Kratonit

Ari Brozinski

Mikä on kratoni?

Määritelmän mukaan kratoni on sellainen mantereellisen kuoren alue, joka on säilynyt tektonisesti stabiilina (deformoitumattoma) ainakin 500 miljoonaa vuotta. Tämä on helppo uskoa sillä kratonit sisältävät maapallon vanhimpia kiviä. Vanhojen kivien lisäksi kratonia luonnehtivat myös syvät ”juuret” (jopa yli 300km) sekä muita litosfäärilaatan osia suurempi kestävyys.

Taustaa

Ennen kuin sukellamme kratonien saloihin, lienee paikallaan palauttaa mieliin maapallon kemiallinen jaottelu. Kotiplaneettamme ylimmät osat on jaettu astenosfääriin ja litosfääriin. Hauras ja halkeileva litosfääri edustaa ylintä 100–150 kilometrin osaa maanpinnasta katsoen eli siihen lukeutuu kuori ja vaipan ylin osa. Litosfääri ”kelluu” astenosfäärin päällä. Astenosfäärin, joka ulottuu jopa 350 kilometrin syvyyteen, rakenne on kohtalaisen pehmeä ja se kykenee ”virtamaan”. Litosfäärin katsotaan muuttuvan astenosfääriksi siinä kohtaa maan sisällä, jossa lämpötila ylittää 1280 astetta. Alla oleva kuva esittää kuoren, vaipan ja ytimen sekä litosfäärin ja astensfäärin sijainnit.Litosfääri muodostuu pääosin kolmestatoista 100—150km paksusta mannerlaatasta (merellinen ja mantereellinen). Mannerlaatat sisältävät litosfäärin lisäksi myös kratoneita, jotka ulottuvat niitä syvemmälle, aina vaipan asti ja sen sisään. Siinä missä maan kuori muilta osin on muodostunut saarikaarien ja hot spot-tulivuorten myötä on kratonien historia varsin erilainen.

Matkalla kohti kratoneita

Varhaisen maan jäähdyttyä riittävästi, alkoivat planeettamme pinnalla toimia konvektiovirtaukset, joiden avulla maa alkoi jäähdyttää itseään tuomalla lämpöä sisuksistaan pinnalle (vrt. kuuma vesi kattilassa). Jäähtymisen jatkuessa maan pinnalle kehittyi epäyhtenäinen kuori, joka kuitenkin suli aina uudelleen konvektiovirtausten vuoksi.

Lämpötilan laskun jatkuttua riittävän pitkään, alkoi kiinteän kuoren osuus kasvaa geologisessa mittakaavassa katsoen varsin nopeasti ja sen kehitys jatkui yli miljardin vuoden ajan, jonka aikana kuoren palaset vähitellen suurenivat ja vahvistuivat. Arkeeisen kauden aikana (n. 3500-2500 Ma) kehittyikin maapallon mantereellisesta kuoresta n. 80%. Yli 2000 miljoonaa vuotta alkumaan syntymisen jälkeen, arkeeisen ja proterotsooisen kauden rajamailla 2700 miljoonaa vuotta sitten, olivat laatat kehittyneet niin paljon, että kratonien muodostuminen oli mahdollista.

Edellytykset kratonin muodostumiselle

Kratonien paksuutta ei voida selittää yksistään fysikaalisilla ilmiöillä, kuten maan jäähtymisellä sillä tällöin kratonit olisivat vajonneet alas eivätkä kelluisi maan pinnalla (vrt. differentaatio). Tämän vuoksi voidaan olettaa, että litosfäärissä on toiminnassa prosesseja, jotka vaikuttavat fysikaalisten ominaisuuksien lisäksi sen kemiaan.

Sengör (1999) esittelee kolme edellytystä, jotka vaaditaan kratonin muodostumiselle:

1. Alueellisen geotermisen gradientin (kertoo kuinka nopeasti lämpötila nousee maan sisusta kohti mentäessä) tulee olla hyvin alhainen (ts. litosfäärin, jossa kratoni muodostuu, tulee olla kylmä)
2. Alueen jolla kratoni muodostuu, geoterminen gradientti tulee pysyä alhaisena pitkän aikaa. Tästä voidaan päätellä, että kratonisoituva alue ei esiinny laattojen rajoilla.
3. Litosfäärin vaippaosan tulisi olla ympäristöään kevyempi (kelluva) ja lisäksi vastustaa deformaatiota.

Ehdot saattavat kuulostaa yksinkertaisilta, mutta käytännössä kratonien muodostuminen on edelleen osittain hämärän peitossa. Ei esimerkiksi ole täysin selvää, minkälainen mekanismi on tuottanut kratonien 200—300 km syvät juuret. Ei myöskään tiedetä minkä vuoksi maan historiassa vaikuttaa olleen ajanjaksoja, jolloin kratonisoituminen on ollut erityisen runsasta.

Missä ja miten kratonit muodostuvat?

Kratonit eivät muodostu mantereiden keskellä, vaan magman tunkeutuessa kuoreen litosfäärilaattojen rauhallisilla alueilla (jotka ovat usein kaukana reuna-alueista), jossa lämpötila on alhaisempi eikä mannerlaattojen törmäilyä, erkanemista tai hiertoa esiinny. Kratonin muodostumiseen vaikuttavat useat tekijät, kuten kivien kemiallinen koostumus tai fluideista köyhtyneet vaipan residuaalikivet. Tärkein kratonin muodostumista kontrolloiva tekijä on kuitenkin geoterminen gradientti, jonka tulee olla riittävän alhainen (eli lämpötila nousee hitaasti maan sisustaa kohti mentäessä), jotta kratonisaatio on mahdollista.

Kratonin syntyessä alkaa mantereellinen litosfäärinen vaippa eli MLV, joka käsittää ylimmät n. 350 km maan pinnasta katsoen, paksuuntua eli kratonisoitua (ks kuva alla). Kratonit muodostuvat ylemmän mantelin kylmimpien osien päällä ja yleensä alueilla, jossa on toistuvaa orogenista deformaatiota litosfäärilaatan sisäosassa. Kratonit saavuttavat suuren vahvuuden suurelta osin sen myötä, että mantereelliset kivet vastustavat subduktiota pienen tiheytensä vuoksi, jolloin niiden alla sijaitseva vaippa jäähtyy pidemmän aikaa, kuin merellisten kivien subduktoituessa. Tämä mahdollistaa kratonien kasvun.

Kratonin säilymisen kannalta on tärkeää, että se on mekaanisesti vahva ja että sen koostumus on sellainen, jolla se kykenee kellumaan. Erityisesti kelluvat juuret ovat tärkeitä kratonin pitkäikäisen säilymisen kannalta.

Kratonien kemiaa

Kratonien ja mantereiden toisiksi ylintä osaa (ylin on maan kuori) edustaa nk. mantereellinen litosfäärinen vaippa eli MLV  (engl. Continental Litospheric Mantle, CLM). MLV itsessään käsittää vain pienen osan koko vaipan tilavuudesta ja se eroaa ympäröivästä kuoresta siinä, että se on huomattavasti vahvempi (koostuu pääosin oliviinista, kun taas kuoressa vallitseva mineraali on kvartsi) ja että sen kemiallinen koostumus on erilainen. MLV on jaettu kahteen osaan, mekaaniseen rajakerrokseen eli MR:ään (engl. Mechanical Boundary Layer, MBL) ja lämpörajakerrokseen, LR:ään (engl. Thermal Boyndary Layer, TBL).

Mekaaninen rajakerros eroaa kratonien ja mantereiden välillä. Kratoneissa on paksu ja jäykkä MR, jonka kehittyminen on edellyttänyt rauhaisia kasvuoloja ja satoja miljoonia vuosia. Litosfäärilaatoissa taas MR jää ohuemmaksi. Tämän vuoksi litosfäärilaatta altistuu herkemmin delamaniaatiolle eli sen alaosista irtoaa materiaalia ympäröivään litosfääriin tai astenosfääriin. Delaminaatiota voi havainnollistaa vedessä kelluvan puunpalan kanssa, jonka pohjaan on liimattu palanen metallia. Liiman pitokyky ja puun pohjan kestävyys määrittelevät irtoaako eli delaminoituuko metallinpala puusta. Pitkäiaikaisesta MLV:n delaminaatiosta johtuen vanhojen, orogenioiden muovaamien kratonien ympärillä nähdään kohtalaisen ohuet MR:t.

Mekaanisen rajakerroksen alapuolella alkaa tapahtua pehmenemistä (materiaalista tulee taipuisaa) eli saavutaan lämpörajakerrokseen. Lämpörajakerroksella tarkoitetaankin tarkalleen ottaen virtaavaa fluidia lähellä rajaa, jossa lämmönjohtuminen on virtausta suurempaa. Mekaanisen rajakerroksen alapuolella on siis lämpörajakerros, joka muodostaa siirtymän sen ja astenosfäärin välillä. LR voi toimia puskurivyöhykkeenä suojaten kratonin juurta deformaatiolta.

Kratonien yhtyminen

Törmäysogenioiden, saarikaarien ja muiden geologisten prosessien myötä kratonit ja megakratonit yhdistyivät litosfäärilaattojen kanssa muodostaen mantereita. Ajan mittaan mantereet fuusioituivat suureksi ”manneramassaksi”.  Tällaisesta mannermassasta käytetään yleisesti nimitystä supermanner. Nimitys heijastelee sitä, että supermannervaiheessa suuri osa tai jopa kaikki maapallon mantereet ovat nivoutuneet yhdeksi suureksi laataksi. Alla oleva kuva esittää periaatteen kratonien, mantereiden ja supermantereiden luokittelusta.

Kratonin tuhoutuminen

Muodostunut kratoni voi tuhoutua monella tapaa. Kratoni erottuu mantereista vahvan vaippaosansa (mekaaninen rajakerros) takia, joten kratonin tuhoamiseksi tulee tämä suojaava haarniska tuhota. Tähän on olemassa kaksi tapaa: haarniska tuhotaan joko mekaanisesti tai sitä lämmitetään niin kauan, että se sulaa. Mekaanisesta tuhoamisesta ei toistaiseksi ole löydetty todisteita, joten lämmittäminen vaikuttaa paremmalta vaihtoehdolta. Lämpöä siirtyy vaipasta konvektiovirtausten avulla, jolloin lämpötila kohoaa 600—1200 asteeseen jopa kymmeniksi miljooniksi vuosiksi. Jotkin osat lämmitetystä kratonista ohenevat, tulevat kevyemmiksi ja kohoavat kupolimaisesti ympäristöönsä nähden, kunnes osa niistä on niin kuperia, että ne alkavat riftiytymään. Jos riftiytymistä tapahtuu monessa kohtaa kratonia, saattavat riftiytymät yhtyä ketjuksi, jolloin kratonin halkeaminen on mahdollista.

Lähteet

Tämän tekstin lähteinä käytettiin:

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.