Africano, delCongo y de Kapvaal-Zimbabwe, entre otros. Dado quelos escudos son litológica y estructuralmente muy hete-rogéneos, es más frecuente el uso de provincias o do-minios corticales. Con este término se designan áreas decorteza caracterizadas por determinadas asociacionespetrotectónicas, lineamientos estructurales, patrones demetamorfismo, rangos de edades radimétricas y signa-turas isotópicas. Todos estos rasgos reflejan un deter-minado contexto geodinámico y una particular historiade deformación. Estos dominios corticales están limi-

tados por discontinuidades estructurales tales comomegasuturas o zonas de cizalla. La provincia CentralAmazónica del escudo Brasiliano, la provincia Pilbaradel escudo Australiano y la provincia Superior delescudo Canadiense son buenos ejemplos. Dado queactualmente están rodeados de orógenos más jóvenesse presume que durante el Arqueano fueron elemen-tos independientes que se amalgamaron en un cicloposterior. Sin embargo, la posición geográfica originalde los cratones arqueanos es una cuestión aun noresuelta. La causa de esta incertidumbre es la dificul-tad de aplicar los métodos clásicos (paleomagnetismo,

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EON ARQUEANO

Figura 2.10. Principales provincias corticales del Escudo Canadiense.Los cratones arqueanos están suturados por orógenos paleo-proterozoicos (en negro). En la periferia del escudo hay orógenosmás jóvenes (simplificado de Hoffman, 1988).

Figura 2.11. Arriba: bloques arqueanos y proterozoicos del EscudoBáltico. En el sector noreste de la península escandinava los cratonesKola y Karelia están suturados mediante un cinturón orogénico.Abajo: interpretación geodinámica de la aproximación y colisión delos cratones arqueanos (simplificado de Zhou et al., 2002).

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paleobiogeografía) a rocas de esta edad. Todo indica queal menos desde los 3,5 Ga existió un campo magnéticocon características similares al actual. Sin embargo, lospaleopolos confiables para el Arqueano son aun muyescasos debido a la sobreimposición de eventos másjóvenes. Las evidencias paleontológicas son inaplicablesdebido a la extrema rareza de fósiles. A pesar de estaslimitaciones, Aspler y Chiarenzelli (1998) especularonque en el Neoarqueano hubo dos grandes continentes.Uno de ellos, denominado Kenorlandia, comprendía lasprovincias arqueanas de Norteamérica (provinciasSlave, Superior, Wyoming), Fenoscandia (provinciaKareliana de la región Báltica) y Siberia (provinciaAldan) las que, de acuerdo a los datos paleomagnéticos,habrían estado cerca del ecuador. El otro continentehabría estado formado por los cratones Kapvaal yZimbabwe (Sudáfrica), San Francisco (Brasil) y Pilbara(Australia), y posiblemente la India y parte de Antártida.Los bloques de Pilbara, Kapvaal y Antártida fueronreferidos al supercontinente de Vaalbara (Cheney, 1996).El desarrollo de sucesiones litológicas de margen pasi-vo bordeando los núcleos arqueanos (por ejemplo, laProvincia Superior) marcan los límites de este super-continente. La ruptura de Kenorlandia habría comen-zado hacia los 2,5 Ga y se correlaciona con la efusiónde enormes volúmenes de basaltos continentales eintrusión de diques de gabro. En el noreste del EscudoBáltico (Provincia Kola), por ejemplo, se acumularoncerca de 8 km de rocas volcánicas bimodales con unaedad de 2,5-2,1 Ga formando un cinturón de alrededorde 1000 km de longitud. La ruptura del megacontinente‘austral’ habría comenzado antes, hacia los 2,6 Ga. Ladispersión de los bloques arqueanos de Kenorlandiahabría culminado hacia los 2,1 Ga. Curiosamente, enmuchas de estas áreas las secuencias de rift, formadaspor conglomerados y areniscas continentales, se asociancon depósitos glaciales de edad paleoproterozoica (2,4a 2,2 Ga), lo que permite inferir que una vasta glacia-ción tuvo lugar en estos continentes antes de su ruptura(ver § 3.5).

2.7 ASOCIACIONES LITOLÓGICAS ARQUEANAS

En la mayor parte de los escudos las rocas ar-queanas están constituidas por dos tipos de terrenosque difieren en su composición litológica y grado demetamorfismo: 1) los cinturones de rocas verdes(‘greenstone belts’), que son terrenos lineales o de formairregular, metamorfizados en facies de esquistos verdes-anfibolita e intruidos por cuerpos graníticos de diversanaturaleza, y 2) terrenos con metamorfismo de alto gra-do, formados básicamente por complejos de gneises gra-nulíticos y migmatitas. En las provincias Slave y Su-

perior del escudo Canadiense, situadas al norte de losgrandes lagos, se observa particularmente bien la rela-ción espacial entre estos dos tipos de terrenos (Figs. 2.10,2.12).

Las asociaciones de rocas verdes son estructural yestratigráficamente complejas y muestran diferenciasimportantes en el estilo tectónico y composición segúnlas distintas provincias corticales, lo que indica que notodas se originaron por los mismos procesos. Del puntode vista económico, los cinturones de rocas verdes sonde enorme interés pues encierran importantes yaci-mientos de oro, plata, cobre, hierro, cromo, níquel,manganeso y bario, entre otros. En general, estos cin-turones son ensambles de diversos tipos de rocas enlos que se reconocen al menos tres asociaciones quereflejan distinta génesis: 1) potentes sucesiones de flu-jos de basaltos toleíticos con estructuras en almohada,komatiita, tufitas félsicas, hierro bandeado (ver el pun-to siguiente), chert y rocas clásticas, principalmentegrauvacas. Esta asociación se habría formado en am-bientes marinos de variada profundidad, desde some-ros hasta profundos, en encuadres tectónicos tandiversos como ‘plateau’ oceánicos, cuencas de trasarco,islas oceánicas incipientes y dorsales meso-oceánicas; 2)sucesiones de gran espesor de rocas metavolcánicascalcoalcalinas (flujos de andesitas, dacitas y riolitas, yrocas piroclásticas como tufitas, brechas y aglomeradosvolcánicos) asociadas con granitoides comagmáticos.También participan, aunque en menor proporción, ba-saltos toleíticos y komatíticos. Se ha sugerido que estassecuencias corresponden a arcos magmáticos – de tipoarco de islas o continentales – pero, en parte, pueden re-presentar magmatismo de trasarco o relacionado conpuntos calientes. Los grandes yacimientos de sulfurosmasivos arqueanos están contenidos en esta asocia-ción; 3) rocas volcánicas alcalinas asociadas con rocassedimentarias de origen continental (fluviales, abanicosaluviales). Esta asociación tiene una distribución másrestringida que las precedentes y se interpreta comoformada en cuencas de tipo transpresivo.

Los terrenos con metamorfismo de alto gradoestán formados esencialmente por gneises granulíticosprovenientes del metamorfismo de rocas ígneas de com-posición tonalítica a granodiorítica y de rocas sedimen-tarias como lutitas y cuarcitas. Las migmatitas sonfrecuentes, revelando que se alcanzó la fusión parcialde las rocas. Además de fuerte metamorfismo, estosterrenos han sufrido deformación tectónica severaproducto de varias fases compresivas superpuestas(deformación polifásica) que produjeron plegamientoisoclinal. Si bien hay fajas de milonitas con deformacióndúctil que denotan zonas de cizalla, en general estosterrenos testimonian intensos esfuerzos compresivos.

CAPÍTULO 2

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El origen de estos terrenos arqueanos es aúnmateria de debate. Lo que parece indudable es que losfuertes contrastes en la litología y estilos de deformaciónrequieren de la acción de procesos tectonomagmáticosdiversos y de distintas configuraciones geodinámicas.Incluso es posible que algunos no tengan estrictosequivalentes actuales. Al comienzo prevalecieron losmodelos ‘no plaquistas’ o ‘no actualistas’ como el quepostulaba el hundimiento de las rocas máficas másdensas en las rocas tonalíticas subyacentes, producien-do su fusión parcial y posterior intrusión en las rocasverdes, o la hipótesis que suponía la fusión parcial de labase de la corteza oceánica seguida de hundimiento yrelleno sedimentario, para terminar intruida por elascenso de magma tonalítico a modo de diapiros. Tam-bién se postuló que los cinturones de rocas verdes soncicatrices dejadas por impactos meteoríticos que fun-dieron las rocas corticales y luego fueron intruidos portonalitas y finalmente deformados. Sin embargo, nuncase encontraron evidencias de minerales y/o texturasde impacto. Al final del capítulo ampliaremos estadiscusión (§ 2.11).

Actualmente se piensa que los cinturones de rocasverdes son compatibles con escenarios de subducción(Fig. 2.13). Los ‘modelos de arco’ postulan que estasrocas se formaron sobre corteza continental adelgazadapor detrás de un arco volcánico y representarían el re-lleno de cuencas extensionales de trasarco en las que sedepositaron rocas clásticas inmaduras (grauvacas) yrocas volcaniclásticas provenientes del arco magmáticoadyacente. La signatura geoquímica de las rocas ígneasque las intruyen es también compatible con magmasoriginados a partir de la fusión parcial de una corteza

máfica y ultramáfica en una zona de subducción. Losgrandes volúmenes de intrusivos pueden explicarsepor la alta tasa de subducción relacionada con la granactividad de las dorsales. La deformación tangencial deestas cuencas es interpretada en términos de colisionesentre placas continentales pequeñas y altamente móviles(algunos hablan de ‘tectónica de microplacas’) que seacrecionaban formando placas más grandes. Dada sutemperatura elevada y su pequeño tamaño podían de-formarse completamente, a diferencia de las placas delFanerozoico en las que la deformación tangencial serestringe a su periferia. En tales colisiones se habríanexhumado las raíces de los arcos magmáticos formadosa profundidades de 50 km y temperaturas del orden de

700-900°C. Al erosionarsela parte superior del arco,estas rocas ascendieronpor isostasia constituyen-do los terrenos de altogrado metamórfico (losgneises granulíticos). Sibien las asociaciones deeste tipo son raras en elpresente, se han halladoequivalentes en las raícesde los grandes orógenos,como el Himalayo.

Las asociaciones deambiente continental, porotra parte, pueden ser ex-plicadas por los ‘modelosde rift’, pero también soncompatibles con exten-sión en arcos magmáticos

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EON ARQUEANO

Figura 2.13. Interpretación geodinámica de la formación de los cinturones de rocas verdes y de gneisesgranulíticos mediante la colisión de múltiples microplacas (modificado de Windley, 1984).

Figura 2.12. Detalle de las asociaciones litológicas (subprovincias)arqueanas de la Provincia Superior del escudo Canadiense. Enamarillo: complejos de gneises granulíticos; en verde: cinturonesde rocas verdes; en azul: rocas metasedimentarias: en rojo y rosado:rocas plutónicas.

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(cuencas de intra-arco) y aun con puntos calientes. Losgrandes volúmenes de riolitas y la presencia de rocasvolcánicas subaéreas de composición bimodal asocia-das con arcosas y conglomerados aluviales indican que,al menos en parte, los cinturones de rocas verdes seformaron en ambientes de rift y en zonas de fallas trans-formantes.

A diferencia del Proterozoico, las rocas de origenglacial son extremadamente raras en el Arqueano. Lasmás antiguas, de alrededor de 2,9 Ga de antiguedad,han sido documentadas en Sudáfrica (Crowell, 1999),pero su distribución restringida no permite inferir unevento de glaciación global.

2.8 LOS DEPÓSITOS DE HIERRO BANDEADO

Las formaciones de hierro bandeado (BIF, acrónimodel inglés ‘Banded Iron Formations’) son típicas delPrecámbrico. Hacen su aparición a los 3,8 Ga, alcanzansu mayor volumen hacia los 2,5 Ga y virtualmentedesaparecen del registro geológico a los 1,8 Ga, parareaparecer 1000 Ma de años después, en el Proterozoi-co tardío (0,8-0,6 Ga), asociadas a depósitos de origenglacial (ver Capítulo 3). En el Arqueano, la mayor partedel hierro bandeado está en los cinturones de rocasverdes donde se intercala con metagrauvacas, meta-pelitas y tufitas (Klein, 2005). Se presenta como láminasalternantes de unos pocos milímetros hasta varios cen-tímetros de espesor de chert de color rojizo o amari-llento y capas oscuras de óxidos de Fe (magnetita, he-matita), carbonatos de Fe (siderita, ankerita) y silicatosde Fe hidratados (greenalita, minnesotatita) (Fig. 2.14).El contenido de Fe es, en promedio, mayor del 15%.Teniendo en cuenta su amplia distribución geográfica,las formaciones de hierro bandeado constituyen cercade la mitad del reservorio de hierro mundial. Fuera delescudo Canadiense se explotan importantes yacimien-tos de este tipo en Brasil, Bolivia y en el oriente deVenezuela (Fig. 2.14).

Se han reconocido tres tipos de hierro bandeadoque reflejarían distintos ambientes de formación. Eltipo Algoma es mineralógicamente complejo y estáasociado con sedimentos de aguas profundas (tur-biditas). Dado que el hierro es de origen hidrotermalsu origen estaría relacionado con centros volcánicos.Es muy común en los cinturones de rocas verdes delArqueano. El tipo Lago Superior abarca más superficiey tiene mayor espesor que los otros depósitos. El hierrobandeado se intercala con sedimentos de plataformasomera y con capas volcánicas. Se interpretan como pre-cipitados químicos inducidos por la acción de cianobac-terias. En su mayor parte se formaron en el Proterozoicotemprano, entre los 2,5-1,8 Ga. Finalmente, el tipo Rapi-

tan está caracterizado por una mineralogía simple (esen-cialmente hematita-cuarzo) y está asociado con depósi-tos de origen glacial. Son los BIFs típicos del Protero-zoico tardío (0,8-0,6 Ga).

El origen de estos particulares depósitos es aúnmateria de discusión. El microbandeado y la ausenciade elementos detríticos indican que se formaron de-bajo del nivel de acción de la base de las olas, en sitiosoceánicos relativamente profundos, aunque se handescripto estructuras mecánicas tales como estratifica-ción cruzada, ondulitas y superficies de corte y relleno.Los patrones geoquímicos (REE, anomalías de Eu y Ce)de los hierros bandeados arqueanos sugieren precipi-tación química a partir de agua con influjo de actividadhidrotermal proveniente de las zonas de expansión delfondo oceánico y puntos calientes. Las aguas hidro-termales profundas habrían ascendido hasta la regiónexterna de las plataformas de los cratones arqueanospor el fenómeno de ‘upwelling’. Al hierro de origen hi-

CAPÍTULO 2

Figura 2.14. Arriba: mina de hierro a cielo abierto en el Escudo deAmazonas. Abajo: muestra de mano de un hierro bandeado donde seobserva la alternancia de láminas de chert (rojizo) y de láminas ricasen hierro (bandas violáceas oscuras).

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drotermal hay que sumarle el transportado a los océa-nos bajo la forma de Fe+2 soluble proveniente de la me-teorización de rocas ricas en hierro. Su estado redu-cido al momento de ingresar al océano permite inferirque la atmósfera arqueana poseía poco oxígeno librepara oxidarlo. La sílice también podría provenir de laactividad hidrotermal y magmática submarina. El me-canismo más plausible para la formación del hierrobandeado, al menos para el tipo Superior, es la inter-acción entre microorganismos y el hierro ferrosodisuelto en el agua de los océanos (Konhauser et al.,2002). La proliferación de cianobacterias en las aguassuperficiales produjo O2 como subproducto de la foto-síntesis (ver § 2.10). Este oxígeno libre se combinó con elFe+2 oxidándolo y formando magnetita (Fe3O4) queprecipitó como geles amorfos de sílice formando lascapas ferríferas. Para explicar la alternancia de capasricas en hierro y ricas en sílice (o carbonato) se ha es-peculado que la biomasa de cianobacterias habríafluctuado drásticamente en el tiempo. En los intervalosde máxima abundancia la producción de O2 bacterianono podía ser neutralizada por el hierro disuelto re-sultando en la contaminación del agua y en la decli-nación en el número de cianobacterias (a diferenciade éstas, hoy en día las bacterias tienen sistemas en-zimáticos propios para captar el oxígeno). Como con-secuencia, el Fe disponible para captar el oxígenofotosintético volvía a aumentar y las poblaciones serecuperaban, depositándose una nueva capa rica en Fe.También se ha sostenido que el bandeado puede serdebido a variaciones en la actividad volcánica, espe-cialmente las bandas más gruesas, las que represen-tarían episodios mayores, aunque breves, de actividadhidrotermal.

2.9 EL ARMAZÓN DE GONDWANA

El continente de Gondwana surgió como una enti-dad paleogeográfica recién hacia fines del Proterozoico,a partir de la amalgama de diversas masas continen-tales. Cómo estaban distribuidos estos cratones y cómose llegó a la consolidación de esta enorme masa conti-nental es aun materia de debate y se discutirá en el ca-pítulo siguiente. Lo que se observa actualmente es que lacorteza continental de Sudamérica y África está com-puesta por núcleos arqueanos y mesoproterozoicosbordeados por cinturones orogénicos del Neoprote-rozoico generados durante la Orogenia Brasiliana/Panafricana.

En América del Sur las rocas precámbricas formanlos extensos cratones de Guayana (situado entre los ríosOrinoco y Amazonas) y Amazonas (al sur del río delmismo nombre), y diversos núcleos menores, como los

cratones de San Francisco, Luiz Alves y Río de La Plata(Fig. 2.15). En el cratón de Amazonas las rocas delArqueano integran la Provincia Amazónica Central, laque está bordeada al NE y al E por orógenos del Protero-zoico inferior (Orogenia Transamazónica), los que repre-sentan las suturas con el cratón de Africa Occidental ycon el terreno de Imataca.

En el escudo de Guayana las rocas arqueanas estánrestringidas a la Provincia Imataca, la que ocupa unafranja de cerca de 500 km de longitud en el oriente deVenezuela (Estado Bolívar) y reaparece hacia el SE enSurinam y en la Guayana Francesa (Isla de Cayena). LaProvincia Imataca (o Provincia Bolívar) está constituidaprincipalmente por gneises granulíticos félsicos a má-ficos y escasas anfibolitas, con edades de 3,5-3,6 Ga.Estas rocas están fuertemente deformadas y fueronafectadas al menos por dos eventos de intrusión degranitos, uno de 2,8 Ga y otro de alrededor de 2,1 Ga.Una característica de la Provincia Imataca es la presenciade capas de hierro bandeado que alcanzan localmentehasta 100 m de espesor. Estas rocas ferríferas, ricas enmagnetita, se conocen desde el siglo 18 y se vienenexplotando intensivamente desde 1950, en particular los

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EON ARQUEANO

Figura 2.15. Principales cratones arqueanos y áreas de rocas prote-rozoicas de Sudamérica (simplificado de Marques de Almeida et al.,2000).