Bugün öğrendim ki: Bir tektonik plakanın ortasındaki bir yer, başka bir plakanın ortasında son bulabilir. Kratonlar, geri dönüştürülmek üzere asla yerin altına gömülmemiş hafif kıtasal kabuk parçalarıdır. Kratonların etrafındaki kayaçlar batar ve büyür ve kratonlar kırılıp başka bir plakaya yapışabilir, bu da bunu mümkün kılar.
Endonezya'daki kraton ile karıştırılmamalıdır.
Kıtasal litosferin eski ve kararlı parçası
Kraton (KRAYT-on, KRAT-on veya KRAY-tən;[1][2][3] Eski Yunancadan: κράτος kratos "güç"), kıtasal litosferin (Dünya'nın en üst iki tabakası olan kabuk ve litosferik manto) eski ve kararlı bir parçasıdır. Genellikle kıtaların birleşme ve ayrılma döngülerinden sağ kurtulduğu için, kratonlar genellikle tektonik plakaların iç kısımlarında bulunur; istisnalar, jeolojik olarak yakın tarihli yarılma olaylarının kratonları ayırdığı ve kenarları boyunca pasif marjlar oluşturduğu yerlerde meydana gelir. Kratonlar, genç tortul kayaçlarla kaplı eski kristal temel kayaçlardan oluşur. Dünya'nın mantosuna birkaç yüz kilometre uzanan kalın bir kabuğa ve derin litosferik köklere sahiptirler.
Kratonlar, Dünya üzerindeki en eski kıtasal kabuk kayaçlarını içerir. Arkeen (4 ila 2,5 milyar yıl önce) ve Proterozoik (2,5 milyar - 538,8 milyon yıl önce) jeolojik eonlarında oluşmuşlardır. Çoğu Arkeen'de oluşmuştur.[4][5]
Terminoloji
[değiştir]
Kraton terimi, daha jeolojik olarak aktif ve kararsız bölgelerden kıtasal kabuğun kararlı kısmını ayırt etmek için kullanılır.[6]
Bleeker ve Davis (2004), kratonu "komşu terranlarla etkileşim nedeniyle kenarları yakınında belki dışında, çok az iç deformasyona uğramış, uzun vadeli kararlılığı elde etmiş ve korumuş Dünya'nın kıtasal kabuğunun büyük, uyumlu bir alanı" olarak tanımlar.
Scott King (2005), Arkeen kratonlarını “Prekambriyen'den beri deforme olmamış, kıtaların eski çekirdeklerini oluşturan kabuğun nispeten düz, kararlı bölgeleri” olarak tanımlar.
Kratonlar iki tabakadan oluşur: metamorfoze edilmiş kristal ve metamorfik kayaçlardan oluşan kratonik temel ve bu temel kayanın üzerinde bulunan daha genç, zayıf bir şekilde deforme olmuş tortul örtü olan platform. Kıtasal kalkanlar, açığa çıkmış (yüzeyde açığa çıkmış) kratonik temel kayaçlarıdır ve bu nedenle kristal ve metamorfik kayaçlar hakimdir. Kalkanlar ve platformlar tektonik varlıklardan ziyade fizyografik terimlerdir.[7]
Kraton kelimesi ilk olarak 1921 yılında Avusturyalı jeolog Leopold Kober tarafından, kararlı kıtasal platformları ifade eden Kratogen ve orojenik kuşakları veya dağları ifade eden orojen terimiyle birlikte önerilmiştir. Daha sonra Hans Stille, eski terimi Kraton'a kısaltmıştır ve kraton buradan türemiştir.[8]
Örnekler
[değiştir]
Kraton örnekleri arasında Hindistan'daki Dharwar Kratonu[9], Kuzey Çin Kratonu[10], Doğu Avrupa Kratonu[11], Güney Amerika'daki Amazon Kratonu[12], Güney Afrika'daki Kaapvaal kratonu[13], Kuzey Amerika Kratonu (Laurentia Kratonu olarak da adlandırılır)[14] ve Güney Avustralya'daki Gawler kratonu yer almaktadır.[15]
Yapı
[değiştir]
Kratonlar kalın litosferik köklere sahiptir. Manto tomografisi, kratonların, olgun okyanusal veya kratonik olmayan, kıtasal litosferin tipik 100 km (60 mil) kalınlığının iki katından fazla olan anormal derecede soğuk bir manto ile altta yattığını göstermektedir. Bu derinlikte, kraton kökleri astenosfere uzanır[16] ve bu derinliklerde başka yerlerde görülen düşük hızlı bölge, kararlı kratonların altında zayıftır veya yoktur.[17] Kraton litosferi okyanusal litosferden farklıdır çünkü kratonlar nötr veya pozitif bir yüzdürme ve düşük bir içsel yoğunluğa sahiptir. Bu düşük yoğunluk, jeotermal daralmadan kaynaklanan yoğunluk artışlarını dengeler ve kratonun derin mantoya batmasını önler. Kratonik litosfer, okyanusal litosferden çok daha yaşlıdır - 4 milyar yıla kadar ve 180 milyon yıla karşı.
Peridotit içeren magmalar tarafından mantodan yukarı taşınan kaya parçaları (ksenolitler), kimberlit adı verilen subvolkanik borularda kapanımlar olarak yüzeye getirilmiştir. Bu kapanımlar, kraton bileşimiyle uyumlu yoğunluklara sahiptir ve yüksek oranda kısmi erimeden arta kalan manto materyalinden oluşur. Peridotit, nemin dahil edilmesinden güçlü bir şekilde etkilenir. Kraton peridotitinin nem içeriği alışılmadık derecede düşüktür, bu da çok daha fazla dayanıklılığa yol açar. Ayrıca, daha ağır ağırlıklı kalsiyum ve demir yerine yüksek oranda düşük ağırlıklı magnezyum içerir. Peridotitler, kratonların derin bileşimini ve kökenini anlamak için önemlidir çünkü peridotit nodülleri, kısmi erime ile modifiye edilmiş manto kayaç parçalarıdır. Harzburgit peridotitleri, bazalt ve komatiit gibi kompozisyonların eriyiklerinin ekstraksiyonundan sonra kristalin kalıntıları temsil eder.[20]
Oluşum
[değiştir]
Kratonların oluşum sürecine kratonlaşma denir. Bu süreç hakkında çok şey belirsizliğini koruyor ve bilim camiasında çok az fikir birliği var.[21] Bununla birlikte, ilk kratonik kara kütlelerinin Arkeen eonunda oluştuğu muhtemeldir. Bu, kratonların kökeninde bulunan ve neredeyse her zaman 2 milyar yıldan fazla ve çoğu zaman 3 milyar yıldan fazla olan elmasların yaşından anlaşılmaktadır. Arkeen çağından kalma kayaç, dünyanın mevcut kratonlarının yalnızca %7'sini oluşturmaktadır; geçmiş oluşumların erozyonunu ve tahrip olmasını da hesaba katarsak, bu, mevcut kıtasal kabuğun yalnızca %5 ila %40'ının Arkeen döneminde oluştuğunu düşündürmektedir.[22] Kratonlaşma muhtemelen Proterozoik dönemde tamamlanmıştır. Kıtaların sonraki büyümesi, kıtasal marjlarında birikme yoluyla olmuştur.
Kök kökeni
[değiştir]
Kraton köklerinin kökeni hala tartışılmaktadır.[23][24][21] Bununla birlikte, kratonlaşmanın mevcut anlayışı, 1978'de Thomas H. Jordan'ın Nature dergisinde yayınlanan bir makaleyle başlamıştır. Jordan, kratonların üst mantonun yüksek oranda kısmi erimesinden oluştuğunu ve kaynak kayanın %30 ila %40'ının eriyiğe girdiğini öne sürüyor. Bu kadar yüksek oranda erime, Arkeen'in yüksek manto sıcaklıkları nedeniyle mümkün olmuştur. Bu kadar çok magmanın çıkarılması, hafif magnezyum açısından zenginleştirilmiş ve bu nedenle kimyasal yoğunluğu tükenmemiş mantodank daha düşük olan katı bir peridotit kalıntısı bırakmıştır. Bu daha düşük kimyasal yoğunluk, kraton ve kökleri soğurken termal daralmanın etkilerini telafi etmiş, böylece kratonik köklerin fiziksel yoğunluğu çevredeki daha sıcak ancak kimyasal olarak daha yoğun mantoya uymuştur.[25] Kraton köklerini soğutmanın ve kimyasal yoğunluklarını düşürmenin yanı sıra, magmanın çıkarılması, kraton köklerinin viskozitesini ve erime sıcaklığını da artırmış ve çevredeki tükenmemiş manto ile karışmayı önlemiştir. Ortaya çıkan manto kökleri milyarlarca yıldır kararlı kalmıştır.[24] Jordan, tükenmenin öncelikle subduksiyon bölgelerinde ve ikincil olarak da sel bazaltları olarak meydana geldiğini öne sürüyor.
Üst mantodan eriyik ekstraksiyonu modeli, sonraki gözlemlerle iyi bir şekilde tutulmuştur. Manto ksenolitlerinin özellikleri, jeotermal gradyanın kıtaların altında okyanuslardan çok daha düşük olduğunu doğrular. Kraton kök ksenolitlerinin olivini son derece kurudur, bu da köklere çok yüksek bir viskozite verecektir. Ksenolitlerin renyum-osmiyum tarihlemesi, en eski erime olaylarının erken ila orta Arkeen'de gerçekleştiğini göstermektedir. Önemli kratonlaşma, hacimli mafik magmatizmayla birlikte geç Arkeen'e kadar devam etmiştir.
Ancak, yalnızca eriyik ekstraksiyonu kraton köklerinin tüm özelliklerini açıklayamaz. Jordan, makalesinde bu mekanizmanın yalnızca 200 kilometre (120 mil) derinliğe kadar kraton kökleri oluşturmak için etkili olabileceğini belirtiyor. Kraton köklerinin büyük derinlikleri daha fazla açıklama gerektiriyordu. 4 ila 10 GPa basınçta manto kayasının %30 ila %40'lık kısmi erimesi, komatiit magma ve Arkeen litosferik mantosuna bileşim olarak çok yakın olan katı bir kalıntı üretir. Yine de, kıtasal kalkanlar beklenen tükenmeyle eşleşen yeterli komatiit içermez. Komatiitin büyük bir kısmı asla yüzeye ulaşmamıştır veya diğer süreçler kraton kök oluşumuna yardımcı olmuştur. Kratonların nasıl oluştuğuna dair birçok rekabetçi hipotez vardır.
Tekrarlanan kıtasal çarpışma modeli
[değiştir]
Jordan'ın modeli, daha fazla kratonlaşmanın tekrarlanan kıtasal çarpışmalardan kaynaklandığını öne sürüyor. Bu çarpışmalarla ilişkili kabuk kalınlaşması, izostasi ilkesine göre kraton kök kalınlaşmasıyla dengelenmiş olabilir. Jordan, bu modeli kratonların "yoğrulmasına" benzetir ve düşük yoğunluklu malzemenin yukarı, yüksek yoğunluklu malzemenin aşağı hareket etmesine izin vererek, 400 km (250 mil) kadar derinlikte kararlı kratonik kökler oluşturur.
Erimiş püskürme modeli
[değiştir]
İkinci bir model, yüzey kabuğunun derin mantodaki yükselen erimiş malzeme püskürmesiyle kalınlaştığını öne sürüyor. Bu, kratonların altına kalın bir tükenmiş manto tabakası oluştururdu.
Subdüksiyon okyanus levhası modeli
[değiştir]
Üçüncü bir model, ardışık subdüksiyon okyanusal litosfer levhalarının bir proto-kratonun altına yerleşerek, kratonu kimyasal olarak tükenmiş kaya ile alt tabakalaştırdığını öne sürüyor.[23]
Çarpma kökeni modeli
[değiştir]
2015 yılında yayınlanan bir yayında sunulan dördüncü bir teori, kratonların kökeninin Venüs'te gözlemlenen kabuk platolarına benzer olduğunu ve büyük asteroit etkileriyle oluşmuş olabileceğini öne sürüyor.[21] Bu modelde, Dünya'nın erken litosferine yapılan büyük etkiler mantoya derinlemesine nüfuz etmiş ve muazzam lav havuzları oluşturmuştur.[21] Makale, bu lav havuzlarının soğuyarak kratonun kökünü oluşturduğunu öne sürüyor.[21]
Her model için kanıt
[değiştir]
Ksenolitlerin kimyası ve sismik tomografi, iki birikim modelini püskürme modeline göre desteklemektedir. Bununla birlikte, diğer jeokimyasal kanıtlar manto püskürmelerini desteklemektedir.[33][34] Tomografi, Kuzey Amerika'nın altındaki kraton köklerinde iki katman göstermektedir. Biri 150 km'den (93 mil) daha az derinlikte bulunur ve Arkeen olabilirken, ikincisi 180 ila 240 km (110 ila 150 mil) derinlikte bulunur ve daha genç olabilir. İkinci katman, ilk katman tarafından oluşturulan tükenmiş "kapak"a karşı durgunlaşmış daha az tükenmiş bir termal sınır tabakası olabilir.[36] Çarpma kökeni modeli püskürme veya birikim gerektirmez; bu model, hiçbirine uyumsuz değildir.[21]
Bu önerilen mekanizmaların tümü, manto akışı nedeniyle daha yoğun bir kalıntıdan ayrılan yüzen, viskoz bir malzemeye dayanır ve birden fazla mekanizmanın kraton kök oluşumuna katkıda bulunmuş olması mümkündür.[21]
Erozyon
[değiştir]
Kratonların uzun vadeli erozyonu, "kratonik rejim" olarak adlandırılmıştır. Peneplenler olarak bilinen düz yüzeylerin oluşumuna yol açan pediplanasyon ve aşınma planasyon süreçlerini içerir.[37] Aşınma planasyon süreci nemli iklimle ve pediplanasyon kurak ve yarı kurak iklimle ilişkilendirilirken, jeolojik zaman içinde değişen iklim, karma kökenli sözde poliginetik peneplenlerin oluşumuna yol açmaktadır. Kratonların uzun ömürlülüğünün bir diğer sonucu da yüksek ve düşük nispi deniz seviyeleri dönemleri arasında değişebilmeleridir. Yüksek nispi deniz seviyesi okyanuslulukta artışa yol açarken, bunun tersi iç koşullarda artışa yol açar.[37]
Birçok kraton, Prekambriyen zamanlardan beri hafif topografilere sahiptir. Örneğin, Batı Avustralya'daki Yilgarn kratonu, Orta Proterozoik zamanlarda zaten düzdü[37] ve Baltık Kalkanı, rapakivi granitleri içeri girdiğinde Geç Mezoproterozoik döneminde zaten hafif bir araziye aşınmıştı.[38][39]
Ayrıca bakınız
[değiştir]
Kalkanlar ve kratonlar listesi
Kratonik dizi
Kaynaklar
[değiştir]
Daha fazla okuma
[değiştir]
Dayton, Gene (2006). Avustralya'nın Jeolojik Evrimi. Kıdemli Öğretim Üyesi, Coğrafya, Beşeri Bilimler Okulu, Orta Queensland Üniversitesi, Avustralya.
Grotzinger, John P.; Jordan, Thomas H. (4 Şubat 2010), Dünyayı Anlamak (Altıncı baskı), W. H. Freeman, ISBN 978-1429219518
Hamilton, Warren B. (Ağustos 1998). "Arkeen magmatizması ve deformasyonu, plaka tektoniğinin ürünleri değildi". Prekambriyen Araştırma. 91 (1–2): 143–179. Bibcode:1998PreR...91..143H. doi:10.1016/S0301-9268(98)00042-4.
Hamilton, Warren B. (1999). "Arkeen Dünya Isısını Nasıl Kaybetti?". Jeofizik Bölümü, Colorado Maden Okulu, Konferans Özetleri Dergisi. 4 (1). Orijinalinden 2006-05-14 tarihinde arşivlendi. . Sempozyum A08, Kıtasal Kabuğun Erken Evrimi.