2.1 INTRODUCCIÓN

Las evidencias dejadas por los procesos geológicosson cada vez más difusas y fragmentarias a medida quepenetramos en las profundidades del tiempo. Este cami-no nos lleva a los orígenes de la Tierra y sus primerasetapas de evolución como planeta. En ese tiempo remo-to ocurrieron fenómenos únicos e irrepetibles como losgrandes bombardeos de asteroides, el comienzo del ciclogeodinámico terrestre, la consolidación de la primera cor-teza a partir de un océano de magma, la formación de losmares y la atmósfera y, como si fuera poco, el origen dela vida. Todos estos eventos acontecieron en este primercapítulo de la historia de la Tierra, que se denomina EónArqueano. Este término es preferible al de Arqueozoico,utilizado hasta no hace mucho, pues los primeros orga-nismos que poblaron la Tierra, como se verá más ade-lante, están lejos evolutivamente no sólo de los animalesa los que alude el sufijo zoico sino también de los otrosreinos como las plantas y los hongos.

El Arqueano es el lapso de tiempo que media entrelas primeras evidencias geológicas materiales – las prime-ras rocas formadas – y los 2500 millones de años (2500

Ma = 2,5 Ga, giga-años o, simplemente, gigas) que mar-can, un tanto arbitrariamente, el inicio del Eón Protero-zoico (Fig. 2.1). Ambos eones están englobados en el tér-mino informal – pero todavía utilizado – de precámbri-co, es decir, el tiempo que antecede al Período Cámbri-co. La edad de las rocas terrestres más antiguas, en con-secuencia, señala el punto de partida del tiempo geoló-gico. Los fenómenos previos no han dejado registromaterial y por eso se habla de tiempos ‘pregeológicos’.Este lapso abarca desde los orígenes de la Tierra comoplaneta hasta las primeras rocas documentadas y ha sidoreferido al Eón Hadeano (de Hades, hermano de Zeus ydios del Averno). Es una unidad informal, ya que notiene registro material. En el Hadeano tuvo lugar la evo-lución temprana de nuestro planeta y su conocimientoes materia de especulación a partir de evidencias y con-ceptos teóricos de la astrofísica. Recientemente, Goldblattet al. (2010) propusieron el nuevo Eón Caotiano paradesignar el tiempo que antecedió la formación de la Tie-rra, es decir, el tiempo pre-Hadeano. Este lapso se exten-dería desde la formación de la nebulosa que dio origenal sistema Solar hasta el momento del impacto del cuer-po que desprendió la Luna (ver § 2.3). Con ese criterio,

2.1 Introducción 2.2 Las rocas más antiguas2.3 Origen del sistema Solar y del sistema Tierra-Luna2.4 La Tierra en sus inicios2.5 El origen del agua y la formación de los océanos2.6 La corteza primitiva2.7 Distribución actual de los cratones2.8 Los más antiguos supercontinentes2.9 Asociaciones litológicas arqueanas2.10 Los depósitos de hierro bandeado2.11 El armazón de Gondwana2.12 Las primeras huellas de vida2.13 La Tierra en el Arqueano

2

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EÓN ARQUEANO

ACADEMIA NACIO N AL DE CIEN CIAS 65

66

postulan llamar Tellus (dios de la Tierra para los roma-nos) a esta proto-Tierra previa a la gran colisión. El Cao-tiano y el Hadeano fueron subdivididos en cinco eras ynumerosos períodos en base a eventos que se suponetuvieron lugar durante la evolución del sistema Solar(Fig. 2.5). El límite entre el Hadeano y el Arqueano,según estos autores, podría coincidir con la finalizacióndel ‘Último Gran Bombardeo’ de asteroides (ver másadelante), un límite bastante difuso que se aproxima, agrandes rasgos, a la edad de las rocas terrestres másantiguas. El Caotiano, sin embargo, tiene más que vercon la historia del sistema Solar que con la historia de

la Tierra como planeta, por lo que no se lo incluyó en elcuadro de la Figura 2.1. Por otra parte, todavía siguesiendo un término informal y difícilmente sea reconoci-do como parte de la escala global de tiempo geológico.

Para dimensionar la enorme magnitud del tiempoprecámbrico tengamos en cuenta que su duración esaproximadamente siete veces la del Eón Fanerozoico(Fig. 2.1). A diferencia de las rocas fanerozoicas, lamayoría de las rocas precámbricas no pueden ser estu-diadas por medio de las herramientas clásicas de laestratigrafía, la paleontología y el paleomagnetismo. Losterrenos precámbricos necesitan del auxilio de la petro-logía ígnea y metamórfica, la geoquímica y la geologíaisotópica. Las rocas precámbricas, y en particular lasdel Arqueano, suelen estar muy deformadas y meta-morfizadas, por lo que sus atributos originales son másdifíciles de desentrañar (Fig. 2.2). El registro geológicode los primeros 2 Ga es muy incompleto pues muchasevidencias se han borrado, de allí que existan numerosashipótesis acerca de fenómenos tan variados como la for-mación de la corteza continental, la geodinámica interna(¿había placas litosféricas?), el crecimiento de los conti-nentes, la composición de la atmósfera primitiva y elorigen y diversificación de los primeros organismos.También es más difícil identificar eventos geológicosde carácter global que sean útiles para subdividir elArqueano en eras y períodos. Por eso las divisionesinternas (Eo, Paleo, Meso y Neoarqueano) son, al menoshasta ahora, puramente cronológicas (Fig. 2.1), al igualque la mayoría de las subdivisiones del Eón Protero-zoico. Sin embargo, al menos respecto del Proterozoico,existe actualmente la intención de definir sus límites uti-lizando eventos geológicos o biológicos (ver § 3.15). Es elcaso del Sistema Sideriano, una de las divisiones delProterozoico, cuyo nombre refleja el notable desarrolloen ese tiempo (aunque no es el único) de depósitos dehierro bandeado, el Criogeniano, que denota la existen-cia generalizada de depósitos glaciales, y el Ediacaria-no, caracterizado por el desarrollo de una fauna muyparticular de metazoos primitivos descubierta por pri-mera vez en Ediacara, Australia. Pero este esto no seaplica al Arqueano, donde las equivalencias entre loseventos magmáticos, tectónicos y metamórficos quetuvieron lugar en distintos continentes se siguen esta-bleciendo mediante dataciones radioisotópicas.

2.2 LAS ROCAS MÁS ANTIGUAS

La edad exacta de nuestro planeta es difícil de esta-blecer en forma directa pues, al comienzo, los materia-les estaban íntegramente fundidos. Además, muchas deestas rocas primigenias fueron destruidas por procesostectónicos y térmicos posteriores. Sin embargo, la edad

CAPÍTULO 2

Figura 2.1. Subdivisión del Eón Arqueano y edades absolutas de suslímites (en millones de años).

Figura 2.2. Rocas metamorfizadas y plegadas del Arqueano en el Escu-do Canadiense, América del Norte.

67

de la Tierra puede calcularse asumiendo que el Sol y losplanetas que giran a su alrededor se formaron al mismotiempo. En consecuencia, las rocas lunares y los meteo-ritos (que corresponden a fragmentos de planetas des-truidos) brindan una valiosa información. Todo indicaque la Luna fue originalmente parte de la Tierra y quesu separación fue previa al inicio del reciclado de lasrocas producido por la tectónica de placas, por lo quedebió haber ocurrido muy al comienzo de su historia.Las muestras de roca extraídas durante las diversasmisiones lunares, como la Apolo 6, han dado edadesmáximas de 4,4 - 4,5 Ga. Las edades isotópicas de losnumerosos meteoritos caídos en la superficie terrestreson del orden de 4,5 Ga. Las estimaciones más recientesindican una edad de 4,56 Ga para el origen del sistemaSolar y de la Tierra, con un error menor del 1%.

Los materiales terrestres más antiguos encontradoshasta ahora son granos de circón (SiO4Zr) detrítico dealrededor de 4,4 Ga presentes en rocas aflorantes en JackHills, en el cratón Yilgarn del oeste de Australia (Wildeet al., 2001; Valley et al., 2014)). Algunos años antes,Compston y Pidgeon (1986) habían logrado separar delas mismas rocas de Jack Hills circones de 4,27 Ga, perolas nuevas dataciones Pb207/Pb206 obtenidas con unamicrosonda SHRIMP elevaron la edad en cerca de 130Ma respecto del dato anterior, lo que sitúa la formaciónde estos cristales en pleno Eón Hadeano. El circón es unsilicato física y químicamente inerte bajo un ampliorango de condiciones geológicas por lo que aparecerecurrentemente como detritos reciclados en rocas másjóvenes (Fig. 1.36). De esta datación se puede inferir quea los 4,4 Ga, tan sólo 0,15 Ga después de la formación delplaneta, ya existía una corteza sólida, aunque esas rocasaún no han sido encontradas in situ.

En casi todos los continentes afloran rocas cuyasedades isotópicas exceden los 3,5 Ga. Las más antiguasson el complejo de rocas verdes Nuvvuagittuq de Que-bec, Canadá, datadas en 4,28 Ga por medio de Nb142

en roca total (O’Neil et al., 2008). En ese mismo cinturónafloran anfibolitas, cuerpos gabroides y unidades de hie-rro bandeado (BIF, ver § 2.9) con una edad mínima de3,75 Ga (Mloszewska et al., 2012).

En Groenlandia, en la localidad de Isua, hay rocasmetamorfizadas en la facies de la anfibolita cuyos pro-tolitos fueron rocas volcánicas con estructuras pillow,depósitos de hierro bandeado y rocas carbonáticas deorigen sedimentario (dolomías) acumuladas en aguaspoco profundas, fechadas en alrededor de 3,8 Ga (Fig.2.3). Esto pone en evidencia que ya a comienzos delArqueano había una incipiente corteza continental,arcos volcánicos y océanos relativamente fríos.

2.3 ORIGEN DEL SISTEMA SOLAR Y DEL SISTEMATIERRA-LUNA

El Universo tiene una edad estimada entre 12 Gay 15 Ga, según el método utilizado. Las edades de lasestrellas más antiguas de nuestra Galaxia proveen unaedad mínima para el origen del Universo. La mediciónde la abundancia de U238 ionizado en estrellas ricas enelementos pesados dio una edad de 12,5 ± 3 Ga. La téc-nica más aplicada – y posiblemente la más precisa – paraconocer la edad del Universo se basa en la constantede Hubble, que es la tasa de expansión del Universomedida a partir de la relación velocidad/distancia de lasgalaxias. Una revisión reciente de los parámetros de laconstante de Hubble ha dado una edad de 13,4 ± 1,6 Ga.

El conocimiento de los procesos que condujeron ala formación del sistema Solar proviene de la astrofísi-ca, la cosmoquímica, el estudio de otros planetas y delos meteoritos (Russell, 2007). Si bien se han propuestodiversas hipótesis, los modelos numéricos más consis-tentes indican que el Sol y los planetas se formaron apartir de una nube de gas – principalmente hidrógeno yhelio – y partículas sólidas denominada nebulosa solar(Fig. 2.4). La hipótesis de la nebulosa fue enunciada pri-mero en su forma simple por el filósofo alemán Emma-nuel Kant en 1775 y luego fue desarrollada por Laplaceen 1796. La virtud de esta hipótesis es que explica aspec-tos básicos del sistema Solar, como por ejemplo que losplanetas están situados aproximadamente en un mismoplano (que a su vez coincide con el ecuador solar), quelos planetas rotan en el mismo sentido y que la distanciaentre ellos sigue una ley matemática simple (la Ley deBode). Se supone que esta nube de polvo y gas interes-telar colapsó sobre sí misma por efecto de la gravedad.Su velocidad de rotación aumentó a medida que se con-

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

Figura 2.3. Rocas Eoarqueanas de Isua, oeste de Groenlandia, de 3,77 Ga.

68

traía adquiriendo la forma de un disco en el que sehabría diferenciado un sistema de anillos tipo Saturnogirando alrededor de una estrella joven y luminosa quelos astrónomos clasifican como T Tauri (Fig. 2.4). Dadoque el colapso gravitatorio de las partículas fue mayoren la región central del disco, esta se tornó cada vez másdensa y caliente a medida que la compresión aumenta-ba. A una temperatura cercana al millón de grados centí-grados se habría iniciado la fusión nuclear del hidróge-no en helio surgiendo el proto-Sol. Al enfriarse, el mate-rial gaseoso (fase de plasma) del disco protoplanetariose condensó en partículas sólidas y éstas se acrecionarondebido a la colisión mutua y una débil atracción elec-trostática, formando los primero agregados de materiano mayores a un centímetro (cóndrulos) y, luego, cuer-pos del tamaño de asteroides, los planetesimales. Estos,a su vez, se agruparon en una segunda generación deplanetesimales con diámetros del orden de 10 km paraconstituir luego cuerpos del tamaño de la Luna o algomayores denominados ‘planetas embrionarios’ que sesupone eran más numerosos y estaban más cercanosque los planetas actuales. Se estima que en los prime-ros 25 Ma la Tierra habría alcanzado un diámetro cerca-no a los 100 km y a los 100 Ma ya habría alcanzado lamitad del tamaño actual (Fig. 2.5). Una pequeña fracciónde los planetesimales originales quedó orbitando y formóel actual cinturón de asteroides situado entre Marte yJúpiter. Los cuerpos mayores (embriones planetarios) fue-ron eyectados de este cinturóin y pasaron a formar partede los planetas del sistema Solar (Morbidelli et al., 2012).Este proceso de acreción planetaria continúa en el pre-sente, aunque en forma atenuada, como lo testimonia elimpacto del cometa Shoemaker-Levy sobre la superfi-

cie de Júpiter, que pudo observarse directamente enJulio de 1994. También en la Tierra hay evidencias deimpactos, como el Meteor Crater del desierto de Arizo-na, de alrededor de 1200 m de diámetro y 170 m de pro-fundidad. En este caso se trata de un siderito que impactóhace 50.000 años, durante la última glaciación.

La acreción planetaria debió ser un fenómeno enextremo violento, especialmente en sus etapas finales,cuando planetas en formación se amalgamaron entre sía alta velocidad originando colosales impactos (Fig. 2.8).Esto explica las variaciones en las inclinaciones de losplanos orbitales de los planetas – además de su marcadaexcentricidad – y las diferencias en los períodos de rota-ción y la inclinación de los ejes. El cinturón de asteroidesubicado entre los planetas Marte y Júpiter podría repre-sentar un intento abortado de acreción planetaria.Recientemente, observaciones realizadas con el telesco-pio espacial infrarrojo Spitzer de la NASA detectaron unanillo de polvo y escombros orbitando alrededor de unpúlsar, es decir, una estrella gigante que colapsó (Fig.2.6). También se reportó el hallazgo de una enorme can-tidad de partículas calientes de silicatos alrededor deuna estrella del tipo del Sol. Esta nube se interpretó

CAPÍTULO 2

Figura 2.5. Sucesión de los principales eventos ocurridos desde la for-mación de la nebulosa solar hasta la formación de la primera cortezacontinental. El Eón Arqueano comienza a partir de la formación de losprimeros núcleos de corteza, en el anteúltimo evento.

Figura 2.4. Representación artística de tres estadios en la formaciónde los planetas del sistema Solar. Arriba, formación del proto-Sol; almedio, acreción de los planetas; abajo, el sistema Solar en el presente.

69

como el resultado de grandes colisiones entre asteroides,como las que tuvieron lugar en las primeras fases de for-mación de los planetas. Actualmente, la débil pero per-sistente colisión entre asteroides del sistema Solar gene-ra una tenue nube de polvo conocida como luz zodiacaldebida a la luz reflejada por las partículas (Song et al.,2005).

El origen de la Luna es actualmente explicado eneste contexto de acreción planetaria y no como un simpledesprendimiento o fisión de una parte del mantoterrestre por efectos de la fuerza de rotación, como supu-so George Howard Darwin (hijo de Charles Darwin),o como un cuerpo extraño capturado por efecto de lagravedad terrestre. La hipótesis del gran impacto – o dela fisión inducida – propuesta independientemente porHartman y Davis (1975) y por Cameron y Ward (1975),goza actualmente de gran consenso (Fig. 2.7). Entre otrascosas, explica por qué la Luna carece de núcleo metálico(o si lo tiene es muy reducido) y su composición es simi-lar a la del manto terrestre, aunque muy empobrecidoen elementos volátiles como el Na, K, y Ca. Las simu-laciones por computadora suponen la colisión de laTierra con un cuerpo planetario (al que se llamó Theia)que tenía alrededor del 10% de la masa de la Tierra, esdecir, comparable a Marte, impactando a 10 km/seg, loque explicaría el momento angular (la suma del movi-miento orbital más el de rotación) del sistema Tierra-Luna y también la inclinación de ~23° del eje de rota-ción terrestre. Dado que los parámetros involucradosson numerosos (masa del cuerpo que chocó, ángulo delimpacto, estado físico de la Tierra en ese momento, etc.)hay diversas soluciones posibles. Por ejemplo, el núcleodel cuerpo impactante puede haber sido enteramenteincorporado a la Tierra, o sólo en parte. Se infiere que

el gigantesco choque produjo un desprendimiento delmanto terrestre en forma de una pluma de material vola-tilizado que quedó orbitando alrededor de la Tierra. Estematerial eyectado se condensó en sólo algunas decenasde años para formar la Luna. Un problema no resueltoes que estas simulaciones prevén que el 60-80% delmaterial lunar se formó a partir del cuerpo impactante(modelo de impacto de alta energía), pero el mantoterrestre y la Luna, de acuerdo a los análisis disponibles,tienen una composición isotópica similar. Esto es muydifícil de explicar en razón de que cada cuerpo planeta-rio tiene una signatura isotópica distinta según su origendentro del sistema Solar. Un estudio reciente basado enla comparación del contenido del isótopo pesado K41 enrocas lunares y del manto terrestre favorece el modelode ‘alto impacto’ sobre el de ‘bajo impacto’ (Wang yJacobsen, 2016). Según este último, la Tierra habría que-dado envuelta en una atmósfera de silicatos fundidos deorigen cortical. En la colisión de ‘alta energía’, en cam-bio, la violencia del choque fue tal que vaporizó el cuer-po impactante y gran parte de la proto-Tierra (incluyen-do parte de su manto) formándose un disco superfluidoa partir del cual se habría condensado la Luna. El dato

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

Figura 2.6. Foto tomada en el año 2006 con el telescopio espacial infra-rojo Spitzer de la NASA en la que se observa un disco brillante depolvo y gases girando alrededor de un púlsar localizado a 13.000millones de años/luz de la Tierra.

Figura 2.7. Simulación por computadora del impacto de un cuerpo deltamaño de Marte con la Tierra. El núcleo metálico aparece en azul y elmanto en tonos rojizos. En la colisión parte del núcleo del cuerpoimpactante es transferido a la Tierra; el resto del material formó unapluma de rocas volatilizadas que luego darán origen a la Luna. Todala secuencia duraría menos de 30 minutos (simulación realizadapor Cameron, del Harvard-Smithsonian Center for Astrophysics,Cambridge).

70

clave que aporta este trabajo, surgido a partir de análisisisotópicos de muy alta precisión, es que las rocas luna-res están enriquecidas en K41 respecto de las de la Tierra.En un trabajo publicado poco después, Lock et al. (2018)explicaron las diferencias isotópicas entre la Tierra y laLuna por medio de una colisión de dos planetas congran momento angular cuyo resultado fue una nuevaestructura planetaria en forma de ‘rosca’ que denomina-ron synestia, constituida por silicatos vaporizados atemperaturas extremadamente elevadas (4000-6000°C)a tal punto que los conceptos tradicionales de mantoy atmósfera ya no son aplicables. La condensación dela periferia más fría de esta ‘nube’ habría generado

pequeñas lunas que quedaron orbitando y finalmente seacrecionaron para formar la Luna actual. Según los auto-res, impactos gigantes formadores de synestias fueronfrecuentes en las etapas finales de la acreción de la Tierra.

Dada la edad de ~4,53 Ga de las rocas lunares recu-peradas en las misiones Apolo, se calcula que nuestrosatélite se originó entre 30 y 50 Ma después que la Tierraalcanzó la categoria de planeta. En un principio, la Lunaestaba cubierta por un océano de magma de hasta 450km de profundidad, pero luego los silicatos más livianoscristalizaron formando las típicas anortositas de lasuperficie lunar. En los estadios finales, las depresionestopográficas fueron rellenadas por coladas de basaltoformando las regiones oscuras de su superficie – los lla-mados ‘mares’– en los que se han preservado los cráte-res dejados por sucesivas colisiones de meteoritos (Fig.2.9).

Luego del gran impacto que separó la Luna, elbombardeo de la Tierra por asteroides de gran tamaño(más de 300 km de diámetro) continuó al menos hastalos 3,8 Ga. A partir de entonces el tamaño de los cuerposimpactantes debió haber decrecido gradualmente, aun-que hasta los 3,3 Ga las colisiones de cuerpos de hasta100 km fueron todavía frecuentes. Se estima que estebombardeo tuvo una marcada incidencia en los proce-sos que dieron origen a la vida (ver § 2.12).

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 sonmás densos (3,9 a 5,4 g/cm³) que los planetas más exter-nos (también llamados jovianos) como Júpiter, Satur-no, 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 (de ahí su nombre de‘gigantes gaseosos’).

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 laroca ultrabásica denominada peridotita. La corteza delos continentes es diferente de la de los océanos, puestiene una composición comparable a la de la andesita,mientras que la corteza oceánica está formada por rocasde naturaleza basáltica. Desentrañar los procesos quellevaron a esta diferenciación ha sido uno de los grandestemas teóricos de la geología. Se supone que, en uncomienzo, la estructura interna de la Tierra era relativa-mente homogénea aunque el proceso de diferenciación

CAPÍTULO 2

Figura 2.9. Los innumerables cráteres que cubren la superficie lunarreflejan los impactos de la lluvia de asteroides y cometas que afectó laregión interna del sistema Solar durante el Gran Bombardeo.

Figura 2.8. Visión artística de la Tierra durante el Ultimo Gran Bom-bardeo meteorítico a comienzos del Arqueano, alrededor de 0,7 Gadespués de su formación.

71

debe haber comenzado muy temprano en su historia,alrededor de 10 Ma de años después de su formación.

Es posible que en la fase final de la formación dela Tierra haya ocurrido un fuerte calentamiento por laacreción de planetesimales (transformación de energíacinética en calórica) cuyo clímax se sitúa entre los 3,8 y3,9 Ga. Esto está corroborado por las dataciones isotópi-cas de las rocas de impacto (ejecta) muestreadas alrede-dor de los cráteres de la Luna por las sucesivas misionesApolo. Notablemente, las edades se agrupan entre 4,1 y3,8 Ga, no habiendo edades más viejas aunque sí edadesque llegan hasta los 2,5 Ga. Este evento se conoce comoÚltimo Gran Bombardeo (Late Heavy Bombardment, LHB)e involucró el impacto tanto de asteroides como de come-tas (Fig. 2.8). De acuerdo a Marchi et al. (2014) al menosel 70% de la superficie de la Tierra hadeana fue com-pletamentre reprocesada por efecto de impactos quehundieron y mezclaron las rocas fundidas, lo que expli-ca la ausencia de rocas más antiguas. Estos impactosinvolucraron algunos cuerpos de entre 500 y 1000 kmde diámetro capaces de producir la evaporación de losocéanos a escala global y la esterilización total de losorganismos. Este escenario se habría mantenido almenos hasta los 4 Ga para luego decrecer los impactosen magnitud y frecuencia. Se estima que la causa delLHB fue una alteración de las órbitas de los cuatro pla-netas gigantes (Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno)debido a la interacción de su masa con el denso disco deplanetesimales. Su desestabilización habría causadouna masiva incursión de planetesimales hacia el interiordel sistema Solar, perturbando incluso el cinturón deasteroides, parte los cuales terminaron colisionando nosólo con la Tierra y la Luna sino también con Marte,Venus y Mercurio (Gomes et al., 2005). El Gran Bombar-deo no ha dejado rastros evidentes sobre la superficieterrestre debido al efecto combinado de la tectónica, lameteorización y la erosión, a diferencia de otros planetasinteriores o satélites como Marte o la Luna, en cuyassuperficies se han preservado incontables cráteres (Fig.2.9).

Otros factores que contribuyeron al incremento delcalor interno de la Tierra fueron la compresión gravita-toria y la radioactividad. Esta última fue generada por ladesintegración del U, Th, K40 y Al26 y habría sido cincoveces mayor que en la actualidad. Así, en poco tiempo,la temperatura pudo haber alcanzado el punto de fusióndel hierro, de alrededor de 2000°C, menos refractario quelos componentes silicatados. Por su densidad mayor, elhierro, níquel y otros metales siderófilos se hundieronhacia el centro formando el núcleo metálico, mientrasque los silicatos de Mg, Al, Ca, K y Na, más livianos, fue-ron desplazados hacia las envolturas más externas paraformar el manto. Esta diferenciación, entre otras conse-

cuencias, dio origen al campo magnético terrestre. Elcolapso gravitacional que condujo a la formación delnúcleo terrestre debió haber generado un calentamientoadicional que fundió nuevamente parte de los silicatosdel manto, aunque no hay consenso acerca de la mag-nitud de la fusión de los materiales más externos. Losvolátiles, como el vapor de agua y diversos gases, llega-ron a la superficie formando la primitiva atmósfera y losprimeros océanos. Se estima que la envoltura gaseosacomenzó a ser retenida cuando la Tierra alcanzó alrede-dor del 40% de su tamaño actual.

Las principales incógnitas se refieren a la extensióny naturaleza de la corteza primitiva, su edad y los pro-cesos de su formación. Otro aspecto es la diferenciaciónde la corteza oceánica y continental. Ambos tipos de cor-teza tienen diferencias notables, no sólo en sus carac-terísticas petrográficas sino también en su edad: Lasrocas continentales más antiguas, como dijimos, superanlos 3800 Ma, mientras que la corteza oceánica más anti-gua tiene sólo 180-190 Ma (edad Jurásica), aproximada-mente 20 veces más joven que el basamento más antiguode los continentes. Esto tiene un profundo significadogeológico pues revela que los continentes, por su impo-sibilidad de subducir en el manto, son los que preservanlos testimonios de la historia de la Tierra, desde la pri-mera formación de corteza hasta nuestros días. La corte-za oceánica, por el contrario, es efímera, se recicla una yotra vez en las zonas de subducción y de ella sólo suelenconservarse retazos en los cinturones orogénicos, par-ticularmente a lo largo de las suturas continentales. Elestudio de la corteza oceánica actual, no obstante, apor-ta valiosos datos sobre la historia mesozoica y cenozoi-ca, como veremos más adelante.

2.5 EL ORIGEN DEL AGUA Y LA FORMACIÓN DELOS OCÉANOS

Al final de la etapa acrecional la envoltura externade la Tierra estaba compuesta por silicatos fundidos for-mando un extenso ‘océano’ de magma. Al descender latemperatura, su parte más externa comenzó a solidifi-carse originando los primeros núcleos de corteza. Lapresencia de circones de 4,4 Ga indica que no toda la Tie-rra estaba fundida y que ya había núcleos corticalesembrionarios sólo 160 millones de años después de laacreción. El principal influjo de calor provenía de losimpactos de los planetesimales que fundían una y otravez esta delgada corteza original, creando reservoriosde magma que, por diferenciación, originaban mate-riales más livianos que quedaban en la superficie y sili-catos más densos que tendían a hundirse.

En ese escenario se generaron la envoltura gaseosay los primeros océanos, elementos cruciales en la evo-

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

72

lución subsiguiente del planeta (ver § 3.4). La atmósferaprimitiva se originó a partir de gases emanados desdeel interior por un proceso conocido como desgasificacióndel manto terrestre. Si bien la composición de la atmós-fera arqueana es tema de especulación, hay consenso enque era muy rica en CO2 (entre 10 y 100 veces más queen el presente) y vapor de agua, y contenía cantidadesmenores de nitrógeno, metano, amoníaco, dióxido deazufre y vestigios de oxígeno, este último producto de lafotolisis de moléculas de agua en las capas más altasde la atmósfera. Se estima que en el Arqueano la con-centracion de oxígeno libre en la atmósfera era la milési-ma parte de la actual. Recién a incicios del Proterozoico,con la expansión de los microorganismnos capaces derealizar fotosíntesis oxigénica – la única fuente de O2 –comienza la oxigenación de la atmósfera.

El CO2 disuelto en los océanos reingresaba en el sis-tema hidrotermal pero en parte precipitaba como car-bonatos. El resultado fue una disminución neta de laconcentración de CO2 en la atmósfera y la consiguientereducción del efecto invernadero. Esto contribuyó alenfriamiento, la condensación del vapor de agua y la for-mación de la hidrosfera. El agua de estos primerosmares, además de seguir enfriando la superficie, jugó unpapel decisivo en la ulterior diferenciación de la corte-za continental. Pero ¿hubo agua líquida antes de esaépoca? ¿pueden estimarse las condiciones de temperatu-ra?. Como se vio previamente, los únicos registros pre-servados de esa edad son pequeños cristales de circón

detrítico reciclados en rocas más jóvenes. El circón es unmineral traza frecuente en rocas graníticas y más escasoen rocas máficas, como los basaltos. Además de ser exce-lentes para fechar rocas (ver Capítulo 1) los cristales decircón proveen valores del isótopo estable O18, cuyaproporción varía según las condiciones de formación delas rocas ígneas. El análisis de circones de 4,2 Gademostró que la proporción de O18 (8-10‰) es similar ala de los circones presentes en granitoides formados apartir de un protolito alterado hidrotermalmente. A par-tir de esto, Valley et al. (2002) infirieron que en ese tiem-po no sólo ya había océanos sino que la temperatura dela superficie terrestre no era muy distinta a la de épocasposteriores, pues de no ser así el agua habría estado ínte-gramente bajo la forma de vapor.

Robert y Chaussidon (2006), basados en los isótoposde silicio de cherts arqueanos, estimaron una temperatu-ra oceánica de 50-70°C, lo que implica un potente efectoinvernadero por acción del metano. En cambio Blake etal. (2010), usando isótopos de oxígeno en fosfatos, esti-maron una temperatura superficial de 26-35°C, similara la de los mares tropicales. Aquí se plantea la llamadaparadoja del Sol débil primitivo enunciada primero porSagan y Mullen en 1972. Es sabido que la temperaturadel Sol se ha ido incrementando con el tiempo y se cal-cula que su luminosidad en el Arqueano fue alrededorde un 30% menor que en el presente. La paradoja es quesi con un Sol mucho más brillante la Tierra ha experi-mentado varias glaciaciones, la superficie planetariahace 4 Ga debería haber estado cubierta por una gruesacapa de hielo. Sin embargo, la evidencia de la acción deagua líquida en rocas sedimentarias de Isua y Nuvvua-gittuq y de los circones de Jack Hills indican tempera-turas por arriba de 0°C (Sagan y Chyba, 1997). La pre-sencia de agua en la Tierra primitiva está corroborada,además, por la existencia de rocas sedimentarias de ori-gen marino de más de 3,8 Ga y de lavas en almohadillao pillow lavas, cuya forma se debe a que se solidificaronrápidamente debajo del agua, aunque en este últimocaso se trata de aguas marinas profundas. La paradojadel Sol débil se resulve apelando a altas concentracionesde gases invernadero en la atmósfera primitiva, ya seade CO2 y/o metano, de modo que aún con menos irra-diación se alcanzaron temperaturas por arriba del puntode congelación.

En el sistema Solar los océanos constituyen unrasgo exclusivo de nuestro planeta, aunque otros plane-tas como Marte o Venus pueden haber tenido agua líqui-da superficial en algún momento de su historia. La pri-mera cuestión a resolver es de dónde provino el aguaterrestre dado que los planetesimales que originaron laTierra no contenían agua suficiente, lo que implica bus-car fuentes alternativas (Fig. 2.10). Una posibilidad es

CAPÍTULO 2

Figura 2.10. Contenido de agua en cometas y asteroides en funcion desu distancia al Sol. En los cometas y condritas carbonáceas el agua con-tienidad equivale al 5-10% de su masa y en las ordinarias es de solo0,1%. AU: Unidad Astronómica (UA=1 es la distancia promedio Tie-rra-Sol). El gráfico muestra que los cuerpos más externos del sistemaSolar son los más ricos en agua. (Simplificado de Morbidelli et al.,2012).

73

asumir que la Tierra primitiva capturó por gravedad laatmósfera rica en hidrógeno presente en el disco pro-toplanetario, el que fue posteriormente oxidado por elOFe del magma formándose agua (Ikoma y Genda, 2006).Este modelo, sin embargo, no da cuenta de la muy dis-tinta relación Deuterio/Hidrógeno (D/H) del agua asíformada respecto del agua terrestre actual. Otra alter-nativa es que haya estado contenida en el interior deplanetesimales, de embriones planetarios o de asteroi-des (condritas carbonáceas) cuya agua tiene, desde elpunto de vista isotópico, una relación D/H casi idénticaal agua terrestre (Morbidelli et al., 2012). La tercera posi-bilidad es que provino de impactos de cometas, cuya‘cola’ contiene abundante hielo y los ubica como loscuerpos más ricos en agua del sistema Solar (Fig. 2.10).Uno de los problemas es que la cantidad de cometasque estadísticamente podrían impactar la Tierra parecedemasiado baja como para explicar el volumen de aguaactual. Por otra parte, la relacion D/H en los cometas escerca del doble de la del agua terrestre. Sin embargo,un estudio reciente revela que el agua de los cometasoriginados en el cinturón de Kuiper tiene una relaciónsimilar a la de la Tierra por lo que podrían haber sidouna fuente sustancial de agua (Hartogh et al., 2011).El cinturón de Kuiper es un disco formado por cometasy otros objetos que orbitan alrededor del Sol a unadistancia de 30 a 50 UA (unidades astronómicas) (verexplicación en Fig. 2.10).

2.6 LA CORTEZA PRIMITIVA

Debido a la abundancia de komatiita (Fig. 2.11) 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 afloramientos

del 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 (estructuraspinifex). Por sus características petrológicas y geoquí-micas se acepta que las lavas komatíticas se formaron auna temperatura mayor de 1500°C, mucho más alta quela de las lavas actuales, que lo hacen a alrededor de1350°C. Su frecuencia disminuye drásticamente en rocasmás jóvenes, lo que indica que la temperatura externa dela Tierra fue decreciendo a través del tiempo. Se estimaque el flujo térmico en el Arqueano era entre 3 y 6 vecesmayor que en el presente y la temperatura promedio delmanto era 400 a 500°C más alta debido al mayor aportede calor por radioactividad, sumado a la cristalizaciónexotérmica y al calor residual de la acreción original.Tales temperaturas deben haber disminuido sustancial-mente la viscosidad del manto lo que favoreció el desa-rrollo de enérgicas corrientes convectivas (Jaupart yMareschal, 2010). Hay que tener presente que la con-vección constituye un sistema de refrigeración globalmediante el cual las rocas más calientes –y por ello

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

Figura 2.12. Representación esquemática de dos etapas en la forma-ción de 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 corteza oceá-nica y la formación de la primera corteza continental de composicióntonalítica (simplificado de Condie, 1986).

Figura 2.11. Sección delgada de una komatiita vista con luz polariza-da mostrando los cristales de piroxeno con estructura spinifex.

74

menos densas– ascienden y liberan calor al exterior.En esas zonas de divergencia de las células convectivases donde se habrían formado las primeras dorsalessubmarinas (Fig. 2.12 A).

Un aspecto importante es que la pérdida de caloren las dorsales es proporcional a la raíz cúbica de la lon-gitud de las mismas. Por eso, si el flujo de calor en elArqueano era tres veces mayor, la longitud de las dor-sales debió ser inicialmente 27 veces mayor que en laactualidad. De no haber existido este sistema de enfria-miento, la Tierra se hubiera calentado al punto de fun-dir íntegramente las rocas de la corteza. Sin embargo, laexistencia de rocas cristalizadas de más de 4 Ga pruebaque tal fusión generalizada no ocurrió. La velocidad deexpansión de la delgada corteza oceánica fue mayor quela actual, por lo que debió compensarse con el desarro-llo de extensas zonas de subducción. De otra forma laTierra habría expandido su volumen, de lo cual no hayevidencias convincentes.

Según el clásico modelo de Condie (1986), a partirde las dorsales submarinas se inició la formación de unaprimera corteza komatítica inestable. Por su alta densi-dad, comenzó a hundirse formándose incipientes zonasde subducción siendo rápidamente reciclada en elmanto por el elevado gradientegeotérmico. Pero en ciertomomento, debido al continuoenfriamiento de la envolturaexterna de la Tierra, la cortezade komatiita hidratada hundi-da en las zonas de subducciónse fundió sólo parcialmentegenerando por cristalizaciónfraccionada magmas de com-posición granítica que ascen-dieron formando arcos magmá-ticos de tipo insular (Fig. 2.12B). Las rocas que formaronestos primeros embriones decorteza continental erantrondhjemita, tonalita y grano-diorita, de ahí su denomina-ción TTG. Se ha postuladoque antes de los 3,1 Ga elángulo de subducción de lacorteza komatítica era muybajo, por lo que casi no habíainteracción del magma TTGcon la cuña de manto supraya-cente, pero en el Meso y Neoar-queano las tonalitas se fueronenriqueciendo en Cr y Ni, loque indica una mayor contami-

nación con materiales del manto y, en consecuencia, unamayor inclinación de las zonas de subducción. Recién afines del Arqueano se habría producido la transiciónentre un escenario caracterizado por numerosas placasdúctiles y veloces a otro dominado por continentes másextensos y más fríos y, posteriormente, al ensamble desupercontinentes. Estos, a su vez, actuaron como unapantalla que aisló el flujo de calor interno, con el consi-guiente recalentamiento del manto subyacente y eldesarrollo de vigorosas corrientes convectivas, lo quellevó a la ruptura continental y a la expansión de nuevosocéanos, tal como ocurre en la tectónica de placasmoderna (Ernst, 2009).

Un aspecto controvertido es el papel que jugaron enla génesis de la corteza continental determinados proce-sos no vinculados a la tectónica de placas. Se cree que seprodujeron reajustes de tipo vertical en sitios donde elbasamento siálico fue cubierto por extensos flujosbasálticos. Tal configuración debió ser inestable en tér-minos gravitacionales debido a la inversión de las den-sidades, de modo que las rocas más densas se hundierony parte de la corteza TTG fue removilizada y emplaza-da en forma de domos diapíricos, como se observaactualmente en el cratón de Pilbara de Australia. En otras

CAPÍTULO 2

Figura 2.13. 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).

75

regiones, sin embargo, los procesos habrían estadomás ligados a deformación tangencial, como la que seproduce en las zonas de convergencia de placas. Tal es elcaso del complejo Nuvvuagittuq del norte de Quebecmencionado al comienzo (§ 2.2) en el cual las trondhje-mitas-tonalitas-granodioritas se habrían formado enarcos magmáticos originados por el reciclado de unacorteza máfica. Es dificil saber hasta que punto este esce-nario es comparable con la moderna tectónica de placas,pero lo que es seguro es que involucró esfuerzos com-presivos que son difíciles de reconciliar con modelosbasados exclusivamente en una tectónica vinculada aplumas del manto (Adam et al., 2012).

2.7 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. 2.13). Estosnúcleos de rocas precámbricas se denominan cratones.Su parte aflorante, de escaso relieve, forma los escudos,mientras que la que yace bajo una cubierta sedimentariaconstituye las plataformas (aunque a veces suele incluir-se bajo el nombre de ‘plataforma’ tanto las rocas precám-bricas aflorantes como su cubierta fanerozoica). Por surigidez y estabilidad tectónica, los cratones forman elarmazón estructural de los continentes. En la periferiade los cratones se desarrollaron las regiones ‘móviles’ dela Tierra correspondientes a los extensos cinturonesorogénicos fanerozoicos. En América del Sur estánrepresentados por las fajas orogénicas Caribe y Andina.

Un rasgo llamativo, aún poco comprendido, es quelos cratones más antiguos poseen una extensa raíz oquilla que alcanza entre 250 y 350 km de profundidad,tal como lo evidencian las velocidades anormalmentealtas de las ondas sísmicas. Esto significa que las raícesson relativamente frías (hay menor cantidad de rocafundida). A profundidades del orden de 120-150 km ya temperaturas menores de 1000°C se produce la fasede transición grafito-diamante, por lo que los diaman-tes son casi exclusivos de los cratones arqueanos (King,2005).

De acuerdo a su distribución geográfica actual, sereconocen dos conjuntos de cratones, los septentrio-nales y los australes (Fig. 2.13). Entre los primeros estánlos cratones Lauréntico (o Canadiense), de Groenlandia,Báltico (o Fenoscándico), Siberiano y Sínico. Este últimoestá constituido, a su vez, por los escudos Sino-Coreano,de Yangtzé y de Tarim.

El cratón Lauréntico está formado por diversosnúcleos arqueanos (Superior, Hearne, Rae, Slave, Wyo-

ming) y orógenos paleoproterozoicos (2,0-1,8 Ga) detipo colisional, de los cuales el orógeno Trans-Hudson esuno de los más extensos, como se verá en el Capítulo 3(Fig. 2.14). Hay evidencias paleomagnéticas que sugie-ren que los cratones Superior y Hearne estuvieron sepa-rados por un océano de más de 4000 km de anchura yla colisión entre ambos, de acuerdo a las dataciones, seprodujo a los 1,9-1,8 Ga.

El cratón Báltico está cubierto por una potentesecuencia proterozoica y fanerozoica que constituye laPlataforma Rusa, por lo que sólo están bien expuestos elescudo Fenoscándico, en el NO de la región escandina-va, y el Ucraniano, en el SE (Fig. 2.15). A partir de estu-dios geofísicos y de perforaciones profundas se ha pues-to en evidencia que debajo de la cobertura sedimentariade la plataforma del este de Europa hay extensas áreasde rocas arqueanas y proterozoicas con diferentes his-torias geológicas, por lo que actualmente se divide albasamento de esta región en los bloques Sarmatia, Fenos-candia y Volgo-Uralia (Zhao et al., 2002). Estos se amal-gamaron a los 1,9-1,8 Ga y las suturas están representa-das por los orógenos Ruso Central y Pechemel. A su vez,el cratón de Fenoscandia está formado por dos bloquesarqueanos más pequeños, Kola y Karelia, unidos tam-bién por un orógeno colisional (Fig. 2.15).

Los principales escudos australes son los de Guaya-

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

Figura 2.14. Principales provincias corticales del escudo Lauréntico oCanadiense. Las provincias arqueanas están suturadas por orógenospaleoproterozoicos (en negro). En la periferia del escudo hay oróge-nos más jóvenes (simplificado de Hoffman, 1988).

76

na, Amazonas, San Francisco, Africano, Índico, Austra-liano y Antártico. Desde fines del Proterozoico forma-ron parte del supercontinente Gondwana el 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 Norafricano, 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 domi-

nios corticales. Con este término se designan áreas decorteza caracterizadas por determinadas asociacionespetrotectónicas, lineamientos estructurales, patronesde metamorfismo, rangos de edades radimétricas y sig-naturas isotópicas. Todos estos rasgos reflejan un deter-minado contexto geodinámico y una particular historiade deformación. Estos dominios corticales están limita-dos por discontinuidades estructurales tales comomegasuturas o zonas de cizalla. La provincia CentralAmazónica del escudo Brasiliano, la provincia Pilbaradel escudo Australiano y la provincia Superior del escu-do Canadiense son buenos ejemplos.

2.8 LOS MÁS ANTIGUOS SUPERCONTINENTES

Dado que actualmente la mayoría de los cratonesestán rodeados de orógenos más jóvenes, se presumeque durante el Arqueano fueron elementos indepen-dientes que luego se ensamblaron formando bloquescontinentales de mayor envergadura. Sin embargo, laposición geográfica original de los cratones arqueanoses una cuestión aún no resuelta. La causa de esta incer-tidumbre es la dificultad de aplicar los métodos clási-cos de la paleogeografía (paleomagnetismo, paleobio-geografía) a rocas de esta edad. Si bien al menos desdelos 3,5 Ga existió un campo magnético con característi-cas similares al actual, los paleopolos confiables para elArqueano son todavía muy escasos debido a la sobreim-posición de eventos más jóvenes. Las evidencias paleon-tológicas son inaplicables debido a la extrema rareza defósiles. Por ello, la identificación de supercontinentes enel pasado remoto de la Tierra tiene grandes limitaciones.

El término supercontinente ha sido definido comoel ensamble de todos o casi todos los bloques continen-tales en un único continente (Rogers y Santos, 2003), perolos geólogos que trabajan en terrenos precámbricos pre-fieren hablar de ‘supercratones’ pues no hay certezade que realmente todos los continentes hayan estadounidos (Bleeker, 2003). El mayor problema es determinarcuáles son las evidencias geológicas que señalan amal-gama de supercontinentes y cuáles las que indican rup-tura y disgregación. De los numerosos criterios, haydos que parecen coincidir razonablemente bien: (1) laabundancia de márgenes pasivos en el registro geológicoglobal es mínima durante la amalgama de un supercon-tinente y alcanza un máximo durante la ruptura. Esto seobserva con nitidez cuando se analiza el ensamble y rif-ting de la Pangea permotriásica; (2) la abundancia de cir-cones detríticos aumenta durante la convergencia y coli-sión de placas pues está directamente relacionada con elmagmatismo generado en las zonas de convergencia (Fig.2.16). Por el contrario, con la formación de un supercon-tinente la producción de circones declinará abrupta-

CAPÍTULO 2

Figura 2.15. Arriba: escudos arqueanos y proterozoicos del cratónBáltico. En el sector noreste de la península escandinava los terrenosarqueanos Kola y Karelia están suturados mediante un cinturónorogénico. Abajo: interpretación geodinámica de la aproximación ycolisión de ambos terrenos (simplificado de Zhao et al., 2002).

77

mente (Bradley, 2011). Otros criterios que revelan épocasde amalgama son la presencia de fajas ultrabásicas y deeclogitas (metamorfismo de alta presión). Por el contra-rio, las grandes provincias ígneas se desarrollan duran-te los procesos de ruptura.

A pesar de las limitaciones de los datos, Williams etal. (1991) postularon que a fines del Arqueano existióun supercontinente al que denominaron Kenorlandia.Su ruptura habría comenzado a fines del Arqueano, alos 2,5 Ga como lo prueba la efusión de enormes volúme-nes de basaltos continentales e intrusión de diques degabro. En el noreste del Escudo Báltico (Provincia Kola),por ejemplo, se acumularon cerca de 8 km de rocasvolcánicas bimodales con una edad de 2,5-2,1 Ga for-mando un cinturón de alrededor de 1000 km de longi-tud. La dispersión de los bloques arqueanos de Kenor-landia habría culminado hacia los 2,1 Ga. Curiosamen-te, en muchas de las secuencias de rift relacionadas conla ruptura, los conglomerados y areniscas continentalesse asocian con depósitos glaciales del Paleoproterozoico(2,4 a 2,2 Ga), lo que permite inferir que en estos conti-nentes hubo un evento de glaciación en el momento desu fragmentación (ver § 3.14).

Estudios posteriores (Cheney, 1996; Aspler y Chia-renzelli, 1998) reconocieron la existencia de al menos trescontinentes separados que podrían haber sido compo-nentes de Kenorlandia. De ellos, el más antiguo es elcontinente Vaalbara, formado por los cratones de Pil-bara, Kapvaal y Antártida. Se habría ensamblado a los3,47 Ga y fragmentado hacia los 2,7 Ga. Bleeker (2003)reconoció la existencia de dos continentes posteriores aVaalbara. Superia estuvo formado por el cratón Supe-rior del escudo Canadiense, Karelia y algunos crato-

nes menores, y existió entre los 2,7 y 2,45 Ga. El otro,Sclavia, fue un supercontinente esencialmente Paleo-proterozoico (2,6-2,2 Ga) que incluyó el cratón Slave deCanadá, el de Zimbabwe de África y otros fragmentosmenores. Una reseña de las complejidades de las recons-trucciones paleogeográficas neoarqueanas y paleopro-terozoicas puede verse en los trabajos de Aspler yChiarenzelli (1998), Bleeker (2003) y Bradley (2008, 2011).

2.9 ASOCIACIONES LITOLÓGICAS ARQUEANAS

En la mayor parte de los escudos, las rocas arquea-nas están constituidas por dos tipos de terrenos quedifieren en su composición litológica y grado de meta-morfismo: 1) los cinturones de rocas verdes (greenstonebelts), que son terrenos lineales o de forma irregular,metamorfizados en facies de esquistos verdes-anfibolitae intruidos por cuerpos graníticos de diversa naturale-za y 2) terrenos con metamorfismo de alto grado, for-mados básicamente por complejos de gneises granulí-ticos y migmatitas. En las provincias Slave y Superiordel escudo Canadiense, situadas al norte de los grandes(Fig. 2.17), al igual que en el cratón del Norte de China(Fig. 2.18) se observa particularmente bien la relaciónespacial entre estos dos tipos de terrenos.

Las asociaciones de rocas verdes son estructuraly estratigráficamente 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, man-

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

Figura 2.16. Distribución de edades y abundancia relativa a escala global de circones detríticos y de evidencias de márgenes pasivos a lo largode la historia de la Tierra. A grandes rasgos, la existencia de supercontinentes coincide con los valores mínimos de ambas variables. Los datosde circones detríticos son exclusivamente de rocas, es decir, no incluyen sedimentos actuales (simplificado y modificado de Bradley, 2011).

78

ganeso y bario, entre otros. En general, estos cinturonesson ensambles de diversos tipos de rocas en los que sereconocen al menos tres asociaciones que reflejan dis-tinta génesis: 1) potentes sucesiones de flujos de basal-tos toleíticos con estructuras en almohada, komatitas,tufitas félsicas, hierro bandeado (ver el punto siguiente),chert y rocas clásticas, principalmente grauvacas. Estaasociación se habría formado en ambientes marinos devariada profundidad, desde someros hasta profundos,en encuadres tectónicos tan diversos como plateau oceá-nicos, cuencas de trasarco, islas oceánicas incipientes ydorsales mesoceánicas; 2) sucesiones de gran espesor derocas metavolcánicas calcoalcalinas (flujos de andesi-tas, dacitas y riolitas, y rocas piroclásticas como tufitas,brechas y aglomerados volcánicos) asociadas con grani-toides comagmáticos. También participan, aunque enmenor proporción, basaltos toleíticos y komatíticos. Seha sugerido que estas secuencias corresponden a arcosmagmáticos – del tipo arco de islas o continentales – pero,en parte, pueden representar magmatismo de trasarco orelacionado con puntos calientes. Los grandes yacimien-tos de sulfuros masivos arqueanos están contenidos enesta asociación; 3) rocas volcánicas alcalinas asociadascon rocas sedimentarias de origen continental (fluviales,abanicos aluviales). Esta asociación tiene una distribu-ción más restringida que las precedentes y puede haber-se formado en cuencas de tipo transpresivo.

Los terrenos con metamorfismo de alto grado estánformados esencialmente por gneises granulíticos pro-venientes del metamorfismo de rocas ígneas de compo-sición tonalítica a granodiorítica y de rocas sedimenta-rias como lutitas y cuarcitas. Las migmatitas son fre-cuentes, revelando que se alcanzó la fusión parcial de

las rocas. Además de fuerte metamorfismo, estos terre-nos han sufrido deformación tectónica severa productode varias fases compresivas superpuestas (deformaciónpolifásica) que produjeron plegamiento isoclinal. Si bienhay fajas de milonitas con deformación dúctil que deno-tan zonas de cizalla, en general estos terrenos testimo-nian intensos esfuerzos compresivos.

El cratón del Norte de China también es interpreta-do como un collage de varios microbloques amalgama-dos a lo largo de múltiples zonas de consumición y cie-rre de los océanos interpuestos durante el Neoarqueano(Fig. 2.18). Los datos geocronológicos indican intensomagmatismo entre 2,7 y 2,5 Ga y un evento de meta-morfismo regional de alto grado hacia los 2,47 Ga gene-rado durante la colisión de los bloques. Los magmasTTG fueron emplazados en zonas de subducción rela-cionadas con arcos magmáticos según un modelo análo-go al de la tectónica de placas de estilo moderno. La for-mación de este cratón también confirma el caracter glo-bal del proceso de cratonización ocurrido a fines delArqueano (Yang y Santosh, 2017).

El origen de estos dos tipos de terrenos arqueanoses aún materia de debate. Lo que parece indudable esque los fuertes contrastes en la litología y el estilo dedeformación que hay entre ambos requieren de procesostectomagmáticos diversos y de distintas configuracionesgeodinámicas. Incluso, es posible que algunos no tenganestrictos equivalentes actuales. Al comienzo prevalecie-ron los modelos ‘no plaquistas’ o ‘no actualistas’ como elque postulaba el hundimiento de las rocas máficas másdensas en las rocas tonalíticas subyacentes, produciendosu fusión parcial y posterior intrusión en las rocas ver-des, o la hipótesis que suponía la fusión parcial de labase de la corteza oceánica seguida de hundimiento y

CAPÍTULO 2

Figura 2.18. Bloques microcontinentales que conforman el Cratón delNorte de China y los respectivos cinturones de rocas verdes que losamalgaman (simplificado de Zhai y Santosh, 2011).

Figura 2.17. Detalle de las asociaciones litológicas (subprovincias)arqueanas de la Provincia Superior del escudo Canadiense. En amarillo:complejos de gneises granulíticos; en verde: cinturones de rocas verdes;en azul: rocas metasedimentarias; en rojo y rosado: rocas plutónicas.

79

relleno sedimentario y final-mente intrusión de magmatonalítico que ascendió comodiapiros. También se postulóque los cinturones de rocasverdes son cicatrices dejadaspor impactos meteoríticosque fundieron las rocas corti-cales y luego fueron intruidospor tonalitas y finalmentedeformados. Sin embargo,nunca se encontraron eviden-cias de minerales y/o texturasde impacto. Actualmente, sepiensa que los cinturones derocas verdes son compatiblescon escenarios de subducción(Fig. 2.19). Los modelos de arcopostulan que estas rocas seformaron sobre corteza conti-nental adelgazada por detrás de un arco volcánico yrepresentarían el relleno de cuencas extensionales detrasarco en las que se depositaron rocas clásticas inma-duras (vaques) y rocas volcanoclásticas provenientes delarco magmático adyacente. La signatura geoquímica delas rocas ígneas que las intruyen también es compatiblecon magmas originados a partir de la fusión parcial deuna corteza máfica y ultramáfica en una zona de sub-ducción. Los grandes volúmenes de intrusivos puedenexplicarse por una alta tasa de subducción relacionadacon la gran actividad de las dorsales. La deformacióntangencial de estas cuencas es interpretada en términosde colisiones entre placas continentales pequeñas, dúcti-les y altamente móviles (algunos hablan de ‘tectónica demicroplacas’ o platelets) que se acrecionaban formandounidades más grandes (ver § 2.13). Dada su elevada tem-peratura y su pequeño tamaño podían deformarse com-pletamente, a diferencia de las placas del Fanerozoicoen las cuales la deformación tangencial se restringe a superiferia. En tales colisiones se habrían exhumado lasraíces de los arcos magmáticos formados a profundi-dades de 50 km y temperaturas del orden de 700-900°C. Al erosionarse la parte superior del arco, estasrocas ascendieron por isostasia constituyendo los terre-nos de alto grado metamórfico (los gneises granulíticos).Si bien las asociaciones de este tipo son raras en el pre-sente, hay equivalentes en las raíces de los grandes oró-genos, como el Himalayo.

Las asociaciones de ambiente continental, por otraparte, pueden ser explicadas por los modelos de rift, perotambién son compatibles con extensión en arcosmagmáticos (cuencas de intraarco) y aun con puntoscalientes. Los grandes volúmenes de riolitas y la pre-

sencia de rocas volcánicas subaéreas de composiciónbimodal asociadas con arcosas y conglomerados aluvia-les indican que, al menos en parte, los greenstone belts seformaron en ambientes de rift y en zonas de fallas trans-formantes. Las escasas rocas de origen glacial encontra-das en el Arqueano suelen estar asociadas a este tipo defacies de rift. Las más antiguas tienen alrededor de 2,9Ga de antigüedad y han sido documentadas en Sudá-frica (Crowell, 1999).

Al final del capítulo (§ 2.15) volveremos sobre eltema tratando de sintetizar la historia geodinámicatemprana de la Tierra y las posibles etapas evolutivasque condujeron a la tectónica de placas moderna. Esto,de algún modo, trata de responder al interrogante de sila tectónica de placas fue activa desde un comienzo o sihubo otros fenómenos no plaquistas involucrados en laTierra del Arqueano.

2.10 LOS DEPÓSITOS DE HIERRO BANDEADO

Las formaciones de hierro bandeado (BIF, acróni-mo del inglés Banded Iron Formation) son típicas delPrecámbrico. Hacen su aparición a los 3,8 Ga, alcanzansu mayor volumen hacia los 2,5 Ga y virtualmente desa-parecen del registro geológico a los 1,8 Ga, para reapa-recer 1000 Ma de años después, en el Nepoterozoico(0,8-0,6 Ga), asociadas a depósitos de origen glacial (verCapítulo 3). En el Arqueano, la mayor parte del hierrobandeado está en los cinturones de rocas verdes, dondese intercala con metagrauvacas, metapelitas y tufitas(Klein, 2005). Los BIF se presentan como láminas alter-nantes de unos pocos milímetros hasta varios centí-metros de espesor de chert de color rojizo o amarillento

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

Figura 2.19. Interpretación geodinámica de la formación de los cinturones de rocas verdes y de gnei-ses granulíticos mediante la colisión de múltiples microplacas (modificado de Windley, 1984).

80

y capas oscuras de óxidos de Fe (magnetita, hematita),carbonatos de Fe (siderita, ankerita) y silicatos de Fehidratados (greenalita, minesotatita) (Fig. 2.20). El con-tenido de Fe sedimentario es, en promedio, mayor del15%. Teniendo en cuenta su amplia distribución geográ-fica, las formaciones de hierro bandeado constituyencerca de la mitad del reservorio de hierro mundial.Fuera del escudo Canadiense, en América se explotanimportantes yacimientos de este tipo en Brasil, Bolivia yen el oriente de Venezuela (Fig. 2..20).

Se han reconocido tres tipos de hierro bandeadoque reflejarían distintos ambientes de formación. El tipoAlgoma es mineralógicamente complejo y está asociadocon sedimentos de aguas profundas (turbiditas). Dadoque el hierro es de origen hidrotermal, su origen estaríarelacionado con centros volcánicos submarinos. Es muycomún en los cinturones de rocas verdes del Arquea-no. El tipo Lago Superior abarca más superficie y tienemayor espesor que los otros depósitos. El hierro bande-ado se intercala con sedimentos de plataforma somera

y con capas volcánicas. Se interpretan como precipita-dos químicos inducidos por la acción de cianobacterias.En su mayor parte se formaron en el Proterozoico Tem-prano, entre los 2,5-1,8 Ga. Finalmente, el tipo Rapitanestá caracterizado por una mineralogía simple (esencial-mente hematita/cuarzo) y está asociado con depósitosde origen glacial. Son los BIFs típicos del Proterozoico-Tardío (0,8-0,6 Ga), aunque no los únicos, pues en Egip-to se han encontrado hierros bandeados de esta edadintercalados con rocas volcánicas de arco, genéticamen-te más parecidos al tipo Algoma (Basta et al., 2011).

Otro tipo de depósitos estrechamente relacionadoscon los hierros bandeados, aunque más raros, son losBSF (Banded Silicate Formation), formados por micro-bandas alternantes de cuarzo y silicatos de Ca, Mg y Fe(grunerita, augita, actinolita). En estos últimos aparecencomúnmente granos de magnetita. Los precursores deestos depósitos fueron geles de sílice ricos en Fe (Fig.2.21).

El origen de los depósitos de hierro bandeado esaún materia de discusión. El microbandeado y la ausen-cia de elementos detríticos indican que se formarondebajo del nivel de acción de la base de las olas, en sitiosoceánicos relativamente profundos, aunque se han des-crito estructuras mecánicas tales como estratificacióncruzada, ondulitas y superficies de corte y relleno. Lospatrones geoquímicos (REE, anomalías de Eu y Ce) delos hierros bandeados arqueanos sugieren precipita-ción química a partir de agua con influjo de actividadhidrotermal proveniente de las zonas de expansión delfondo oceánico y puntos calientes. Las aguas hidroter-males profundas habrían ascendido hasta la regiónexterna de las plataformas de los cratones arqueanos porel fenómeno de upwelling. Al hierro de origen hidroter-mal hay que sumarle el transportado por los ríos a losocéanos bajo la forma de Fe+2 soluble proveniente de la

CAPÍTULO 2

Figura 2.21. Rocas bandeadas del cratón de Pilbara, de 3,46 Ga. Lascapas rojizas son ferríferas y las bandas claras son de chert (de Hoashiet al., 2009).

Figura 2.20. 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).

81

meteorización de rocas ricas en hierro. Su estado reduci-do al momento de ingresar al océano permite inferir quela atmósfera arqueana poseía poco oxígeno libre paraoxidarlo. Se calcula que antes del llamado Gran Even-to de Oxidación que tuvo lugar a inicios del Protero-zoico (ver § 3.4), el O2 atmosférico no excedía la milé-sima parte del actual. Asimismo, la columna de aguaoceánica era esencialmente anóxica y sulfídica (euxínica)(Scott et al., 2011). La sílice podría provenir de la activi-dad hidrotermal y magmática submarina y el bandeadopuede ser debido a variaciones en la actividad volcánica,especialmente las bandas más gruesas, las que represen-tarían episodios mayores, aunque breves, de actividadhidrotermal.

El mecanismo más plausible para la formación delhierro bandeado, al menos para el tipo Superior, es lainteracción entre microorganismos y el hierro ferrosodisuelto en el agua de los océanos (Konhauser et al.,2002). La hipótesis sostiene que la proliferación de cia-nobacterias en las aguas superficiales produjo O2 comosubproducto de la fotosíntesis (ver § 2.12) y este oxígenolibre se combinó con el Fe+2 oxidándolo y formandomagnetita (Fe3O4) la que precipitó formando las capasferríferas. Para explicar la alternancia de capas ricas enhierro y ricas en sílice (o carbonato) se ha especuladoque la biomasa de cianobacterias habría fluctuado drás-ticamente en el tiempo. En los intervalos de máximaabundancia, la producción de O2 bacteriano no podíaser neutralizada por el hierro disuelto, resultando en lacontaminación del agua y en la declinación en la masade cianobacterias (a diferencia de éstas, hoy en día lasbacterias tienen sistemas enzimáticos propios para cap-tar el oxígeno). Como consecuencia, el Fe disponiblepara captar el oxígeno fotosintético volvía a aumentar ylas poblaciones se recuperaban, depositándose unanueva capa rica en Fe. En el intervalo entre uno y otropulso se producía la precipitación de geles amorfos desílice de origen hidrotermal.

Hoashi et al. (2009) presentaron evidencias de quela hematita presente en rocas bandeadas de 3,46 Gadel cratón de Pilbara (Fig. 2.24) se formó originalmenteen aguas relativamente oxigenadas a partir de fluidoshidrotermales ricos en Fe y, en base a su estructura cris-talina, descartaron una génesis secundaria por otrosmecanismos como la acción de rayos ultravioletas. Loscristales de hematita habrían precipitado cuando losfluidos hidrotermales se mezclaron con aguas más oxi-genadas a una profundidad que no habría excedido los200 m. Si realmente había una importante cantidad deoxígeno molecular, esto revela la existencia de organis-mos fotosintéticos muchos millones de años antes delGran Evento de Oxidación ocurrido cerca del límiteArqueano-Proterozoico (§ 3.4)

2.11 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 diversos bloques continenta-les. Cómo estaban distribuidos y cómo se llegó a la con-solidación de esta enorme masa continental es aún mate-ria de debate y se discutirá en el capítulo siguiente. Loque se observa actualmente es que la corteza continen-tal de Sudamérica y África está compuesta por núcleosarqueanos y mesoproterozoicos bordeados por cinturo-nes orogénicos neoproterozoicos (orogenia Brasiliana/Panafricana) que testimonian esta gigantesca amalgama.

En América del Sur las rocas precámbricas formanlos extensos escudos de Guayana (situado entre los ríosOrinoco y Amazonas) y Amazonas o Guaporé (al surdel río del mismo nombre), y diversos núcleos menores,como los escudos de San Francisco, Luiz Alves y Río deLa Plata (Fig. 2.21). En el cratón de Amazonas las rocasdel Arqueano integran la Provincia Amazónica Central,la que está bordeada al NE y al E por un cinturón orogé-nico del Proterozoico inferior (Orogenia Transamazóni-ca), interpretado como las sutura entre el cratón de Áfri-

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

Figura 2.22. Principales escudos arqueanos y áreas de rocas protero-zoicas de Sudamérica (simplificado de Marques de Almeida et al.,2000).

82

ca Occidental y el terreno de Imataca. En el escudo de Guayana, las rocas arqueanas están

restringidas 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 enSuriname y en la Guayana Francesa (Isla de Cayena). LaProvincia Imataca (o Provincia Bolívar) está constituidaprincipalmente por gneises granulíticos félsicos a máfi-cos y escasas anfibolitas, con edades de 3,5-3,6 Ga. Estasrocas están fuertemente deformadas y fueron afectadasal menos por dos eventos de intrusión de granitos, unode 2,8 Ga y otro de alrededor de 2,1 Ga. Un rasgo dis-tintivo de la Provincia Imataca es la presencia de capasde hierro bandeado que pueden alcanzar hasta 100 mde espesor. Estas rocas ferríferas, ricas en magnetita, seconocen desde el siglo 18 y se vienen explotando inten-sivamente en Venezuela desde 1950, en particular enlos grandes yacimientos del Cerro Bolívar y El Pao.

En Brasil, las rocas arqueanas más antiguas aflo-ran en el escudo de San Francisco (Fig. 2.22) en los esta-dos de Bahía y Minas Gerais. Al igual que en otras regio-nes del planeta, su basamento incluye rocas metamórfi-cas de alto grado y asociaciones de granito/ rocas ver-des. Los gneises dieron edades U-Pb de 3,4 Ga. Porarriba yacen en discordancia metaconglomerados, hori-zontes de hierro bandeado (Grupo ltabira) y dolomías,cuyo conjunto forma el Supergrupo Minas. Su edadestá comprendida entre 2,58 y 2,42 Ga. Las rocas ferrí-feras, que integran el Cuadrilátero Ferrífero de MinasGerais, están formadas por Itabirita, una roca que con-tiene hematita y magnetita de bajo tenor o martita(Cabral et al., 2012).

El cratón del Río de la Plata abarca el sur de Brasil(estados de Santa Catarina y Río Grande), Uruguay yla provincia de Buenos Aires, donde yace en su mayorparte bajo una cobertura sedimentaria cenozoica (Fig.2.23). Está integrado por diferentes terrenos, de los cua-

CAPÍTULO 2

Figura 2.25. Bloques arqueanos y proterozoicos de la región centraly austral de África. El orógeno Limpopo es de tipo colisional. Los cin-turones plegados de Mozambique y Damara son del Proterozoico y eldel Cabo es Paleozoico.

Figura 2.24. Bloques arqueanos y proterozoicos que conforman elEscudo Australiano. El orógeno Capricornio que separa los cratonesPilbara y Yilgarn es un orógeno colisional (simplificado de Zhou etal., 2002).

Figura 2.23. Regiones que conforman el cratón del Río de la Plata, cuyaextensión inferida está marcada por la línea de puntos. En color oscuro,rocas proterozoicas (modificado de Rapela et al., 2007).

83

les los más conspicuos son los de Tacuarembó en el surde Brasil, Nico Pérez y Piedra Alta en Uruguay, y Tandi-lia en Argentina. El basamento más antiguo es el de NicoPérez, datado en 3,4 Ga. Está formado por cinturones derocas verdes (esquistos ultramáficos, anfibolitas y tona-litas) sobre las que yace una sucesión de plataformamuy tectonizada (mármoles, metacuarcitas, metapeli-tas) de 3,3-2,7 Ga (Hartmann et al., 2001). En el terrenode Tacuarembó, el complejo de basamento está consti-tuido por granulitas bandeadas y ortogneises de edadPaleoproterozoica. Las rocas más antiguas del basamen-to del terreno Tandilia son gneises graníticos y tonalíti-cos, anfibolitas y migmatitas del Proterozoico Inferior(Dalla Salda et al., 2005).

En Australia, los dos principales núcleos de rocasarqueanas son los cratones Pilbara y Yilgarn, situadosen el sector occidental, y el cratón Gawler, en el sur (Figs.2.24). Estos cratones están constituidos por granitos,gneises graníticos y cinturones de rocas verdes con eda-des que se extienden entre 3,7 Ga y 2,6 Ga. Se interpretaque los cratones Pilbara y Yilgarn colisionaron entre síen el Paleoproterozoico y la zona de sutura está repre-

sentada por el orógeno Capricornio que encierra rocasultramáficas, basaltos toleíticos, horizontes de hierrobandeado y mármoles. Todo el conjunto fue deforma-do y metamorfizado a los 2,0-1,9 Ga, que sería la edadde la colisión (Van Kranendonk y Collins, 1998).

En Sudáfrica las rocas arqueanas forman los crato-nes de Kapvaal y Zimbabwe (Fig. 2.25). Como vimospreviamente (§ 2.7), el primero de ellos habría estadounido al de Pilbara (Australia) desde el Neoarqueano.El cratón de Kapvaal incluye secuencias de rocas volcá-nicas bimodales típicas de rift. Además, comprendesucesiones de plataforma estable formadas por arenis-cas cuarzosas (en parte auríferas) seguidas de rocas car-bonáticas, hierro bandeado y, finalmente, rocas sili-ciclásticas, volcánicas y diamictitas glacigénicas (GrupoPretoria, de 2,2 Ga). El cratón arqueano de Zimbabwe,situado al norte, está separado del cratón de Kapvaalpor una zona de sutura representada por el orógenoLimpopo. Las rocas de este orógeno están intruidas pordiques de 2,59 Ga, lo que indica que la amalgama se pro-dujo en el Arqueano. Los depósitos de metacuarcitas ycarbonatos son posteriores a la conformación del paleo-continente integrado por los cratones Zimbabwe, Pilba-ra y Kapvaal (Aspler y Chiarenzelli, 1998).

En la India las rocas arqueanas están repartidas endos áreas, una al sur y otra al norte, y ambas estánseparadas por la Zona Tectónica de la India Central(Fig. 2.26). Las rocas dominantes son gneises granulí-ticos y rocas supracorticales (secuencias de rocas ver-des). El orógeno que separa los bloques arqueanos delnorte y del sur incluye gneises, intrusiones graníticas,metacuarcitas, mármoles y esquistos con evidencias decizallamiento dúctil y es interpretado como la zona desutura entre ambos, ocurrida en el Proterozoico inferior(Mishra et al., 2000).

2.12 LAS PRIMERAS HUELLAS DE VIDA

Uno de los eventos más significativos del Arqueanofue el origen de la vida. Los restos fósiles con edadesmayores de 3 Ga son raros y su origen orgánico es bas-tante controvertido. Más frecuentes son los registrosde lo que se supone son subproductos de actividadbiológica (fotosíntesis), como los horizontes de hierrobandeado y los estromatolitos. La relación isotópicadC13 es un indicador clave de actividad orgánica. Enlos organismos esta relación es más baja que en los com-puestos inorgánicos (por ej. caliza) pues durante lafotosíntesis incorporan mayor cantidad de C12 (‘livia-no’) en detrimento de C13 debido a las enzimas que ‘dis-criminan’ o fraccionan los isótopos del carbono. En lasrocas metamórficas de la Formación Isua, en el oestede Groenlandia, de 3,77 Ga de antigüedad, se han encon-

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

Figura 2.26. Bloques arqueanos y proterozoicos que conforman elEscudo de la India. El sector norte está cubierto por rocas sedimenta-rias fanerozoicas y gran parte de la región centro-oeste está cubiertapor la provincia basáltica de Deccan, de edad Cretácica (simplificadode Zhou et al., 2002).

84

trado inclusiones de grafito cuya relación isotópica sugie-re un origen orgánico. Estos datos, sin embargo, debenser tomados con mucha cautela dado que el fracciona-miento de carbono liviano puede producirse en ciertasreacciones entre el monóxido de carbono (CO) y algunosmetales (Lindsay et al., 2005). Esto explicaría la granabundancia de carbono liviano en diques profundos dechert hidrotermal asociados con carbonatos, sulfatos ymetales hidrotermales. Otra probable evidencia indirec-ta de existencia de vida microbiana en el Eoarqueanoproviene del análisis de las calizas dolomíticas. En lasecuencia de Isua se intercalan con lavas en almohadilla.Estos carbonatos (ahora transformados en mármoles)fueron considerados porotros autores como de ori-gen metasomático, pero lospatrones de REE (tierrasraras) y de Ytrio tienen unaclara signatura de agua demar, por lo que su origensedimentario parece demos-trado. En la actualidad, laprecipitación de dolomitaasociada a erupcionesbasálticas submarinasnecesita de la intermedia-ción de bacterias anaeróbi-cas, lo que está confirmadopor experimentos de labo-ratorio. Sobre esta base,Nutman et al. (2010) postu-

laron que los depósitos de dolomita sedimentaria deIsua constituyen la evidencia geoquímica más antiguaconocida de la existencia de vida bacteriana.

Si bien estos son tenues testimonios de las primerasetapas de la evolución orgánica, no existen evidenciasdirectas acerca de cómo se originaron los primeros orga-nismos. Por eso las distintas hipótesis se basan en expe-rimentos de laboratorio y en el conocimiento de la bio-química de los organismos vivientes más primitivos.Dado que la vida se originó a partir de substanciasinorgánicas, el límite entre lo ‘viviente’ y lo ‘no viviente’debió haber sido necesariamente difuso al comienzo.Incluso en el presente, los virus carecen de muchos delos atributos de los seres vivos si se los aísla de su hués-ped. Pero ¿cuáles son estos atributos? Quizás el rasgomás distintivo de los sistemas vivientes es su capacidadde replicarse espontáneamente, es decir, producir copiasde si mismos – aunque no idénticas –, proceso querequiere obtención de energía por medio de reaccionesquímicas y su posterior almacenamiento en determina-dos compuestos. Los componentes necesarios para estasfunciones están encapsulados en una unidad rodeadapor una membrana, cuyo exponente más avanzado es lacélula (animal y vegetal). Muchos investigadores coinci-den en que los ácidos nucleicos como el ARN (ácido ribo-nucleico) deben haber jugado un papel clave en el origende la vida, pues son capaces de almacenar informacióngenética, catalizar reacciones químicas (actúan comoenzimas) e incluso pueden replicarse parcialmente.Entonces, es posible que la vida se haya iniciado a partirde la formación fortuita de una molécula de ARN concapacidad para autoduplicarse. Así, cadenas de ARN(una suerte de ‘genes’) que quedaron encerradas dentrode una membrana pueden haber formado proto-indivi-duos que, por selección natural, fueron haciéndose más

CAPÍTULO 2

Figura 2.28. A la izquierda, una fumarola cerca de una dorsal mesoceánica; a la derecha, esquemamostrando los distintos hábitats para la vida arqueana en la zona de una dorsal oceánica y los ciclos delos compuestos químicos más frecuentes. Abajo, ampliación de los sedimentos arenosos mostrando lasperforaciones hechas por organismos (endolitos) (simplificado de Brasier et al., 2006).

Figura 2.27. Esquema filogenético de los seres vivos. En la base, elúltimo tramo de la evolución bioquímica que condujo a los primerosorganismos que originaron a todos los restantes.

85

com-plejos. Sin embargo, los pasos que llevaron a la replica-ción de largas secuencias de ARN (y sobre todo deADN) por medio de la actividad catalítica de las proteí-nas es uno de los aspectos más complejos y aún noresueltos de la evolución bioquímica de la vida.

Hace poco, los biólogos descubrieron un tipo muypeculiar de ‘bacterias’ que fueron clasificadas en un domi-

nio diferente, el de las Archaea (oarqueas) para diferenciarlas delas bacterias ‘verdaderas’ (Bacte-ria) (Fig. 2.27). Del punto de vistaevolutivo tienen gran interéspues se supone son portadorasde un ADN similar al de los pri-meros organismos, y en ese sen-tido pueden considerarse comoverdaderos ‘fósiles vivientes’.Las arqueas proliferan actual-mente en aguas anóxicas querodean emanaciones hidroterma-les en las fumarolas submarinas(también llamadas fuentes o res-piraderos hidrotermales), entre1500 y 3000 m de profundidad, atemperaturas por encima delpunto de ebullición (más de120°C), razón por la cual se lasdenomina hipertermofílicas (Fig.2.28). Las arqueas incluyen lasbacterias sulfurosas, que son ana-eróbicas y obtienen su energíametabólica para fabricar com-puestos orgánicos (es decir, paraalimentarse) a partir de la oxida-ción del azufre a sulfato (son qui-miosintéticas, a diferencia de losorganismos fotosintéticos, quetoman la energía de la luz solar).Otro tipo de bacterias, las bacte-rias púrpura, elaboran materialcelular reduciendo el dióxido decarbono de las emanacionesvolcánicas submarinas. Estas bac-terias no sulfurosas son tambiéntermofílicas y habrían jugado unrol importante en la oxidación delhierro ferroso para formar losprimeros depósitos de hierrobandeado del Eoarqueano, antesde que aparecieran las cianobacte-rias (Glasby, 1998).

Varios autores sostienen queel origen de la vida estuvo ligado a las emanacioneshidrotermales a lo largo de las extensas dorsales oceá-nicas y alrededor de los volcanes submarinos origina-dos en puntos calientes donde había abundante energíay nutrientes (Fig. 2.28). Estas formas de vida bacterianahabrían proliferado en la profundidad de los océanosprotegidas de la radiación ultravioleta que, en ese tiem-po, podía atravesar una atmósfera casi desprovista de

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

Figura 2.29. 1 y 2. Estromatolitos recientes en las llanuras intermareales de Shark Bay, Australia.3. Estromatolito columnar del Arqueano (2,72 Ga), oeste de Australia; 4. Primaevifilum septatum,Grupo Warrawoona de Australia (3,45 Ga) interpretado como un filamento de cianobacteria,pero también como un SOS; 5. Otra supuesta cianobacteria filiforme del chert Apex de Australia(3,45 Ga), considerada como abiogénica por muchos investigadores; 6. Textura de granos de cuar-zo con filamentos carbonosos interpretada como una mata bacteriana, Grupo Moodies de Sudá-frica (3,2 Ga); 7. Syphonophycus transvaalensis, procariota de 2,5 Ga de Sudáfrica; 8. Textura tubu-lar de bioalteración en lavas en almohadilla del Grupo Warrawoona de Australia (3,5 Ga) (3, 4, 5,7 de Schopf, 2006; 6, de Noffke et al., 2006; 8, de Staudigel et al., 2006).

86

oxígeno y, por lo tanto, de la capa de ozono que actúa depantalla a las radiaciones. Estas primeras formas de vidase diversificaron en tales fondos marinos desde dondese dispersaron hacia otros ambientes. Quizás el escollomás importante que tuvieron que sortear fue el granimpacto que desprendió la Luna y luego la lluvia de pro-yectiles extraterrestres que alcanzó su máximo con elÚltimo Gran Bombardeo de 4,1-3,8 Ga, pero que siguiócon intensidad al menos hasta los 3,5 Ga. Se calcula quela colisión de un cuerpo de cerca de 300 km de diámetroharía entrar en ebullición la totalidad del agua oceáni-ca, incluyendo la más profunda, que lo haría a más de300°C por efecto de la presión. Si esto ocurrió despuésde la aparición de la vida, la totalidad de los organismosdebieron ser eliminados a través de una megaesterili-zación. Se trataría de un verdadero cuello de botella enla historia de la vida, luego del cual sólo sobrevivieronaquellos organismos ligados al sistema hidrotermal delfondo oceánico, extinguiéndose por completo las for-mas mesotermofílicas que habitaban en la masa deagua más fría y que habrían evolucionado repetidamen-te a partir de las primeras. Modelos elaborados recien-temente (Abramov y Mojzsis, 2009), sin embargo, sostie-nen que la esterilización no habría sido total sino quehabrían quedado reductos para la proliferación debacterias hipertermofílicas, aun bajo el bombardeo deasteroides y cometas. Siguiendo este razonamiento, elantecesor más reciente de todos los seres vivos existen-

tes – el llamado ‘último antecesor común universal’–debe haber sido un organismo hipertermofílico, talcomo lo predicen los árboles filogenéticos basados enRNA (relojes moleculares) (Fig. 2.27).

El éxito de las Bacteria y las Archaea para sobrevi-vir bajo condiciones extremas (de allí su denominaciónde organismos extremófilos) radica en sus capacidadesmetabólicas que les permiten desarrollarse a temperatu-ras de -10°C a 121°C, a un pH de 0 a 13, en ambienteshipersalinos y extremadamente secos, a presiones demás de 100 MPa, en concentraciones de iones metálicosde decenas de milimoles y bajo una dosis de radiación3000 veces más alta de la que pueden soportar los sereshumanos (Pikuta et al., 2007). Es por eso que la micro-biana fue la primera forma de vida sobre la Tierra desdeal menos los 3,5 Ga. A lo largo de toda la historia delplaneta estos microorganismos jugaron un rol funda-mental en la disolución de minerales, la meteorizaciónde las rocas, la movilización y precipitación de losminerales que condujo a la formación de yacimientosmetalíferos, la transformación del carbón orgánico delos sedimentos para generar hidrocarburos y la oxige-nación de la atmósfera (Ehrlich, 2002; Reith, 2012).

Uno de los temas más controvertidos, como seplanteó al comienzo, es si hay o no fósiles indudables enrocas del Arqueano. Al respecto, existen opiniones encon-tradas. Por un lado, están quienes consideran probadasu presencia entre los 3,5 Ma y 3,2 Ma (por ej. Schopf,2006) y, por el otro, están los que sostienen que restosorgánicos incuestionables sólo están documentados enrocas posteriores a los 2,8-2,6 Ma (Brasier et al., 2006).Sin embargo, como se discute más adelante, esta últimapostura ha ido variando en años recientes fruto de losúltimos descubrimientos. Quizás los más célebres sonlos ‘fósiles’ contenidos en la secuencia volcánica de Isua,en Groenlandia, fechada en 3,77 Ga. Como se vio, sonrocas volcanogénicas que alternan con precipitadosquímicos similares a los horizontes de hierro bandeadodiscutidos previamente. En ellas se han encontradopequeñas estructuras esferoidales o filamentosas deno-minadas Isuasphera, que fueron interpretadas comobiogénicas por su descubridor (Pflug y Jaeschke-Boyer,1979). Su origen biogénico fue cuestionado, alegandoque tales formas se encuentran en diques de chert for-mados a partir de fluidos con temperaturas de 250-350°C. Otras numerosas formas referidas a bacteriasfilamentosas fueron identificadas luego en el chert Apexdel Grupo Warrawoona de Australia de 3,46 Ga deantigüedad (Schopf, 1993, 2006) (Fig. 2.29). Están conte-nidas en diques de chert de origen hidrotermal y tam-bién son consideradas por varios investigadortes comopseudofósiles, es decir, como cadenas de cristales pro-ducidas por recristalización de sílice amorfa (Brasier et

CAPÍTULO 2

Figura 2.30. Microfósiles preservados en meta-arenitas cuarzosas de laFormación Strelley Pool de 3,43 Ga. a-d: fotos de cortes delgados conmicroscopio óptico; e-g: reconstrucciones 3D de las dos células indica-das con una flecha en la figura c usando cortes secuenciados en unmicroscopio FIB-SEM (de Brasier et al., 2015).

87

al., 2005, 2015). Recientemente, se han aportado pruebasde que la materia carbonosa asociada a las cadenas deApex tiene una estructura comparable a la del kerógenobiogénico, en cuyo caso habría que suponer que losorganismos cayeron dentro de las fuentes hidroterma-les cuando estas estaban en períodos de inactividad (DeGregorio et al., 2009). Un nuevo estudio del δC13 delmaterial del chert Apex basado en espectroscopía iónicade masa (SIMS) llevado a cabo por Schopf et al. (2017a)confirmaría el carácter biogénico de estas formas eindicaría que se trata de una comunidad de primitivosorganismos fotosintetizadores, arqueas productoras demetano (metanogénicas) y microorganismos consumi-dores de metano. Candidatos más plausibles al rótulo de“los más antiguos organismos conocidos” fueron halla-dos en la Formación Strelley Pool del Oeste de Austra-lia, de 3,43 Ga (Brasier et al., 2015; Schopf et al., 2017b).Allí se observaron agrupamientos celulares entrampa-dos en el cemento de granos de arena depositados enun ambiente intermareal o supramareal, que no era elesperado para encontar fósiles de esta edad (Fig. 2.30).Su asociación con pirita detrítica indica un bajo tenor deoxígeno atmosférico lo que ayudaría a explicar la pre-servación de los microfósiles. Aun más sorprendente fueel hallazgo de supuestos microorganismos en rocassedimentarias ferruginosas de nada menos que 3,77 Gade edad en el ya mencionado cinturón de Nuvvuagittuqde Ontario, Canadá. Estas rocas son interpretadas comoprecipitados hidrotermales en el fondo oceánico relacio-nados con fumarolas. Se trata de tubos micrométricos dehematita (Fig. 2.31) cuya morfología es semejante a la deciertos microorganismos filamentosos que habitan losmodernos ambientes hidrotermales (Dodd et al., 2017).

Al margen de estas evidencias, un hecho que hayque tener presente es que en la naturaleza puede desa-

rrollarse una amplia gama de estructuras con una com-plejidad tal que algunos consideran privativa de losseres vivos. Estructuras complejas, tales como una den-drita de manganeso o los estromatolitos inorgánicos,pueden generarse naturalmente en sistemas fisicoquí-micos simples: son las llamadas estructuras SOS (self-organizing structures o estructuras auto-organizadas), alas cuales pertenecerían la mayoría de los fósiles deedades mayores de 3000 Ma (Brasier et al., 2006).

Los estromatolitos (Figs. 2.29, 2.32) constituyen unaprueba indirecta de actividad biológica en el Arqueano.Son estructuras carbonáticas en forma de domo o can-delabro formadas por láminas concéntricas de carbona-to de calcio producidas por cianobacterias fotosintéti-cas. En la actualidad son bastante raros, aunque sesiguen formando en algunos lagos salinos y llanurasintermareales como en la famosa Shark Bay del oestede Australia (Fig. 2.29-2) donde fueron identificados porprimera vez en 1956. Hace poco se descubrió unaextensa faja de estromatolitos y tapetes microbianos enlos márgenes de la Laguna Negra, en la Puna de Cata-marca, cuyo centro está dominado por precipitados eva-poríticos, principalmente halita (Gómez y Astini, 2012).En esta región, situada a más de 4000 m de altura, tie-nen lugar complejas interacciones biogeoquímicas queconducen a la precipitación de carbonatos y la forma-ción de estructuras trombolíticas y estromatolíticas (Fig.2.32). Las condiciones extremas de esta región, talescomo la elevada salinidad (de hasta 300 ppm), la inten-sa radiación UV, la gran amplitud térmica y la fuertedesecación recrean, hasta cierto punto, el ambiente quedebió prevalecer en el Arqueano o, incluso, en otros pla-netas, como Marte.

Los estromatolitos se forman a partir de las comu-nidades de cianobacterias que se agrupan sobre el sus-trato formando matas que entrampan partículas de

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

Figura 2.32. Vista panorámica de la Laguna Negra en la puna catamar-queña (NO de Argentina) y la faja estromatolítica que la bordea (fotogentileza de Fernando Gómez).

Figura 2.31. Supuestos microorganismos encontrados en rocas mari-nas de origen hidrotermal de 3,77 Ga de Canadá (de Dodd et al., 2017).

88

CO3Ca aportadas por las olas y las corrientes. Cuan-do una capa se acumula, la población microbiana crecehacia arriba generando una nueva lámina. Se han repor-tado estructuras similares a estromatolitos en el ya men-cionado Grupo Warrawoona de Australia, de 3,46 Ga,pero su origen biológico no ha podido ser confirmado.Se sabe que estructuras laminadas similares a estro-matolitos pueden formarse en agua saturada de carbo-nato y calcio que, al combinarse, pueden precipitar enel agua oceánica como calcita o aragonita. La presenciade cianobacterias en esas rocas tampoco ha sido corro-borada pues, como acabamos de ver, las estructuras delchert Apex no serían tales y el origen biogénico deestos estromatolitos es controvertido. Sin embargo,otros autores (Arndt y Nisbet, 2012) consideran quehay fuertes evidencias de ecosistemas microbianos enrocas del Arqueano medio de Sudáfrica (BarbertonMountain Land) y del cratón de Pilbara. Estas incluyencarbonatos biogénicos y estromatolitos bien preserva-dos que se habrían formado en sistemas arrecifalesasociados a ambientes evaporíticos y a una fuerte acti-vidad hidrotermal (Allwood et al., 2006, 2007; Djokicet al., 2016). El paisaje terrestre arqueano debió sersimilar al de la Figura 2.33. Estromatolitos de induda-ble origen microbiano aparecen hacia los 3,2 Ga, en elGrupo Fig Tree de Sudáfrica, el cual sobreyace a la For-mación Komati (de donde deriva el nombre de la rocakomatiita). Los estromatolitos formados por cianobacte-

rias fotosintéticas se tornan abundantes recién a partirdel Paleoproterozoico y dominan los ecosistemasmarinos someros del Mesoproterozoico. Su diversidaddeclinó drásticamente hacia fines del Proterozoico de-jando lugar a las comunidades mucho más complejasformadas por metazoos.

Recientemente se encontraron pequeñas estructurastubulares y globulares en lavas tipo pillow y hialoclasti-tas en el cinturón de rocas verdes Barberton de Sudá-frica, datadas en 3,5 Ga. Las mismas fueron interpreta-das como evidencia de actividad microbiana similar a laque realizan actualmente ciertas bacterias que disuel-ven la sílice para extraer nutrientes (Furnes et al., 2004,2007; Staudigel et al., 2006). Estas estructuras de bioalte-ración del vidrio volcánico serían, hasta ahora, una delas más antiguas evidencias de vida sobre la Tierra (Fig.2.29-8). Otra evidencia de acción biológica en el Arque-ano son las estructuras sedimentarias inducidas pormicrobios. En el plano de estratificación forman superfi-cies corrugadas y en corte se observan como delgadasláminas ondulantes de materia carbonosa que se inter-calan entre capas de sedimento, las que en nada se dife-rencian de las matas microbianas que se forman en laactualidad (Fig. 2.29-6). Estructuras de este tipo se hanhallado en el Grupo Moodies, de 3,2 Ga, y en el GrupoMozaan, de 2,9 Ga, ambos en Sudáfrica (Noffke et al.,2006).

En resumen, los más antiguos vestigios de vida enel Paleoarqueano están en rocas de los fondos oceánicos,ya sea habitando el interior de granos de arena, en laslavas en almohadilla (fauna endolítica) o en las proxi-midades de las fumarolas submarinas colonizadas pororganismos hipertermófilos. Todos ellos fueron anaeró-bicos y quimiotróficos. Recién a fines del Arqueano (~2,8Ga), con el auge de la fotosíntesis aeróbica, la vida seindependizó del medio hidrotermal y pudo colonizarotros ambientes. El oxígeno liberado a la atmósfera porlas cianobacterias fotosintéticas generó un medio aeróbi-co. A su vez, la captura de CO2 por las cianobacteriasatenuó el efecto invernadero inicial, lo que contribuyóa estabilizar la temperatura de la superficie terrestre enun rango aproximado de 0°C a 30°C. Estas bacteriasdominaron los mares por más de 2 mil millones de añosproporcionando el combustible para la respiraciónaeróbica adoptada por la mayoría de los organismosque evolucionaron posteriormente (§ 3.4). En la Figura2.34 se resumen los eventos geológicos y biológicos mástrascendentes de los tiempos precámbricos.

2.13 LA TIERRA EN EL ARQUEANO

Hasta ahora hemos asumido que la tectónica deplacas en su estilo moderno fue activa desde el Arquea-

CAPÍTULO 2

Figura 2.33. Aspecto de la costa de un océano del Arqueano tal comose lo concibe actualmente. En las reconstrucciones anteriores la super-ficie terrestre se la representaba sin agua líquida y cubierta de lava (dehttp://archenv.geo.uu.nl).

89

no. Sin embargo, este punto está sujeto a controversia,pues mientras que Stern (2005) sostiene que las prime-ras evidencias de subducción (ofiolitas, esquistos azules,terrenos metamórficos de presión ultra alta) están en elNeoproterozoico (~1 Ga), Harrison et al. (2005) conside-ran que los indicios de tectónica de placas se remontan alos 4,5 Ga, sólo poco después de formado el planeta.Para sostener esto se basan en que la baja relación lute-cio/hafnio en los circones del Arqueano es indicadora deun proceso de diferenciación de corteza a partir de rocasdel manto. Su asociación con feldespato y cuarzo tam-bién sugiere cristalización a partir de un magma grani-toide. En contra, se argumenta que el circón también seforma en la corteza oceánica donde se asocia con intru-sivos de composición similar a la corteza continental.Los patrones de REE y la composición isotópica del oxí-geno en los circones contenidos en los gneises de JackHills de Australia revelan que los cristales se formarona partir de un magma granítico derivado de la fusiónparcial de una corteza preexistente de 4,4 Ga (Wilde etal., 2001). Recientemente Kenny et al. (2016) estudiaronen detalle las rocas fundidas del cráter de impacto deSudbury (Ontario, Canadá) y descubrieron circones conbajo contenido de Ti similares a los más antiguos de JackHills. La conclusión es que este tipo de circones no nece-sariamente se formaron en un escenario de subducción

sino que pudieron originarse enuna protocorteza durante el últi-mo intenso bombardeo meteoríti-co. Dado que tal fusión y la subsi-guiente cristalización de circonescon bajo titanio sólo pudieronocurrir en presencia de agua, estoimplica también la existencia deocéanos (ver § 2.5). Demás estádecir que a partir de ese momen-to se generaron las condicionespropicias para el origen de la vida(Mojzsis et al., 2001).

La formación de corteza con-tinental, por sí sola, es una condi-ción necesaria – aunque no sufi-ciente – para la tectónica de pla-cas. Por ello, Cawood et al. (2006)presentaron un listado másamplio de posibles indicadores,incluyendo tipos de depósitosminerales (por ej. pórfidos cuprí-feros) y criterios geoquímicos ypetrológicos. La mayoría de estosindicadores señala que la tectóni-ca de placas ya operaba en la Tie-rra arqueana, aunque esto sigue

siendo materia de un extenso debate (van Hunen yMoyen, 2012). En los cinturones de rocas verdes de 3,8Ga de Groenlandia (Isua) se hallaron complejos ofiolíti-cos cuyos patrones de elementos traza son comparablesa los de las ofiolitas generadas en arcos insulares delFanerozoico, las llamadas ofiolitas SSZ o de zonas desuprasubducción (Dilek, 2008). Por otra parte, los pocospaleopolos seguros disponibles muestran que losnúcleos arqueanos de Kapvaal (África del Sur) y Supe-rior (Canadá) se movieron en forma independienteunos de otros. Es posible, sin embargo, que cierta pro-porción de corteza se haya formado en ese tiempo porprocesos ‘no plaquistas’. Bedard (2006), por ejemplo,propuso un mecanismo de formación de rocas grani-toides a partir de un fenómeno estrictamente verticalcomo son las plumas del manto: el flujo térmico pro-duce la fusión de rocas del manto originando magmabasáltico. Este, a su vez, origina magma granítico y unresiduo ultramáfico (eclogita) que se hunde en elmanto por su alta densidad, generando mayor fusióndel manto. Este proceso cíclico de retroalimentaciónpodría haber originado grandes volúmenes de rocas gra-nitoides arqueanas, como el que ocurrió hacia los 2,7 Ga(Condie, 2005). Sin embargo, la signatura isotópica deestas rocas es más de ‘arco’ que de ‘pluma’, lo que evi-dencia la participación de agua en el proceso y favorece

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

Figura 2.34. Principales eventos geológicos y biológicos desde el origen de la Tierra hasta finesdel Proterozoico (varias fuentes). Las características de la biota del Proterozoico se exponen enel capítulo siguiente.

90

su origen en una zona de subducción. En la reciente revisión realizada por van Hunen y

Moyen (2016) bajo el título de Archean subduction: fact orfiction? los autores consideran que al comienzo el empu-je de la litósfera desde las dorsales no sólo era más débildebido a su mayor temperatura sino que la misma podíafracturarse, lo que reducía o detenía temporalmente laconvergencia de placas. La debilidad de los esfuerzospor una cuestión reológica también explicaría la escasezde rocas de presión ultra alta en el Arqueano (Fig. 2.35).Es decir que, a diferencia del presente, la subducciónhabría sido episódica, pasando alternativamente de unrégimen de pluma a uno de subducción, hasta quefinalmente la tectónica de placas se hizo dominante(Cawood et al., 2006). Basados en los registros de kim-berlita a través de la historia de la Tierra, Stern et al.(2016) postularon que la tectónica de placas de estilomoderno se inició recién hacia 1 Ga. La kimberlita esuna roca ultramáfica rica en elementos volátiles, muycodiciada por su asociación con diamantes. Su presenciaen superficie se debe al ascenso explosivo de magmaprofundo rico en CO2 y H2O a través de fisuras cortica-les. Estos autores demostraron que cerca del 95% de laskimberlitas son más jóvenes que 0,75 Ga siendo muyraras en tiempos más antiguos, especialmente en elArqueano (Fig. 2.35). Tal asimetría en las edades sería unindicio de que antes de 1 Ga no había subducción decorteza oceánica hidratada en las profundidades delmanto, que es una condición para la formación de talesrocas. Este dato, combinado con otros indicadores como

la escasez de rocas metamórficas de alta presión (por ej.esquistos azules), indicaría que la tectónica de placas detipo actual operó sólo durante el último 25% de la his-toria del planeta. Los escépticos, sin embargo, opinanque muchas de las kimberlitas antiguas podrían estarenterradas debajo de rocas más jóvenes o han sido ero-sionadas (Brown y Valentine, 2013).

El sorprendente hallazgo de inclusiones de pequeñosdiamantes en los circones de 4,25 Ga del cratón de Yil-garn de Australia por Menneken y otros (2007) llevó aun replanteo de cuáles fueron las condiciones de la Tie-rra en sus inicios. La asociación de estos circones dia-mantíferos con grafito y sus características espec-trográficas sugieren que se formaron durante un eventometamórfico de presión ultra alta, sólo compatible conuna profundidad mayor de 100 km. Esto contradice laidea de que los circones del Hadeano provienen del reci-clado de corteza continental. Una hipótesis compatiblecon su origen superficial plantea que estos diamantes seformaron a partir de fluidos ricos en carbono que impreg-naron las rocas ígneas, rellenando pequeñas fisuras enlos cristales de circón. Luego, esa corteza primitiva sub-dujo hasta una profundidad suficiente para la forma-ción de diamantes a partir de esos compuestos carbono-sos (Williams, 2007). Pero si su origen fue más superficial,habría que pensar en una Tierra mucho más caliente o,alternativamente, que a los 4,2 Ga la litósfera era másgruesa de lo que se creía.

Ernst (2009), en una brillante síntesis, reconoce cua-tro fases en la historia termotectónica de la Tierra, de las

CAPÍTULO 2

Figura 2.35. Representacion por medio de histogramas de la frecuencia con que se registran distintos indicadores de la actividad de las placastectónicas y de fenómenos de subducción en los últimos 3 Ga de la historia de la Tierra (datos provenientes de diversos autores). Simplificadode Stern et al. (2015).

91

cuales las dos primeras tuvieron lugar durante el Arquea-no, por lo que nos remitiremos a ellas como cierre del ca-pítulo. Cada una de estas etapas está caracterizada porun cierto escenario de convección del manto y por la esca-la (extensión, espesor) de las placas tectónicas. La suce-sión de un estado a otro refleja la declinación gradual yconstante del flujo térmico terrestre a través del tiempo.

(1) El estado ‘pre-placas’, imperante a comienzosdel Hadeano (4,5-4,4 Ga), se caracterizó por una circula-ción en el manto dominada por células convectivaspobremente organizadas y por columnas ascendentesde material recalentado a modo de plumas o hot spots;ambos fenómenos transferían energía térmica hacia lasuperficie donde se disipaba al espacio exterior. En lasuperficie había un océano de magma viscoso en cuyaparte más externa se fue consolidando una costra deroca delgada y relativamente efímera a medida que latemperatura caía por debajo del solidus de la peridotitay el basalto. Estas pequeñas protoplacas (platelets) erantraccionadas por la circulación del manto y se hundíanrápidamente en el interior fundido, reciclando y oblite-rando todo registro de las rocas formadas en esteestadío.

(2) En el Hadeano-Arqueano (4,4-2,7 Ga) se pasó dela condición anterior a un estado en el cual la superficieterrestre estaba cubierta de protoplacas pequeñas, calien-tes y dúctiles que subducían con facilidad, aunque posi-blemente de forma episódica. Las corrientes convectivaseran rápidas y de carácter turbulento, liberando enor-

mes cantidades de calor en la superficie del planeta. Apartir de la astenósfera que ascendía por las corrientesconvectivas y a través de las plumas de anclaje profun-do se fue generando una gruesa corteza oceánica basál-tica komatítica. Su fusión parcial y cristalización fraccio-nada generó los primeros arcos insulares de composi-ción TTG, diferenciándose por primera vez una cortezacontinental. En esta fase, la rápida condensación de laatmósfera llevó a la formación de océanos poco pro-fundos que sumergieron parcial o totalmente los arcosvolcánicos. La reiterada colisión y suturación de estasprotoplacas condujo al ensamble de los cinturones derocas verdes y de los gneises granulíticos, típicos de estaetapa. La amalgama de estas entidades litotectónicasconformó los primeros núcleos continentales o proto-continentes.

(3) En la fase supercontinental, comprendida entrelos 2,7-1,0 Ga, los pequeños terrenos TTG y los arcosvolcánicos se amalgamaron entre sí para construir enti-dades corticales mayores – los cratones – que flotabansobre el manto más denso. Este continuado crecimientode la corteza siálica hacia fines del Arqueano condujoal desarrollo de amplias plataformas continentales y decinturones orogénicos intracontinentales. Esto está refle-jado en un cambio en las asociaciones litológicas, en par-ticular, un drástico aumento en la proporción de arco-sas, cuarcitas y calizas (Fig. 2.36). Estas extensas placaslitosféricas actuaron como ‘tapa’ de las corrientes con-vectivas, produciendo un estancamiento de las mismasy un retardo en la disipación del flujo de calor emanadodel manto infrayacente. Luego de cierto lapso, el calen-tamiento de la base de los bloques continentales fue sufi-cientemente intenso como para reiniciar el ciclo de con-vección, el estiramiento de la corteza continental y suruptura final, dando comienzo al ciclo de Wilson, con-sistente en la apertura y cierre de un océano (ver § 4.9).

(4) El gradual aumento del tamaño de las placaslitosféricas condujo a la tectónica de placas de estilomoderno imperante en el Neoproterozoico y el Fanero-zoico (1,0 Ga hasta el presente). Este estado está tipifica-do por la generación de corteza continental a lo largo dezonas de subducción lineales, de gran longitud, subpa-ralelas a los márgenes continentales. En la parte externade estos cinturones se formaron complejos de subduc-ción asociados a metamorfismo de alta presión, mientrasque en la parte interna se desarrollaron arcos volcáni-cos/plutónicos. A diferencia de los estados precedentes,el patrón de convección se hizo de tipo laminar y estuvogobernado, en gran medida, por el hundimiento en laastenósfera de gruesas placas de litósfera oceánica fríay densa. Los bloques de litósfera continental alcanzarongran tamaño, pero fueron reiteradamente fragmentadosa través de sistemas de rift y de fallas transformantes.

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

Figura 2.36. Variación en la proporción de los tipos de rocas preserva-das a través del tiempo. Las curvas acumulativas reflejan la evoluciónde la corteza superior (modificado de Ernst, 2009).

92

CAPÍTULO 2

La subducción de litósfera oceánica en las zonas deconvergencia, el desarrollo de arcos volcánicos calcoal-calinos y las colisiones continentales son los elementosdistintivos de la Tierra moderna, dominada por losciclos de Wilson. Este escenario, sin embargo, tienesemejanzas básicas con los cinturones de granito/rocasverdes del Arqueano. Esto permite concluir que, si bienla dinámica y la estructura térmica del sistema corteza-manto ha ido evolucionando en el tiempo a la par delenfriamiento de la Tierra, los procesos fundamentalesque controlan la circulación en la astenósfera, la forma-ción de corteza y la tectónica de placas han cambiado através del tiempo en escala e intensidad, pero en esen-cia fueron siempre los mismos (Ernst, 2009).

REFERENCIAS Y LECTURAS COMPLEMENTARIAS

Abramov, O. y Mojzsis, S.J. 2009. Microbial habitability of the HadeanEarth during the late heavy bombardment. Nature, 459: 419-422.

Adam, J., Rushmer, T., O’Neil, J. y Francis, D. 2012. Hadean green-sto-nes from the Nuvvuagittuq fold belt and the origin of the Earth’searly continental crust. Geology, 40: 363-366.

Allwood, A.C., Walter, M.R., Kamber, B.S., Marshall, C.P. y Burch, I.W.2006. Stromatolite reef from the Early Archaean era of Australia.Nature, 441: 714-718.

Allwood, A.C., Walter, M.R., Burch, I.W. y Kamber, B.S. 2007. 3.43billion-year-old stromatolite reef from the Pilbara craton of Wes-tern Australia: ecosystem-scale insights to early life on Earth. Pre-cambrian Research, 158: 198-227.

Arndt, N.T y Nisbet, E.G. 2012. Processes on the Young Earth and theHabitats of Early Life. Annual Review of Earth and Planetary Scien-ces, 40: 521-549

Aspler, L.B. y Chiarenzelli, J.R. 1998. Two Neoarchean superconti-nents? Sedimentary Geology, 120: 75-104.

Basta, F.F. , Mauriceb, A.E., Fontbotec, L. y Favargerd, P-Y. 2011. Petro-logy and geochemistry of the banded iron formation (BIF) ofWadi Karim and Um Anab, Eastern Desert, Egypt: Implicationsfor the origin of Neoproterozoic BIF. Precambrian Research, 187:277-292.

Bedard, J.H. 2006. A catalytic delamination-driven model for coupledgenesis of Archaean crust and sub-continental lithospheric man-tle. Geochimica Cosmochimica Acta, 70: 1188-1214.

Bengston, S. (ed.) 1994. Early life on Earth. Nobel Symposium 84, Colum-bia University Press, 656 p.

Blake, R.E, Chang, S.J. y Lepland, A. 2010. Phosphate oxygen isotopeevidence for a temperate and biologically active Archean ocean.Nature, 464: 1029-1032.

Bleeker, W. 2003. The late Archean record: a puzzle in ca. 35 pieces.Lithos, 71: 99-134.

Bradley, D.C. 2008. Passive margins through Earth history. Earth-Science Reviews, 91: 1-26.

Bradley, D.C. 2011. Secular trends in the geologic record and the super-continent cycle. Earth-Science Reviews, 108: 16-33.

Brasier, M.D., McLaughlin, N.,Green, O., Lindsay, J.F., Steele, A. yStoakes, C. 2005. Critical testing of Earth’s oldest putative fossilassemblages from the ~3.5 Ga Apex chert, Chinaman Creek,Western Australia. Precambrian Research, 140: 55-102.

Brasier, M.D., McLaughlin, N., Green, O. y Wacey, D. 2006. A fresh lookat the fossil evidence for early Archaean cellular life. PhilosophicalTransactions of the Royal Society, 361: 887-902.

Brasier, M.D., Antcliffe, J., Saunders, M. y Wacey, D. 2015. Changing the

picture of Earth's earliest fossils (3.5-1.9 Ga) with new approachesand new discoveries. PNAS, 112: 4859-4864.

Brown, R.J. y Valentine, G.A. 2013. Physical characteristics of kimber-lite and basaltic intraplate volcanism and implications of a biasedkimberlite record. Geological Society of America Bulletin, 125: 1224-1238.

Cabral, A.R., Zeh, A., Koglin, N., Seabra Gomes Jr., A.A., Viana, D.J. yLehmann, B. 2012. Dating the Itabira iron formation, Quadriláte-ro Ferrífero of Minas Gerais, Brazil, at 2.65 Ga: Depositional U-Pbage of zircon from a metavolcanic layer. Precambrian Research,204/205: 40-45.

Cameron, A.G.W. y Ward, W.R. 1975. The origin of the Moon. Procee-ding 7th Lunar and Planetary ScienceConference. Abstracts. 120-122.

Cawood, P.A., Kröner, A. y Pisarevsky, S. 2006. Precambrian plate tec-tonics: Criteria and evidence. GSA Today, 16: 4-11.

Cheney, E.S. 1996. Sequence stratigraphy and plate tectonic significan-ce of the Transvaal succession of South Africa and its equivalentin Western Australia. Precambrian Research, 79: 3-24.

Compston, W. y Pidgeon, R.T. 1986. Jack Hills, evidence of more veryold detrital zircons in Western Australia. Nature, 321: 766-769.

Condie, K.C. 1980. Origin and early development of the Earth’s crust.Precambrian Research, 11: 183-197.

Condie, K.C. 1986. Origin and early growth rate of continents. Precam-brian Research, 32: 261-278.

Condie, K.C. 1989. Plate Tectonics and Crustal Evolution. PergamonPress. 476 p.

Condie, K.C. 2005. Earth as an evolving planetary system. Elsevier Aca-demic Press, 447 p.

Cordani, U.G., Sato, K., Texeira, W., Tessinari, C.G. y Basei, M.A.S. 2000.Crustal evolution of the South American Platform. En: Cordani,U.G. y otros (eds.), Tectonic evolution of South America, pp. 19-40.31º Congreso Internacional de Geología, Río de Janeiro.

Dalla Salda, L., de Barrio, R.E., Echeveste, H.J. y Fernández, R.R. 2005.El basamento de la Sierras de Tandilia. En: de Barrio, R.E., Etche-verry, R.O., Caballé, M.F. y Llambías, E. (eds.) Geología y RecursosMinerales de la Provincia de Buenos Aires. Relatorio del 14º Congre-so Geológico Argentino. La Plata.

De Gregorio, B.T., Sharp, T.G., Flynn, G.J., Wirik, S. y Hervig, R.L. 2009.Biogenic origin for Earth’s oldest putative microfossils. Geology,37: 631-634.

Dilek, Y. 2008. Suprasubduction zone ophiolites and Archaean tecto-nics.Geology, 36: 431-432.

Djokic, T., Van Kranendonk, M.J., Campbell, K.A., Walter, M.R. yWard, C.R. 2016. Earliest signs of life on land preserved in ca.3.5 Ga hot spring deposits. Nature Communications, 8: 15263.

Dodd, M.S., Papineau, D., Grenne, T., Slack, J.F., Rittner, M., Pirajno, F.,O’Neil, J. y Little, C.T.S. 2017. Evidence for early life in Earth’soldest hydrothermal vent precipitates Nature, 543. doi:10.1038/nature21377

Ehrlich, H.L. 2002. Geomicrobiology (4th. edition). New York, MarcelDekker, 768 p.

Ernst, W.G. 2009. Archean plate tectonics, rise of Proterozoic supercon-tinentality and onset of regional episodic stagnant lid behavior.Gondwana Research, 15: 343-253.

Furnes, H., Bernerjee, N.R., Muehlenbachs, K., Staudigel, H. y de Wit,M. 2004. Early life recorded in Archean pillow lavas. Science, 304:578-581.

Furnes, H., Bernerjee, N.R., Staudigel, H. y Muehlenbachs, K. 2007.Pillow lavas as a habitat for microbial life. Geology Today, 23: 143-146.

Glasby, G.P. 1998. Earliest life in the Archean: Rapid dispersal of CO2 -utilizing bacteria from submarine hydrothermal vents. Episodes,21: 252-256.

Goldblatt, C., Zahnle, K.J., Sleep, N.H. y Nisbet, E.G. 2010. The Eons ofChaos and Hades. Solid Earth, 1: 1-3.

Gómes, R. Levison, H.F., Tsiganis, K y Morbidelli, A. 2005. Origin ofthe cataclysmic Late Heavy Bombardement period of the terres-

93

trial planets. Nature, 435: 466-469. Gómez, F.J. y Astini, R.A. 2012. Microbialitos carbonáticos en la

Laguna Negra, Complejo salino de la Laguna Verde (Catamarca,Argentina): Controles en la precipitación y de acreción de láminascarbonáticas. 13° Reunión Argentina de Sedimentología.

González de Juana, C., Iturralde de Arocena, J.A. y Picard, X. 1980.Geología de Venezuela y de sus cuencas petrolíferas. Tomo 1, CapítuloII. Precámbrico, 31-94. Ediciones Foninves, Caracas.

Harrison, T.M., Blichert, J., Muller, W., Albarede, F., Holden, P y Mojzsis,S.J. 2005. Heterogeneous Hadean Hafnium: evidence for conti-nental crust at 4.4 to 4.5 Ga. Science, 310: 1947-1950.

Hartmann, W.K y Davis, D.R. 1975. Satellite-sized planetesimals andlunar origin. Icarus, 24: 504-514.

Hartmann, L.A., Campal, N., Santos, J.O., McNaughton, N.J., Bossi, J.y Schipilov, A. 2001. Archean crust in the Río de La Plata Craton,Uruguay- SHRIMP U-Pb - reconnaissance geochronology. Journalof South American Earth Sciences, 14: 557-570.

Hartogh et al., 2011. Ocean-like water in the Jupiter-family comet103P/Hartley 2. Nature, 478: 218-220.

Hoashi, M., Bavacqua, D.C., Otake, T., Watanabe, Y., Hickman, A.H.,Utsunomiya, S. y Ohmoto, H. 2009. Primary hematite formationin an oxigenated sea 3.46 billon years ago. Nature Geoscience, 2:301-306.

Hoffman, P.F. 1988. United plates of America: a birth of a craton.Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences, 16: 543-603.

Ikoma, M. y Genda, H. 2006. Constraints on the mass of a habitableplanet with water of nebular origin. Astrophysical Journal, 648:696-706.

Jaupart, C. y Mareschal J-C. 2010. Heat Generation and Transport in theEarth. Cambridge University Press, 476 p.

Kenny, G.G., Whitehouse, M.J. y Kamber, B.S. 2016. Differentiatedimpact melt sheets may be a potential source of Hadean detritalzircon. Geology. doi:10.1130/G37898.1

King, S.D. 2005. Archean cratons and mantle dynamics. Earth and Pla-netary Science Letters, 234: 1-14.

Klein, C. 2005. Some Precambrian banded iron-formations (BIFs) fromaround the world: Their age, geologic setting, mineralogy, meta-morphism, geochemistry, and origins. American Mineralogist, 90:1473-1499.

Knoll, A.H. 2003. Life on a young planet. The first three billon years of evo-lution on Earth. Princeton University Press, 277 p.

Knoll, A.H. y Walter, M.R. 1992. Late Proterozoic stratigraphy andEarth history. Nature, 356: 673-678.

Konhauser, K.O., Hamade, T., Raiswell, R., Morris, R., Farris, F.G. ySoutham, G. 2002. Could bacteria have formed the Precambrianbanded iron formations? Geology, 30: 1079-1082.

Lindsay, J.F., Brasier, M.D., McLoughlin, N, Green, O., Fogel, M., Stee-le, A. y Martzman, S.A. 2005. The problem of deep carbon–anArchaean paradox. Precambrian Research, 143: 1-22.

Lock, S.J., Stewart, S.T., Petaev, M.I., Leinhardt, Z.M., Mace, M.T.,Jacobsen, S.B. y Ćuk, M. 2018 The origin of the Moon within aterrestrial synestia. Journal of Geophysical Research, DOI: 10.1002/2017JE005333

Marchi, S., Bottke, W.F., Elkins-Tanton, L.T., Bierhaus, M., Wuenne-mann, K., Morbidelli, A. y Kring, D.A. 2014. Widespread mixingand burial of Earth’s Hadean crust by asteroid impacts. Nature,511: 578–582.

Marques de Almeida, F.F., de Brito Neves, B.B. y Ré Carneiro, C.D.2000. The origin and evolution of the South American Platform.Earth-Science Reviews, 50: 77-111.

McClendon, J.H. 1999. The origin of life. Earth-Science Reviews 47: 71-93.Menneken, M., Nemchin, A.A., Geisler, T., Pidgeon, T.T. y Wilde, S.A.

2007. Hadean diamonds in zircon from Jack Hills, Western Aus-tralia. Nature, 448: 917-920.

Mishra, D.C., Sing, B., Tieari, V.W., Gupta, B.S. y Rao, M.B. 2000. Twocases of continental collision and related tectonics during the

Proterozoic period in India – insight from gravity modeling cons-trained by seismic and magnetoteluric studies. Precambrian Rese-arch, 99: 149-169.

Mloszewska, A.M., Pecoits, E., Cates, N.L., Mojzsis, S.J., O'Neil, J.,Robbins, L.J. y Konhauser, K.O. 2012. The composition of Earth'soldest iron formations: The Nuvvuagittuq Supracrustal Belt(Québec, Canada). Earth and Planetary Science Letters, 317/318:331-342.

Mojzsis, S.J., Harrison, T.M. y Pidgeon, R.T. 2001. Oxygen-isotope evi-dence from ancient zircons for liquid water at the Earth's surface4,300 Myr ago. Nature, 409: 178-180.

Morbidelli, A., Lunine, J.I., O’Brien, D.P., Raymond, S.N. y Walsh, K.J.2012. Building Terrestrial Planets. Annual Review of Earth and Pla-netary Sciences, 40: 251-275.

Noffke, N., Eriksson, K.E., Hazen, R.M. y Simpson, E.L. 2006. A newwindow into the Archean life: Microbial mats in Earth’s oldestsiliciclastic tidal deposits (3.2. Ga Moodies Group, South Africa).Geology, 34: 253-256.

Nutman, A.P., Friend, C.R.L., Bennett, V.C., Wright, D. y Normand, M.D.2010. >3700 Ma pre-metamorphic dolomite formed by microbialmediation in the Isua supracrustal belt (W. Greenland): Simple evi-dence for early life? Precambrian Research, 183: 725-737

O’Neil, J., Carlson, R.W., Francis, D. y Stevenson, R.K. 2008. Neody-mium-142 evidence for Hadean mafic crust. Science, 321: 1828-1831.

Pflug, H.D. y Jaeschke-Boyer, H. 1979. Combined structurtal and chemi-cal analyses of 3,800-Myr-old microfossils. Nature, 280: 483-486.

Pikuta, E.V., Hoover, R.B., and Tang, J. 2007. Microbial extremophilesat the limits of life: Critical Reviews in Microbiology, 33: 183-209.

Reith, F. 2012. Life in the deep subsurface. Geology, 39: 287-288.Robert F. y Chaussidon, M. 2006. A palaeotemperature curve for the

Precambrian oceans based on silicon isotopes in cherts. Nature,443: 969-972.

Rogers, J.J.W. y Santosh, M. 2003. Supercontinents in Earth history.Gondwana Research, 6: 357-368.

Rollison, H. 2007. When did plate tectonics begin? Geology Today, 5:186-191.

Russell, S.S. 2007. The formation of the Solar System. Journal of the Geo-logical Society, London, 164: 481-492.

Sagan, C. y Mullen, G. 1972. Earth and Mars—evolution of atmosphe-res and surface temperatures. Science, 177: 52-56.

Sagan. C. y Chyba, C. 1997. The early Sun paradox: organic shieldingof ultraviolet-labile greenhouse gases. Science, 276: 1217-1221.

Schopf, J.W. 2006. Fossil evidence of Archaean life. Philosophical Tran-sactions of the Royal Society, 361: 869-885.

Schopf, J.W., Kitajimad, K., Spicuzzad, M.J., Kudryavtsevb, A.B. yValleyd, J.W. 2017a. SIMS analyses of the oldest known assembla-ge of microfossils document their taxon-correlated carbon isotopecompositions. PNAS, doi: 10.1073/pnas.1718063115

Schopf, J.W., Kudryavtsev, A.B., Osterhouta, J.T., Williford. K.H., Kita-jimae, K., Valley, J.W. y Sugitanih, K. 2017b. An anaerobic ∼3400Ma shallow-water microbial consortium: Presumptive evidenceof Earth’s Paleoarchean anoxic atmosphere. Precambrian Research,299: 309-318.

Scott, C.T., Bekker, A., Reinhard, C.T., Schnetger, B., Krapež, B., Rum-ble, D. y Lyons, T.W. 2011. Late Archean euxinic conditions befo-re the rise of atmospheric oxygen. Geology, 29: 199-122.

Song, I., Zuckerman, B., Weinberger, A.J. y Becklin, E.E. 2005. Extremecollisions between planetesimal as the origin of warm dust arounda Sun-like star. Nature, 436: 363-365.

Staudigel, H., Furnes, H., Banerjee, N.R., Dilek, Y. y Muehlenbachs, K.2006. Microbes and volcanoes: A tale from the oceans, ophiolites,and greenstone belts. GSA Today, 16: 4-10.

Stern, R.J. 2005. Evidence from ofiolites, blueschists and ultrahighpressure metamorphic terranes that the modern episode ofsubduction tectonics began in Neoproterozoic time. Geology, 33:557-560.

EL TIEMPO PROFUNDO: EL EóN ARQUEANO

94

CAPÍTULO 2

Stern, R.J., Leybourne, M.I. y Tsujimori, T. 2016. Kimberlites and thestart of plate tectonics. Geology, 44: 799-802.

Valley, J.W., Peck, W.H., King, E.M. y Wilde, S.A. 2002. A cool earlyEarth. Geology, 30: 351-354.

Valley, J.W., et al. 2014. Hadean age for a postmagma-ocean zircon con-firmed by atom-probe tomography. Nature Geoscience, 7: 219-223.

van Hunen, J. y Moyen, J-F. 2012. Archean subduction: fact or fiction?Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 40: 195-219.

van Kranendonk, M.J. y Collins, W.J. 1998. Timing and tectonic signi-ficance of Late Archean, sinistral strike-slip deformation in theCentral Pilbara structural corridor, Pilbara Craton, western Aus-tralia. Precambrian Research, 88: 207-232.

Wang, K. y Jacobsen, S.B. 2016. Potassium isotopic evidence for a high-energy giant impact origin of the Moon. Nature, doi: 10.1038/nature19341

Wilde, S.A., Valley, J.W., Peck, W.H. y Graham, C.M. 2001. Evidencefrom detrital zircons for the existence of continental crust and oce-ans on the Earth 4.4 Gyr ago. Nature, 409: 175-178.

Williams, I.S. 2007. Old diamonds and the upper crust. Nature, 448:880-881.

Yang Q-y. y Santosh, M. 2017. Building of an Archean microcontinent:Evidence from the North China Craton. Gondwana Research, 50:3–37.

Zhai, M.G. y Santosh, M. 2011. The early Precambrian odyssey of theNorth China Craton: a synoptic overview. Gondwana Research,20: 6-25.

Zhao, G., Cawood, P.A., Wilde, S.A. y Sun, Min. 2002. Review of global2.1-1.8 Ga orogens: implications for a pre-Rodinia supercontinent.Earth-Science Reviews, 59: 125-162.