Mapa de ubicación del cratón de Dharwar. El área sombreada representa el cratón de Dharwar. Generado a partir de GeoMapApp (Ryan et al., 2009). [1]
El cratón Dharwar es un cratón de corteza continental Arcaica formado entre 3.600 y 2.500 millones de años ( Ga ), que se encuentra en el sur de la India y se considera la parte más antigua de la península india . [2]
La formación de la roca del basamento del cratón Dharwar fue creada por puntos calientes intraplaca (es decir, actividades volcánicas causadas por columnas del manto desde el límite núcleo-manto), la fusión de la corteza oceánica subducida y la fusión de la corteza del arco oceánico engrosada . [2] La fusión continua de la corteza del arco oceánico y el afloramiento del manto generaron los plutones TTG y sanukitoide sobre el cratón Dharwar. [5] [6]
Panorama de la geología regional
Mapa geológico simplificado del cratón Dharwar, que muestra los bloques occidental, central y oriental. Modificado de Jayananda et al., (2018). [2]
Como el Cratón Dharwar está ubicado en el sur de la India, está rodeado geográficamente por el Mar Arábigo , la Trampa del Decán , el Cinturón Móvil de los Ghats Orientales y el Cinturón Granulítico del Sur. [7]
Tradicionalmente, el cratón de Dharwar incluye el bloque occidental y el bloque oriental. [2] La zona de milonita en el límite oriental del cinturón de piedra verde de Chitradurga es el margen entre el bloque occidental y el bloque oriental. [8] El cinturón de piedra verde de Chitradurga es un cinturón supracortical lineal alargado que tiene 400 km de largo de norte a sur. [9]
La cratonización es un proceso importante para formar un cratón con masas continentales suficientes y estables. [2] En términos de las edades de los bloques, los bloques occidentales son más antiguos con una edad de cratonización de alrededor de 3,0 Ga, mientras que el bloque oriental es más joven con una edad de cratonización de alrededor de 2,5 Ga. [4]
Sección transversal simplificada del cratón Dharwar de SO a NE, que muestra la zona de cizallamiento y las intrusiones graníticas. Modificado de Jayananda et al., (2018). [2]
Litologías
Gneis TTG
Las rocas TTG son rocas intrusivas con una composición granítica de cuarzo y feldespato, pero contienen menos feldespato potásico. [10] En el cratón Arcaico, las rocas TTG suelen estar presentes en batolitos formados por subducción y fusión de placas. [10] Se pueden encontrar dos tipos de gneises en el cratón Dharwar, que incluyen los gneises típicos de tipo TTG (es decir, TTG tradicional con un componente principal de cuarzo y plagioclasa) y los gneises bandeados TTG de color gris oscuro (relativamente más feldespato potásico que los gneises TTG típicos): [10]
Secuencias de rocas verdes volcánicas-sedimentarias
La roca verde es una roca volcánica máfica a ultramáfica metamorfoseada que se formó en erupciones volcánicas en la etapa temprana de la formación de la Tierra. [2] La secuencia de roca verde volcánica-sedimentaria ocupa la mayoría del registro de la corteza arcaica, que es aproximadamente el 30%. [2] El bloque occidental comprende las secuencias de roca verde con sedimentos adecuados, mientras que el bloque central y el bloque oriental comprenden las secuencias de roca verde con rocas volcánicas adecuadas pero sedimentos menores. [2]
Sanukitoides (granitoides calcoalcalinos)
Los sanukitoides son granitoides con una composición alta en magnesio que se forman comúnmente por eventos de colisión de placas en el Arcaico. [2] En el cratón Dharwar, no hay registro de sanukitoides en el bloque occidental. Sin embargo, hay muchas intrusiones de granitoides en el bloque central, que disminuyen en el bloque oriental. [2]
Granitos anatécticos
El granito anatéctico es un tipo de roca formada por la fusión parcial de la roca de la corteza preexistente, que es relativamente más joven que el TTG y la piedra verde en el cratón de Dharwar. [1] Los granitos suelen atravesar las rocas más antiguas. [1]
Registro metamórfico
Cuando las rocas estaban bajo subducción, experimentaron alta temperatura y presión que llevaron a los cambios químicos y cambios de textura de las rocas (es decir, metamorfismo ). [2] Los conjuntos minerales de las rocas metamórficas pueden decirnos qué tan altas son la temperatura y la presión cuando están bajo el pico del metamorfismo (el progreso con la presión y temperatura más altas). [2] Las rocas metamórficas en el Cratón Dharwar generalmente registraron los conjuntos minerales desde facies de anfibolita hasta facies de granulita: [2]
Acreciones de la corteza arcaica
Las acreciones son las colisiones entre placas que dan lugar a la subducción de las mismas. Las acreciones de la corteza son importantes en el cratón Dharwar, ya que las erupciones volcánicas continuas causadas por las acreciones llevaron a la formación de la corteza continental félsica del Arcaico. [2]
El gráfico muestra la distribución de los circones según sus edades U-Pb. Muestra los 5 principales eventos de acreción cortical con rangos de edad de 3450–3300, 3230–3200, 3150–3000, 2700–2600 y 2560–2520 Ma. Modificado de Jayananda et al., (2015, 2018). [2] [6]
Para determinar cuándo ocurrieron las acumulaciones de la corteza arcaica, se podría utilizar la datación de isótopos padre-hija, como la desintegración de uranio-plomo (U-Pb), para determinar las edades de los eventos. [2]
Según las edades U-Pb de circón de los gneises TTG del cratón Dharwar, hubo 5 eventos de acreción importantes que llevaron a la formación de la corteza continental félsica arcaica. [2] Los eventos ocurrieron con los rangos de edad 3450-3300, 3230-3200, 3150-3000, 2700-2600 y 2560-2520 millones de años atrás ( Ma ). [2]
El bloque occidental registra los dos primeros eventos de acreción de corteza, que ocurrieron en 3450 Ma y 3230 Ma. [4] Las tasas de crecimiento continental de los dos eventos son rápidas ya que llevaron a la difusión del vulcanismo de piedra verde. [4]
El bloque central registra cuatro eventos de acreción importantes, que ocurrieron en 3375 Ma, 3150 Ma, 2700 Ma y 2560 Ma. [13] Los datos isotópicos sugieren que la escala del crecimiento continental debido a la acreción de la corteza félsica fue grande durante 2700-2600 Ma y 2560-2520 Ma, lo que condujo al vulcanismo de piedra verde a gran escala en ese momento. [13]
El bloque oriental registra los dos últimos eventos de acreción importantes que ocurrieron en 2700 Ma y 2560 Ma con un crecimiento continental masivo. [22]
Eventos de remodelación de la corteza
La reestructuración de la corteza implica la destrucción de rocas antiguas ( protolitos ) y su regeneración en nuevas rocas. La corteza continental es relativamente antigua si la corteza experimentó eventos de reestructuración de la corteza. En el caso de las rocas que experimentaron reestructuración de la corteza, los minerales como el circón, que es difícil de fundir, se conservan en las rocas reestructuracióndas. Algunos circones nuevos con una edad más joven se formarían en los eventos de reestructuración. [3]
Los eventos de remodelación de la corteza ocurrieron en el rango de tiempo de 3100 a 3000 Ma. [6] Los tres bloques de la corteza registran los eventos de remodelación de la corteza en 2520 Ma debido al ensamblaje final del supercontinente Superia. [3]
En el bloque occidental, se produjeron dos eventos de reorganización. El primero ocurrió hace entre 3100 y 3000 millones de años, lo que dio lugar a la colocación de granito. [6] El segundo evento de reorganización condujo a la colocación de granitos hace entre 2640 y 2600 millones de años. [23]
Para el bloque central, el evento ocurrido en 3140 Ma se considera como la reelaboración de la corteza más temprana debido al evento de acreción TTG entre 3230 y 3140 Ma en el bloque central del cratón. [19]
En el bloque oriental, el segundo evento de reelaboración de temperatura más alta se registró en el centro del bloque, lo que ocurrió entre 2640 y 2620 Ma. [19] El evento de reelaboración está relacionado con el vulcanismo de piedra verde del evento de acreción TTG en 2700 Ma. [19]
Formación y evolución
Modelo de punto caliente intraplaca
Diagrama anotado del modelo de puntos calientes intraplaca antes de 3400 Ma, que forma las mesetas oceánicas. Modificado de Jayananda et al., (2018). [2]
Antes de 3400 Ma, el afloramiento de magma desde el manto condujo a la formación de puntos calientes intraplaca. [5] El magma aflorante formó las mesetas oceánicas con komatíitas y basaltos komatíticos en la corteza oceánica. [5] [24]
Fusión de la corteza oceánica en dos etapas
Diagrama evolutivo de la fusión en dos etapas de la corteza oceánica durante 3350-3100 Ma, que forma los plutones TTG. Modificado de Jayananda et al., (2018) y Tushipokla et al., (2013). [2] [5]
Después de formarse los puntos calientes del penacho del manto, el entorno tectónico fue seguido por una fusión en dos etapas, que incluye la fusión de la corteza oceánica subducida y la fusión de la corteza del arco oceánico engrosada . [25]
En 3350 Ma, debido al empuje de las dorsales oceánicas ( crestas mesoceánicas ), parte de la corteza oceánica se subdujo bajo el manto. [2] La subducción provocó la fusión de la corteza subducida y formó magma que ascendió a la corteza oceánica y formó la corteza de arco de islas oceánicas. [2]
Durante 3350–3270 Ma, el material fundido hidratado máfico a ultramáfico formado por la fusión de la losa fundió la base de la corteza del arco oceánico engrosada, lo que formó el material fundido TTG, así como protolitos magmáticos de TTG en la corteza del arco oceánico. [2] [5]
Durante 3230–3100 Ma, la colisión continua de la corteza del arco de islas oceánicas, el TTG y las mesetas oceánicas, que se forman en la etapa anterior, causó la fusión de la corteza juvenil en el arco de islas oceánicas, que generó plutones de trondhjemita en 3200 Ma. [26] El emplazamiento de trondhjemita generó calor y fluido que llevaron a la fusión que hizo que la corteza TTG de baja densidad se elevara mientras que los volcanes de piedra verde de alta densidad se hundieron, lo que desarrolló las estructuras de domo-quilla entre el TTG y la piedra verde. [26]
Etapa de transición de los TTG
Los TTG transicionales, que se registraron en los bloques central y oriental, se formaron durante 2700–2600 Ma. Los TTG transicionales están relativamente enriquecidos en elementos incompatibles . [27] El enriquecimiento de los elementos incompatibles podría explicar la subducción de alto ángulo y la interacción química entre la cuña del manto y el material fundido de la corteza subducida. [27]
Durante los 2700 Ma, el bloque central y oriental del Cratón Dharwar se había desarrollado en microcontinentes . [28] La meteorización y la erosión de los microcontinentes llevaron a una gran cantidad de entrada de detríticos al fondo del océano y la zona de subducción. [28] Por lo tanto, la losa subducida con una gran cantidad de sedimentos trajo elementos incompatibles al manto debido a una subducción de alto ángulo. [28] La cuña del manto interactuó con la losa, lo que llevó al enriquecimiento parcial de los elementos incompatibles en la cuña y generó magma máfico a intermedio. [2] El magma máfico se elevó y se acumuló debajo de la corteza del arco oceánico, lo que llevó a la fusión parcial de la corteza del arco engrosada y enriquecida con elementos incompatibles y su magma se mezcló para formar los TTG transicionales durante 2700-2600 Ma. [28]
Pasando del derretimiento de la corteza oceánica al derretimiento del manto
Después de la acreción transicional TTG, la corteza oceánica subducida inflexible se rompió y cayó en la astenosfera , lo que llevó al afloramiento del manto debajo de la corteza preexistente. [29] La roca del manto ascendente se elevó a la profundidad superficial y derritió el manto superior para generar magma intermedio a máfico. [29] Luego, el magma se introdujo en la parte media de la corteza. [29] Experimentó diferenciación en cámaras de magma. [29] El calor del magma se transfirió a la roca circundante, lo que llevó a la fusión parcial de los gneises y la formación de granitoides calcoalcalinos. [29]
Magmatismo sanukitoide
Modelo que muestra la acreción transicional de TTG, pasando del derretimiento de la corteza oceánica al derretimiento del manto, así como el magmatismo sanukitoide durante 2740-2500 Ma. Modificado de Jayananda et al. (2013, 2018). [2] [1]
Los sanukitoides se formaron durante los eventos de acreción magmática neoarqueana , que se originaron a partir del manto con bajo dióxido de silicio y alto magnesio. [30] El magma sanukitoide podría generarse por subducción de placas o por formación de penachos. [30]
Los sanukitoides creados por subducción podrían conducir a la alteración química de la cuña del manto y a la fusión de la cuña. [31] La cuña del manto peridotítico se mezcló con fundidos intermedios a félsicos. [31] Esto se puede explicar por la mezcla de los fundidos TTG anteriores. [32] Los sanukitoides creados por la formación de la pluma conducirían a las intrusiones de sanukitoides con alto contenido de magnesio y bajo contenido de dióxido de silicio. [32]
El magmatismo sanukitoide no está relacionado con los eventos de acreción TTG durante 3450–3000 Ma. [2] El magmatismo fue seguido por el evento de acreción transicional TTG en 2600 Ma y solo ocurrió en los bloques central y oriental. [2] Dado que los sanukitoides están enriquecidos en elementos incompatibles y compatibles, mientras que los TTG no, indica que la aparición del magmatismo sanukitoide muestra el cambio tectónico de la fusión de la corteza oceánica a la fusión del manto durante el período de 2600–2500 Ma. [2]
Cierre de zonas de subducción
Durante 2560–2500 Ma, los tres bloques se unieron para formar el Cratón Dharwar y todas las zonas de subducción se cerraron, seguido por el metamorfismo regional debido a la liberación de calor del manto durante 2535–2500 Ma. [33] La cratonización final terminó en 2400 Ma a través de un enfriamiento lento. [33]
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