El Cratón de los Esclavos es un cratón arqueano en el noroeste del Escudo Canadiense , en los Territorios del Noroeste y Nunavut . El Cratón de los Esclavos incluye el gneis de Acasta de 4,03 Ga de antigüedad , que es una de las rocas datadas más antiguas de la Tierra. [1] [2] Con una superficie de unos 300.000 km2 ( 120.000 millas cuadradas), es un cratón relativamente pequeño pero bien expuesto dominado por secuencias de turbiditas y rocas verdes de ~2,73–2,63 Ga (mil millones de años) y rocas plutónicas de ~2,72–2,58 Ga , con grandes partes del cratón sustentadas por unidades de granitoide y gneis más antiguas . [3] El Cratón de los Esclavos es uno de los bloques que componen el núcleo precámbrico de América del Norte, también conocido como el paleocontinente Laurentia . [4]
La parte expuesta del cratón, llamada la Provincia de los Esclavos, comprende 172.500 km2 ( 66.600 millas cuadradas) y tiene una forma elíptica que se extiende 680 km (420 millas) al NNE desde Gros Cap en el Gran Lago de los Esclavos hasta el Cabo Barrow en el Golfo de la Coronación y 460 km (290 millas) al EO a lo largo de la latitud 64°N. [4] Cubre alrededor de 700 km × 500 km (430 mi × 310 mi) y está delimitada por cinturones paleoproterozoicos al sur, este y oeste, mientras que rocas más jóvenes la cubren al norte. [5]
El Cratón de los Esclavos se divide en un complejo de basamento central-occidental, el Complejo de Basamento de los Esclavos Central, y una provincia oriental, denominada Terrane del Río Hackett o Provincia de los Esclavos Oriental. Estos dos dominios están separados por una sutura de 2,7 Ga de antigüedad definida por dos límites isotópicos que corren de norte a sur sobre el cratón. [6]
El complejo del basamento de Central Slave (CSBC) es el basamento bajo la parte central y occidental del cratón. La extensión oriental del CSBC es desconocida, ya que su desaparición está marcada por los límites isotópicos de Nd y Pb. [7] El CSBC se inclina hacia el este y se encuentra debajo de al menos la parte central del cratón. A lo largo del río Acasta, el CSBC incluye los gneises de Acasta con una edad de protolito de aproximadamente 4,03 Ga, una de las unidades de roca datadas más antiguas de la Tierra. Estos gneises son polimetamórficos y tienen una composición tonalítica y gabroica . El resto del CSBC es más joven con un núcleo central <3,5 Ga y el cratón restante con edades de detriales y protolitos que van desde 3,4 a 2,8 Ga. [2] El complejo del basamento está cubierto por secuencias supracorticales neoarqueanas e intruido por suites plutónicas . [8] Los gneises de Acasta son geoquímicamente similares a otros complejos arqueanos, pero, con cuatro mil millones de años de antigüedad, contienen núcleos de circón aún más antiguos. Estos núcleos indican que los magmas parentales de dichos complejos se formaron por interacción entre la corteza que contiene circón y los fundidos derivados del manto. Aún no se han descubierto gneises de Acasta más antiguos, pero los núcleos de circón indican que podrían existir. [9]
El complejo volcánico Back River es un estratovolcán arqueano conservado en posición vertical rodeado de cuatro secuencias sedimentarias que reflejan la historia magmática del volcán. Se interpreta que una cúpula expuesta en la mitad sur del complejo es la parte erosionada del volcán. A diferencia del cratón restante, el complejo solo ha sufrido un bajo grado de deformación. [10]
El supergrupo Yellowknife, también conocido como el cinturón de piedra verde de Yellowknife , se depositó hace más de 300 millones de años desde ca. 2.9-2.6 Ga, y se superpone directamente al CSBC, incluida gran parte de la Provincia Esclava Oriental. [11] [7] El CSBC y el cinturón de piedra verde de Yellowknife están separados por una discordancia distintiva que es lateralmente continua a lo largo de cientos de kilómetros. [12] El supergrupo Yellowknife ha estado expuesto a un metamorfismo importante alrededor de 2605 Ma, lo que resultó en un rango de facies de esquisto verde a anfibolita inferior . [13] El supergrupo contiene al menos cuatro secuencias distintas que representan diferentes entornos tectónicos, depositados en intervalos separados. [13] Las cuatro secuencias principales incluyen, de la más antigua a la más joven, el Grupo Central Slaver Cover, el Grupo Kam, el Grupo Banting y la Formación Jackson Lake. [13] El supergrupo Yellowknife se ha utilizado para representar la estratigrafía general de los cinturones de piedra verde en el Cratón Slave, incluidos los cinturones en el Slave Oriental, con el fin de interpretar los procesos involucrados en la evolución del Cratón Slave. [13]
La secuencia supracrustal neoarqueana conocida como Central Slave Cover Group (informalmente Grupo Dwyer) es un paquete de 2,9-2,8 Ga de cuarcitas fuchsíticas superpuestas por formaciones de hierro bandeado . [11] Esta secuencia de cuarcita fuchsítica parece ser característica de muchos otros cratones entre aproximadamente 3,1 y 2,8 Ga y marca un pico global en la producción de cuarcita. [13] [12] El Central Slave Cover Group tiene típicamente de 100 a 200 metros de espesor. [11] Un conglomerado de guijarros de cuarzo encontrado en la base del Central Slave Cover Group marca una discordancia distintiva que es lateralmente continua en gran parte del CSBC. [12] Esta capa de conglomerado de guijarros de cuarzo se ha encontrado tan al noroeste como el Complejo de Gneis Acasta de 4,03 Ga. [12] El Grupo de Cobertura Central de Slave es autóctono y representa una única secuencia de cobertura continua, que vincula el complejo de basamento en el noroeste con el basamento en el centro-sur de la Provincia de Slave. [12] La deposición uniforme y lateralmente continua implica que el CSBC era anteriormente parte de un único cratón antiguo que existía ya en 2,85 Ga. [12]
El Grupo Kam es una secuencia de 0,3 a 6 kilómetros de espesor que se superpone a las formaciones de hierro bandeado del Grupo Central Slave Cover. [11] El contacto entre estos dos grupos no está bien conservado debido a la intrusión de umbrales de gabro y al cizallamiento moderado. [13] El grupo Kam está separado en un grupo inferior y superior basándose en la existencia de una fina capa volcaniclástica félsica (Ranney Chert) datada en 2722 Ma. [13] El grupo Kam inferior consiste en la Formación Chan que contiene flujos de basaltos almohadillados intruidos por una serie de umbrales y diques gabroicos que se produjeron en un entorno de cuenca de arco posterior extensional. [13] Las rocas sedimentarias expuestas en la parte norte de la formación tienen entre 2,84 y 2,80 Ga. [13] El Grupo Kam superior contiene tres formaciones depositadas entre 2772 y 2701 Ma. [13] Está compuesta principalmente de rocas volcánicas intermedias y basálticas con delgadas capas intercaladas de toba riolítica y flujos menores de komatiita . [13] [11] Las rocas en esta formación aparentemente se formaron en un entorno de arco y pueden ser el resultado de la ruptura de las rocas del basamento debido al aumento de la actividad de la pluma del manto. [13] [11]
El grupo Banting es una secuencia que se dirige hacia el norte y que se encuentra fallada sobre el antiguo Grupo Kam y la más joven Formación Jackson Lake. [13] El contacto entre las unidades inferiores y el Grupo Banting es una discordancia que representa una brecha de ~40 millones de años en la deposición. [13] El Grupo Banting contiene rocas volcánicas silíceas a intermedias que son típicamente calcoalcalinas. [13] [14] La formación del Grupo Banting es en gran medida el resultado del vulcanismo posterior a 2,7 Ga y la actividad subvolcánica. [11] Se encuentran una serie de intrusiones de cuarzo-feldespato de 2658 Ma en todo el grupo Kam subyacente que están relacionadas con el vulcanismo posterior a 2,7 Ga que se encuentra en el Grupo Banting. [13] [7]
La formación Jackson Lake comenzó a depositarse hace 2605 millones de años. [13] La formación es un depósito sedimentario de alta energía que se encuentra sobre las rocas volcánicas del Grupo Kam. El depósito está formado por conglomerados polimícticos y areniscas fluviales que han estado sujetas a un importante evento metamórfico, como lo evidencian los desniveles y lineaciones verticales de orientación similar que se encuentran en grupos más antiguos. [13]
Información sobre la formación más temprana del Cratón Esclavo se puede encontrar en el Complejo de Gneis Acasta, pero debido a la historia compleja, la mala conservación y la falta de exposición, todavía se desconoce mucho sobre los procesos de formación de la corteza en el Hádico y principios del Arcaico. Los xenocristales encontrados dentro de los gneises tonalíticos de 3,94 Ga del Complejo de Gneis Acasta tienen fechas U-Pb de 4,2 Ga. [14] Estos xenocristales de circón cristalizaron originalmente en un magma granítico de origen cortical. [14] Más evidencia sugiere que los gneises tonalíticos de 3,94 Ga se derivan al menos en parte de este magma de granito de 4,2 Ga, lo que indica que la reelaboración de la corteza fue un proceso importante en el Eoarcaico . [14] Los circones de este protolito de granito muestran similitudes con los circones del Cratón Yilgarn en Australia Occidental, y pueden ser evidencia de la formación de la corteza continental en el Eón Hádico . [14] Sin embargo, se sugiere que estos dos cratones nunca han estado conectados directamente, lo que puede indicar que la corteza hádica temprana era principalmente granito continental. [15] [14] El análisis de isótopos traza muestra que estas rocas de granito tempranas se originaron a partir de un manto altamente empobrecido y sugieren que la diferenciación a gran escala ocurrió antes de ~4.0 Ga. [14] Estos cristales de circón pueden ser importantes para promover la comprensión de los primeros procesos de formación de la corteza, ya que aún se sabe poco. [14]
La estabilidad general de un cratón está altamente correlacionada con la presencia de un manto litosférico continental fuerte y profundo porque protege la corteza de la erosión térmica y mitiga los efectos del tectonismo. [7] El Cratón Esclavo muestra una larga historia de formación del manto litosférico continental. La formación de diamantes es relativamente extensa en todo el Cratón Esclavo y requiere una raíz cratónica gruesa. [13] Los diamantes más antiguos derivados del manto tenían entre 3,5 y 3,3 Ga, lo que sugiere que el Protocratón Esclavo habría formado una raíz cortical gruesa en este momento. [13] La principal estabilización del cratón Slave ocurrió en el Neoarcaico en ~2,75 Ga como lo indica una abundancia de formación de peridotita [7] El cratón Kaapval mostró una edad pico de crecimiento similar que puede sugerir que gran parte del manto litosférico continental de la Tierra se formó en el Neoarcaico [13] La formación y estabilización del manto litosférico continental y la evolución de la corteza están estrechamente relacionadas durante el período entre 2,8 y 2,0 Ga. [13]
Los intentos de reconstruir la historia tectónica del cratón se han centrado ampliamente en la asimetría este-oeste. La presencia de una sutura de colisión sugiere que el CSBC chocó con un terreno de arco de islas a lo largo de un límite dirigido norte-sur antes de 2,69 Ga. Alternativamente, el Esclavo Oriental puede ser una litosfera mesoarqueana atenuada y modificada que se desarrolló durante el rifting a 2,85-2,70 Ga. La litosfera del manto debajo del Esclavo occidental puede ser 400 Ma más antigua que la subyacente al Esclavo oriental. [5] [16] Además, el rifting está respaldado por la existencia de rocas de arco o de arco posterior más jóvenes que cubren el CSBC, pero constituyen la mayor parte del Esclavo Oriental. [11] Sin embargo, si el Esclavo Oriental fue el resultado del rifting o de la acreción de otro terreno aún es tema de debate.
Después del evento de rifting o acreción de 2,7 Ga, el Slave experimentó una extensión a gran escala a 2680 Ma, lo que resultó en la formación de la cuenca Burwash de > 400x800 km, umbrales máficos generalizados y otras turbiditas más jóvenes a lo largo del margen noroeste. [17] [11] La cuenca Burwash consiste en areniscas y pizarras turbidíticas metamorfoseadas intercaladas con delgadas capas de toba félsica. [17] A 2634 Ma, el Slave cambió a un régimen compresivo y la cuenca Burwash comenzó a cerrarse, posiblemente debido a una subducción superficial desde el NO o SE. [11] [17] Hacia 2,6 Ga, el Slave había colisionado con el mucho más grande Sclavia , lo que resultó en un acortamiento y plegamiento cruzado sobre el cratón. [15] [11] La presencia de tres márgenes riftados alrededor del Slave, así como rocas de basamento de edad similar de 3,3-3,5 Ga, cuarcita fucsítica y tonalitas de 2,9 Ga, sugieren que los cratones de Dharwar , Zimbabwe y Wyoming también fueron parte de Sclavia. [15] El Slave se desprendió de Sclavia entre 2,2 y 2,0 Ga, como lo indica una gran cantidad de enjambres de diques en sus márgenes. [15] El cratón Slave se desplazó durante aproximadamente 200 millones de años antes de su acreción con el cratón Rae alrededor de 2,0-1,8 Ga en la orogenia Taltson-Thelon. [15] [18] El cinturón orogénico acumuló terrenos exóticos más pequeños antes de que el Slave finalmente fuera subducido hacia el este bajo el Rae, lo que resultó en un arco magmático continental conocido como la zona magmática de Taltson . [18] [19] El movimiento continuo hacia el este de la provincia de Slave, junto con la colisión del terreno Hottah en el margen occidental de Slave, condujo a una intensa deformación de la zona magmática de Taltson. [18] El terreno Hottah se acrecentó con Slave durante la orogenia Wopmay en 1.88 Ga, poco después de la orogenia Thelon. [18] Este evento produjo otro arco magmático continental en el margen occidental de Slave, la zona magmática Great Bear , así como la zona de falla Wopmay. [15] [18] La zona de falla Wopmay consiste en cinturones de empuje de piel delgada que marcan la sutura entre el terreno Hottah y el Cratón Slave. [18] Estas dos orogenias han emplazado al Cratón Slave dentro de Laurentia , donde todavía se encuentra hoy.
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