El Cratón de los Esclavos es un cratón arcaico en el noroeste del Escudo Canadiense , en los Territorios del Noroeste y Nunavut . El Slave Craton incluye el Acasta Gneis de 4,03 Ga de antigüedad, que es una de las rocas fechadas más antiguas de la Tierra. [1] [2] Con una superficie de aproximadamente 300.000 km 2 (120.000 millas cuadradas), es un cratón relativamente pequeño pero bien expuesto, dominado por secuencias de turbiditas y piedras verdes de ~2,73–2,63 Ga (mil millones de años) y ~2,72–2,58 Ga. rocas plutónicas , con gran parte del cratón sustentado por unidades de gneis y granitoides 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 paleocontinente Laurentia . [4]
La porción expuesta del cratón, llamada 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 Slave hasta Cabo Barrow en el Golfo de Coronación. y 460 km (290 millas) al EW a lo largo de la latitud 64 ° N. [4] Cubre alrededor de 700 km × 500 km (430 mi × 310 mi) y está delimitado por cinturones paleoproterozoicos al sur, este y oeste, mientras que rocas más jóvenes lo cubren al norte. [5]
El Cratón de los Esclavos está dividido en un complejo de sótanos en el centro-oeste, el Complejo del Sótano de Esclavos Central, y una provincia oriental, llamada Hackett River Terrane o Provincia de los Esclavos del Este. Estos dos dominios están separados por una sutura de 2,7 Ga definida por dos límites isotópicos que corren de norte a sur sobre el cratón. [6]
El complejo del sótano Central Slave (CSBC) es el sótano debajo de la parte central y occidental del cratón. Se desconoce la extensión oriental del CSBC, ya que su desaparición está marcada por los límites isotópicos de Nd y Pb. [7] El CSBC desciende hacia el este y subyace al menos a la parte central del cratón. A lo largo del río Acasta, el CSBC incluye los Acasta Gneisses con una edad de protolito de aproximadamente 4,03 Ga, una de las unidades rocosas 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 detrial y protolito que oscilan entre 3,4 y 2,8 Ga. [2] El complejo del sótano está cubierto por secuencias supracrustales neoarqueas e invadido por suites plutónicas . [8] Los gneises de Acasta son geoquímicamente similares a otros complejos arcaicos pero, con cuatro mil millones de años de antigüedad, contienen núcleos de circón aún más antiguos. Estos núcleos indican que los magmas parentales de tales complejos se formaron por interacción entre la corteza que contiene circonio y los fundidos derivados del manto. Aún no se han descubierto gneises Acasta tan antiguos, pero los núcleos de circón indican que podrían existir. [9]
El complejo volcánico Back River es un estratovolcán arcaico conservado en posición vertical rodeado por 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 resto del cratón, el complejo sólo ha sufrido un bajo grado de deformación. [10]
El supergrupo de Yellowknife, también conocido como cinturón de piedras verdes de Yellowknife , se depositó hace más de 300 millones de años, aproximadamente. 2,9-2,6 Ga, y se superpone directamente al CSBC, incluida gran parte de la Provincia Esclava del Este. [11] [7] El CSBC y el cinturón de piedra verde de Yellowknife están separados por una discordancia distinta que es lateralmente continua a lo largo de cientos de kilómetros. [12] El supergrupo Yellowknife ha estado expuesto a un importante metamorfismo alrededor de 2605 Ma, lo que resultó en una variedad de facies de esquistos verdes a anfibolitas inferiores . [13] El Supergrupo contiene al menos cuatro secuencias distintas que representan diferentes entornos tectónicos, depositadas en intervalos separados. [13] Las cuatro secuencias principales incluyen, de mayor a menor, el Grupo de Cobertura Central de Esclavistas, 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 Esclavo, incluidos los cinturones en el Esclavo Oriental, con el fin de interpretar los procesos involucrados en la evolución del Cratón Esclavo. [13]
La secuencia supracrustal Neoarqueana conocida como Grupo de Cobertura Esclava Central (informalmente Grupo Dwyer) es un paquete de 2,9–2,8 Ga de cuarcitas fucsíticas recubiertas por formaciones de hierro en bandas . [11] Esta secuencia de cuarcita fuchisítica 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 grupo de cobertura central esclavo suele tener entre 100 y 200 metros de espesor. [11] Un conglomerado de guijarros de cuarzo encontrado en la base del Grupo de Cobertura Central de Esclavos 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 Acasta Gneiss de 4,03 Ga. [12] El Grupo Central de Cobertura de Esclavos es autóctono y representa una única secuencia de cobertura continua, que vincula el complejo del sótano en el noroeste con el sótano en la Provincia del Esclavo en el centro-sur. [12] La deposición uniforme y lateralmente continua implica que el CSBC era anteriormente parte de un único cratón antiguo que existía ya en el año 2,85 Ga. [12]
El Grupo Kam es una secuencia de 0,3 a 6 kilómetros de espesor que se superpone a formaciones con bandas de hierro del Grupo Central de Cobertura de Esclavos. [11] El contacto entre estos dos grupos no está bien conservado debido a la intrusión de umbrales de gabro y al corte moderado. [13] El grupo Kam se separa en un grupo inferior y superior basándose en la existencia de una fina capa volcánica félsica (Ranney Chert) que data de 2722 Ma. [13] El grupo Kam inferior consiste en la Formación Chan, que contiene flujos de basaltos acolchados intruidos por una serie de diques y umbrales gabroicos que se produjeron en un entorno de cuenca de arco posterior extensible. [13] Las rocas sedimentarias expuestas en la parte norte de la formación tienen entre 2,84 y 2,80 Ga. [13] El Grupo Upper Kam contiene tres formaciones depositadas entre 2772 y 2701 Ma. [13] Está compuesto principalmente por rocas volcánicas intermedias y basálticas con finas capas de toba de riolita intercaladas 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 tiene una falla por encima del grupo Kam más antiguo y de la formación Jackson Lake más joven. [13] El contacto entre las unidades inferiores y el Grupo Banting es una disconformidad 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 calco-alcalinas. [13] [14] La formación del Grupo Banting es en gran medida el resultado del vulcanismo y la actividad subvolcánica posterior al 2,7 Ga. [11] Se encuentra 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 encontrado en el Grupo Banting. [13] [7]
La deposición de la Formación Jackson Lake comenzó en 2605 Ma. [13] La formación es un depósito sedimentario de alta energía que se superpone a las rocas volcánicas del Grupo Kam. El depósito consta de conglomerados polimícticos y areniscas fluviales que han sido sometidas a un evento metamórfico importante, como lo demuestran los buzamientos y lineaciones verticales orientados de manera similar que se encuentran en grupos más antiguos. [13]
Se puede encontrar información sobre la formación más temprana del Cratón Esclavo en el Complejo Acasta Gneis, pero debido a la compleja historia, la mala conservación y la falta de exposición, aún se desconoce mucho sobre los procesos de formación de la corteza en el Hadeano y el Arcaico temprano. Los xenocristales encontrados dentro de gneises tonalíticos de 3,94 Ga del Complejo Acasta Gneiss 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 granítico de 4,2 Ga, lo que indica que la reelaboración de la corteza terrestre fue un proceso importante en el Eoarqueano . [14] Los circones de este protolito de granito muestran similitudes con los circones del Cratón de Yilgarn en Australia Occidental, y pueden ser evidencia de la formación de una corteza continental en el Eón Hadeano . [14] Sin embargo, se sugiere que estos dos cratones nunca han estado conectados directamente, lo que puede indicar que la corteza Hadeana temprana era principalmente granito continental. [15] [14] El análisis de trazas de isótopos muestra que estas primeras rocas de granito se originaron a partir de un manto muy agotado y sugieren que se produjo una diferenciación a gran escala antes de ~4,0 Ga. [14] Estos cristales de circón pueden ser importantes para promover la comprensión de las primeras rocas de la corteza terrestre. procesos de formación, 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 Slave Craton 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 de corteza gruesa en ese momento. [13] La estabilización principal del cratón Slave ocurrió en el Neoarqueano a ~2,75 Ga, como se observa por una abundancia de formación de peridotita [7] El Cratón Kaapval mostró una edad máxima de crecimiento similar, lo que puede sugerir que gran parte del manto litosférico continental de la Tierra se formó en el Neoarqueano [13] La formación y estabilización del manto litosférico continental y la evolución de la corteza están estrechamente relacionadas durante el período comprendido 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 isla a lo largo de un límite dirigido de norte a sur antes de 2,69 Ga. Alternativamente, el Esclavo Oriental puede ser una litosfera mesoarqueana atenuada y modificada que se desarrolló durante el rifting entre 2,85 y 2,70 Ga. La litosfera del manto bajo el Esclavo occidental puede ser 400 Ma más antigua que la que se encuentra debajo del Esclavo oriental. [5] [16] Además, el rifting está respaldado por la existencia de arcos más jóvenes o rocas de arco posterior que cubren el CSBC, pero constituyen la mayor parte del Esclavo Oriental. [11] Sin embargo, aún está en debate si el Esclavo Oriental fue el resultado de una ruptura o de la acumulación de otro terreno.
Después del evento de rifting o acreción de 2,7 Ga, el Esclavo experimentó una extensión a gran escala en 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 de Burwash está formada por areniscas y pizarras turbidíticas metamorfoseadas intercaladas con finas capas de toba félsica. [17] A las 2634 Ma, el Esclavo cambió a un régimen de compresión y la cuenca Burwash comenzó a cerrarse, posiblemente debido a una subducción poco profunda desde el NO o SE. [11] [17] Hacia el año 2,6 Ga, el Esclavo había chocado con Sclavia , mucho más grande , lo que provocó un acortamiento y un pliegue transversal sobre el cratón. [15] [11] La presencia de tres márgenes agrietados alrededor del Esclavo, así como rocas de basamento de 3,3 a 3,5 Ga de edad similar, cuarcita fucsítica y tonalitas de 2,9 Ga, sugieren que los cratones de Dharwar , Zimbabwe y Wyoming también formaron parte de Esclavia. [15] El Esclavo se separó de Esclavia entre 2,2 y 2,0 Ga, como lo señala una serie de enjambres de diques en sus márgenes. [15] El Cratón Esclavo estuvo a la deriva 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 Esclavo 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, conducen a una intensa deformación de la zona magmática de Taltson. [18] El terreno Hottah se acrecentó con el Esclavo 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 del Esclavo, la zona magmática de la Osa Mayor , así como la zona de falla de Wopmay. [15] [18] La zona de falla de Wopmay consiste en cinturones de empuje de piel delgada que marcan la sutura entre el terreno Hottah y Slave Craton. [18] Estas dos orogenias han emplazado el Cratón de los Esclavos dentro de Laurentia , donde todavía se encuentra hoy.
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