Kratoner

Redaktör: Cecilia Aarnio. Efter Ari Brozinskis artikel Kratonit.

Vad är kratoner?

Kratonerna sträcker sig djupare ner än den omgivande kontinentalskorpan, ända till astenosfärens undre partier.Delar av kontinentalskorpan som har bevarats tektoniskt stabila i över 500 miljo ner år kallas kratoner. Dessa relativt flacka områden i kontinenternas inre innehåller delar av jordklotets äldsta berggrund och har “rötter som sträcker sig djupt ner, över 300 km, i astenosfären. Kratoner består av de undre delarna av äldre nednötta bergskedjor och kantas i de flesta fall av en eller flera yngre bergskedjor.

Bakgrund

För att förstå de endogena processerna som ligger bakom kratonernas tillblivelse och utformning måste jordklotets uppbyggnad vara klar.

Jordens översta skikt indelas i litosfären som ligger vid jordytan och astenosfären som sträcker sig ner till ett ca 350 km djup. Den spröda litosfären är 100-150 kilometer tjock och omfattar jordskorpan samt mantelns översta delar. Litosfären “flyter” ovanpå den elastiska och partiellt uppsmälta astenosfären. Jordklotets inre temperatur ökar successivt, med ca 25 ºC/km, mot jordklotets mitt och gränsen mellan litosfären och astenosfären ligger uppskattningsvis vid 1280 ºC. Litosfären består huvudsakligen av 13 stycken 100-150 km tjocka marina och kontinentala litosfärplattor.

Då den övriga kontinentala litosfären har formats i konvergenszoner mellan vulkaniska öbågar, hot spot-vulkaner samt kontinentalplattor, har kratonerna i kontinentalplattornas inre delar bildats till följd av andra litosfärbildande processer. Bilden nedan beskriver jordskorpans, mantelns och kärnans förhållande till varandra samt gränsen mellan litosfären och astenosfären.

Kratonbildning

Astenos- och litosfären i genomskärning.Konvektionsströmmarna i astenosfären (se Differentieringen) startade i samband med avkylningen av det unga jordklotet, för ca 4 miljarder år sedan. Strömmarna frigjorde värme ur jordklotets inre vilket bidrog till att Jorden så småningom svalnade tillräckligt för att bilda en litosfärskorpa vid ytan. Den tidiga jordskorpan var väldigt tunn och smälte flera gånger till följd av att de heta konvektionsströmmarna ideligen påverkade och omarbetade jordytan.

Efter hand bildades trots allt en fast bestående litosfärskorpa över hela jordklotet. Geologiskt sett bildades litosfären snabbt fastän det dröjde över en miljard år för den att utvecklas.

Under arkeikum, för 3500-2500 miljoner år sedan, utvecklades uppskattnigsvis 80% av jordklotets kontinentala jordskorpa. I skiftet mellan arkeikum och proterozoikum, för ca 2700 miljoner år sedan, utvecklades kontinentalplattornas första kratoner.

De specifika processerna som alstrar kratoner är ännu delvis oklara. Man vet exempelvis inte med fullkomlig säkerhet varför det har funnits tider då kratonbildningen har varit riklig. Orsaken till de 200-300 km djupa rötterna är heller inte klarlagd ännu.

Sengör föreslog år 1999 tre förutsättande omständigheter för kratonbildning:

• Den geotermiska gradienten (anger i vilken grad temperaturen ökar mot jordens mitt) skall vara väldigt låg. Med andra ord bör litosfärskorpan i området vara kall.
• I området där kratoner bildas skall den geotermiska gradienten förbli låg en lång tid framåt. Detta indikerar på att kratoner inte bildas i kontinentalpalttornas yttre delar där den litosfäriska temperaturen i regel är hög.
• Områdets litosfäriska mantel skall vara lättare än dess omgivning. Därtill skall den litosfäriska manteln även skydda kratonen mot deformation.

Var och hur bildas kratoner?

Kratoner bildas i kontinenternas lugnare inre delar, där temperaturen i regel är låg. Den främsta förutsättningen för kratonbildning, är en låg geotermiska gradient, d.v.s jordklotets inre temperatur skall långsamt stiga mot jordens mitt. Även andra faktorer, såsom den omgivande berggrundens kemiska sammansättning samt mängden volatilfattigt residualmaterial i manteln, inverkar på formandet av kratoner.

Kratoner formas ovanpå den litosfäriska mantelns ytligaste och svalaste skikt som expanderar då det stiger upp till jordytan. Kratonbildning sker ofta i områden med upprepad bergskedjeveckning. I och med att kratoner förekommer i kontinentalplattornas centrala delar, långt ifrån de dynamiska plattgränserna där jordskorpan ideligen deformeras till följd av vulkanisk och seismisk aktivitet, bevaras kratonerna så gott som oförändrade.

Kratoners sammansättning

Skillnaden mellan litosfärplattor och kratoner. Den litosfäriska manteln under kratoner innehåller ett mekaniskt ett termalt gränsskikt.Kontinenternas och kratonernas undre del består av den litosfäriska manteln, på engelska Continental Litospheric Mantle; CLM, som är avsevärt tyngre än den ovanliggande jordskorpan. Jordskorpan består främst av kvarts (densitet 2,7) medan den litosfäriska manteln består främst av olivin (densitet 3,3 – 4,3). Den litosfäriska manteln indelas i ett mekaniskt gränsskikt, på engelska Mechanical Boundary Layer; MBL, samt i ett termalt skikt som på engelska kallas Thermal Boyndary Layer; TBL.

Till följd av att kratoner har utvecklats och vuxit till sig i hundratals miljoner år, är deras mekaniska gränsskikt väldigt  tjockt och hårt. Litosfärplattornas mekaniska gränsskikt är emellertid tunnare och sprödare vilket bidrar till delaminering, d.v.s delar av litosfärplattornas understa skikt lossnar och sjunker ned i astenosfären. Delaminering kan lätt observeras genom att limma ett stycke metall fast i undre delen av en träbit och sänka den i vatten. Limmets vidhäftningskraft och träbitens tålighet avgör hur lätt metallbiten lossnar eller delamineras från träbiten.

Det termala gränsskiktet ligger under det mekaniska gränsskiktet och markerar gränsen mellan den fasta litosfäriska manteln och den medförliga astenosfären. Det är sannolikt att det termala gränsskiktet skyddar kratonernas långa rötter mot deformation.

Kratoner, kontinenter och superkontinenter

I samband med kollisionsorogenes förenas kratoner med litosfärplattor och formar nya kontinenter. Efter hand fusioneras även kontinenterna med varandra och formar stora sammanhängande kontinentanhopningar, superkontinenter, varefter de skingras igen för att bilda nya formationer. Megakratoner bildas genom fusion av flera kratoner.

Källor

Black, R. ja Liegeois, J. P. 1993: Cratons, mobile belts, alkaline rocks and continental lithospheric mantle: the Pan-African testimony. Journal of the Geological Society of London 150: 89-98.

Ernst, W. G. 2006: Speculations on evolution of the terrestrial lithosphere—asthenosphere system—Plumes and plates. Gondwana Research 11: 38-49.

King, S. D. 2005: Archean cratons and mantle dynamics. Earth and Planetary science Letters 234: 1-14.

Lehtinen, M., Nurmi, P. ja Rämö, T. 1998: Suomen kallioperä: 3000 vuosimiljoonaa. Suomen geologinen seura. Helsinki.

Marshak, S. 2004: Earth: portrait of a planet, 2nd ed. W.W Norton and Company. USA.

McDonough, W. F. 2000: The Composition of The Earth. Department of Earth and Planetary Sciences, Harvard University.

Rao, V. V., Reddy, P. R. 2001: A Mesoproterozoic Supercontinent: Evidence from the Indian Shield. Gondwana Research 5: 63-74.

Sengör, A. M. C. 1999: Continental interiors and cratons: any relation? Tectonophysics 305: 1-42.

Windley, B. F. 1995: The Evolving Continents, 3rd ed. John Wiley & Sons Ltd. Iso-Britannia.