Kraton - Craton

Prowincje geologiczne świata ( USGS )

Craton ( / K R t ɒ N / , / k r ć t ɒ n / , albo / K R t ən / , od greckiego : κράτος Kratos "Siła"), to stara i stabilne częścią litosfera kontynentalna , która składa się z dwóch najwyższych warstw Ziemi, skorupy i najwyższego płaszcza . Mając często przetrwały cykli łączenia i rifting z kontynentach , cratons są powszechnie obecne we wnętrzach płyty tektoniczne ; wyjątki zdarzają się, gdy niedawne geologicznie przypadki ryftowania oddzieliły kratony i utworzyły pasywne marginesy wzdłuż ich krawędzi. Charakterystycznie składają się one ze starożytnych krystalicznych skał podłoża , które mogą być pokryte młodszą skałą osadową . Mają grubą skorupę i głębokie litosferyczne korzenie sięgające nawet kilkaset kilometrów w głąb płaszcza Ziemi .

Terminologia

Terminu kraton używa się do odróżnienia stabilnej części skorupy kontynentalnej od regionów, które są bardziej aktywne geologicznie i niestabilne. Kratony można opisać jako tarcze , w których skała podstawowa wystaje na powierzchnię, oraz platformy , w których podłoże przykrywają osady i skały osadowe.

Słowo „ kraton” zostało po raz pierwszy zaproponowane przez austriackiego geologa Leopolda Kobera w 1921 roku jako Kratogen , odnosząc się do stabilnych platform kontynentalnych, a orogen jako określenie pasów górskich lub górotwórczych . Później Hans Stille skrócony pierwszy termin do Kraton z którego Craton wywodzi.

Przykłady

Przykładami kratonów są Dharwar (lub Karnataka) Craton w Indiach , North China Craton , Sarmatian Craton w Rosji i na Ukrainie , Amazonia Craton w Ameryce Południowej , Kaapvaal Craton w Południowej Afryce , North American lub Laurentia Craton oraz Gawler Craton w Australii Południowej .

Struktura

Kratony mają grube litosferyczne korzenie. Tomografia płaszcza pokazuje, że pod kratonami znajduje się anomalnie zimny płaszcz odpowiadający litosferze o grubości ponad dwukrotnie większej niż typowa 100 km (60 mil) grubości dojrzałej litosfery oceanicznej lub niekratonicznej, kontynentalnej . Na tej głębokości korzenie kratonu sięgają do astenosfery . Litosfera kratonowa wyraźnie różni się od litosfery oceanicznej, ponieważ kratony mają neutralną lub dodatnią pływalność i niską samoistną gęstość izopikniczną . Ta niska gęstość kompensuje wzrost gęstości z powodu skurczu geotermalnego i zapobiega zapadaniu się kratonu w głębokim płaszczu. Litosfera kratoniczna jest znacznie starsza niż litosfera oceaniczna — do 4 miliardów lat w porównaniu do 180 milionów lat.

Fragmenty skalne ( ksenolit ) unoszone z płaszcza przez magmy zawierające perydotyt zostały dostarczone na powierzchnię jako wtrącenia w rurach subwulkanicznych zwanych kimberlitami . Wtrącenia te mają gęstość zgodną ze składem kratonu i składają się z pozostałości materiału płaszcza z wysokiego stopnia częściowego stopienia. Perydotyt jest pod silnym wpływem wilgoci. Wilgotność perydotytu kratonu jest niezwykle niska, co prowadzi do znacznie większej wytrzymałości. Zawiera również wysoki procent magnezu o niskiej masie zamiast wapnia i żelaza o większej masie. Perydotyty są ważne dla zrozumienia głębokiego składu i pochodzenia kratonów, ponieważ guzki perydotytowe to fragmenty skały płaszcza zmodyfikowane przez częściowe topienie. Perydotyty Harzburgite stanowią krystaliczne pozostałości po ekstrakcji stopów kompozycji takich jak bazalt i komatyt .

Tworzenie

Proces powstawania kratonów z wczesnych skał nazywa się kratonizacją. Pierwsze duże lądy kratoniczne uformowały się w eonie archaiku . Podczas wczesnego Archaanu przepływ ciepła przez Ziemię był prawie trzy razy wyższy niż obecnie, z powodu większej koncentracji radioaktywnych izotopów i ciepła szczątkowego z akrecji Ziemi . Nastąpiła znacznie większa aktywność tektoniczna i wulkaniczna ; płaszcz była mniej lepka i cieńsze skorupy. Spowodowało to szybkie tworzenie się skorupy oceanicznej na grzbietach i gorących punktach oraz szybki recykling skorupy oceanicznej w strefach subdukcji . Istnieją co najmniej trzy hipotezy mówiące o tym, jak powstały kratony: 1) skorupa powierzchniowa została pogrubiona przez wznoszący się pióropusz głębokiego stopionego materiału, 2) kolejne płyty subdukujące litosfery oceanicznej osadzały się pod proto-kratonem w procesie podplatania, 3) narastanie z łuków wysp lub fragmentów kontynentalnych spływających razem w celu zagęszczenia w kraton.

Powierzchnia Ziemi była prawdopodobnie podzielona na wiele małych płyt z wyspami wulkanicznymi i łukami w dużej ilości. Małe protokontynenty (kratony) uformowane jako skała skorupy ziemskiej były topione i ponownie topione przez gorące punkty i poddawane recyklingowi w strefach subdukcji.

We wczesnym archainie nie było dużych kontynentów, a małe protokontynenty były prawdopodobnie normą w mezoarchii, ponieważ nie mogły się łączyć w większe jednostki przez wysoki poziom aktywności geologicznej. Te felsowe protokontynenty (kratony) prawdopodobnie powstały w gorących punktach z różnych źródeł: maficznej magmy topiącej więcej felsowych skał, częściowego topnienia maficznej skały oraz z metamorficznych zmian felsowych skał osadowych. Chociaż pierwsze kontynenty powstały w okresie archaiku, skały tego wieku stanowią tylko 7% obecnych na świecie kratonów; nawet biorąc pod uwagę erozję i zniszczenie dawnych formacji, dowody sugerują, że tylko 5 do 40 procent obecnej skorupy kontynentalnej uformowało się w Archainie.

Warren B. Hamilton przedstawia jedną perspektywę rozpoczęcia procesu kratonizacji w Archeanie :

Bardzo grube odcinki głównie podwodnej maficzne i podporządkowanej ultramaficznych , skał wulkanicznych , a przede wszystkim młodszym wynurzonym podłożu i podmorskich felsic wulkanicznych skał i osadów byli prześladowani w złożone synforms między rosnące młode domiform felsic Batolit zmobilizowane przez częściowe stopienie wodnego w dolnej skorupie. Górna skorupa granit -i- greenstone tereny ulegały umiarkowane skrócenie regionalnej, oddzielona od dolnej skorupy, podczas kompozycyjnej inwersji towarzyszącej epoksydową , ale cratonization wkrótce potem. Tonalityczne podziemia są zachowane pod niektórymi sekcjami zielonego kamienia, ale skały nadkrustalne zwykle ustępują miejsca korelacyjnym lub młodszym skałom plutonicznym ... Pióropusze płaszcza prawdopodobnie jeszcze nie istniały, a rozwijające się kontynenty były skoncentrowane w chłodnych regionach. Górny płaszcz w gorącym regionie był częściowo stopiony, a obszerne magmy, głównie ultramaficzne, eksplodowały przez wiele efemerycznych podwodnych otworów wentylacyjnych i szczelin skupionych w najcieńszej skorupie. stabilność pozwoliła na niezwykle grube akumulacje wulkaniczne, z których można było wytworzyć obszerne, częściowo stopione skały felsowe o małej gęstości.

Erozja

Długotrwała erozja kratonów została nazwana „reżimem kratonicznym”. Obejmuje procesy pediplanacji i wytrawiania, które prowadzą do powstania płaskich powierzchni zwanych peneplanami . Podczas gdy proces etchplanacji jest związany z klimatem wilgotnym, a pediplanacja z klimatem suchym i półsuchym, zmiana klimatu w czasie geologicznym prowadzi do powstania tak zwanych poligenetycznych penelan o mieszanym pochodzeniu. Innym skutkiem długowieczności kratonów jest to, że mogą one naprzemiennie występować w okresach wysokiego i niskiego względnego poziomu morza . Wysoki względny poziom morza prowadzi do zwiększonej oceaniczności , podczas gdy przeciwnie prowadzi do wzrostu warunków śródlądowych .

Wiele kratonów ma stonowane topografie od czasów prekambryjskich. Na przykład Kraton Yilgarn w Australii Zachodniej był spłaszczony już w czasach środkowego proterozoiku, a Tarcza Bałtycka uległa erozji, tworząc stonowany teren już w późnym mezoproterozoiku, kiedy wdarły się granity rapakivi .

Zobacz też

Uwagi

Bibliografia

Zewnętrzne linki