2007 Sélection des écoles Wikipedia. Sujets connexes: Géologie et géophysique
Provinces géologiques mondiales. (USGS)
Croûte océanique 0-20 Ma 20-65 Ma > 65 Ma Plate-forme de bouclier de province géologique Bassin d’Orogène Grande province ignée Croûte étendue
Un craton (kratos; Grec pour la force) est une partie ancienne et stable de la croûte continentale qui a survécu à la fusion et à la scission des continents et des supercontinents pendant au moins 500 millions d’années. Certains ont plus de 2 milliards d’années. Les cratons se trouvent généralement à l’intérieur des continents et sont typiquement composés d’une ancienne croûte de socle cristallin de roches ignées felsiques légères telles que le granite. Ils ont une croûte épaisse et des racines profondes qui s’étendent dans le manteau jusqu’à des profondeurs de 200 km.
Le terme craton est utilisé pour distinguer la partie intérieure stable de la croûte continentale de régions telles que les creux géosynclinaux mobiles, qui sont des ceintures linéaires d’accumulations de sédiments sujettes à l’affaissement ou à la déformation. Les cratons centraux étendus des continents peuvent être constitués à la fois de boucliers et de plates-formes, et du socle cristallin. Un bouclier est la partie d’un craton dans laquelle les roches du sous-sol généralement précambriennes affleurent largement à la surface. En revanche, la plate-forme du sous-sol est recouverte de sédiments horizontaux ou subhorizontaux.
Les cratons sont subdivisés géographiquement en provinces géologiques. Une province géologique est une entité spatiale avec des attributs géologiques communs. Une province peut comprendre un seul élément structurel dominant, comme un bassin ou une ceinture de pliage, ou un certain nombre d’éléments connexes contigus. Les provinces voisines peuvent avoir une structure similaire, mais être considérées comme distinctes en raison de leurs histoires différentes. Il existe plusieurs significations des provinces géologiques, telles qu’utilisées dans des contextes spécifiques.
Les cratons continentaux ont des racines profondes qui descendent dans le manteau. La tomographie du manteau montre que les cratons sont sous-tendus par un manteau anormalement froid correspondant à la lithosphère plus de deux fois l’épaisseur d’environ 60 milles (100 km) de la lithosphère continentale océanique ou non cratonique mature. Ainsi, à cette profondeur, on pourrait soutenir que certains cratons pourraient même être ancrés dans l’asthénosphère. Les racines du manteau doivent être chimiquement distinctes car les cratons ont une flottabilité neutre ou positive et une faible densité intrinsèque nécessaire pour compenser toute augmentation de densité due à la contraction géothermique. Des échantillons de roches de racines du manteau contiennent des péridotites et ont été livrés à la surface sous forme d’inclusions dans des tuyaux subvolcaniques diamantés appelés tuyaux de kimberlite. Ces inclusions ont des densités compatibles avec la composition du craton et sont composées de matériau du manteau résiduel provenant de degrés élevés de fusion partielle. Les péridotites sont importantes pour comprendre la composition profonde et l’origine des cratons car les nodules de péridotite sont des morceaux de roche du manteau modifiés par fusion partielle. Les péridotites d’harzburgite représentent les résidus cristallins après extraction des fontes de compositions comme le basalte et la komatiite. Les péridotites alpines sont des plaques de manteau supérieur, beaucoup provenant de la lithosphère océanique, également des résidus après extraction de la fonte partielle, mais elles ont ensuite été mises en place avec la croûte océanique le long des failles de poussée dans les ceintures de montagnes alpines. Une classe associée d’inclusions appelées éclogites, est constituée de roches correspondant à la composition de la croûte océanique (basalte), mais qui se sont métamorphosées dans des conditions de manteau profond. Des études isotopiques révèlent que de nombreuses inclusions d’éclogite sont des échantillons de l’ancienne croûte océanique subduites il y a des milliards d’années à des profondeurs dépassant 90 mi (150 km) dans les zones diamantifères profondes de kimberlite. Ils y sont restés fixés à l’intérieur des plaques tectoniques dérivantes jusqu’à ce qu’ils soient portés à la surface par des éruptions magmatiques profondément enracinées. Si les inclusions de péridotite et d’éclogite sont de la même origine temporelle, alors la péridotite doit également provenir des crêtes d’épandage du fond marin il y a des milliards d’années, ou du manteau affecté par la subduction de la croûte océanique. Au début du, lorsque la Terre était beaucoup plus chaude, de plus grands degrés de fusion sur les crêtes océaniques généraient une lithosphère océanique avec une croûte épaisse, beaucoup plus épaisse que 12 miles (20 km), et un manteau très appauvri. Une telle lithosphère ne coulerait pas profondément ou ne subduirait pas en raison de sa flottabilité et de l’élimination de la fonte plus dense qui, à son tour, abaissait la densité du manteau résiduel. En conséquence, les racines du manteau cratonique sont probablement composées de dalles subductées flottantes d’une lithosphère océanique fortement appauvrie. Ces racines profondes du manteau augmentent la stabilité, l’ancrage et la capacité de survie des cratons et les rendent beaucoup moins sensibles à l’épaississement tectonique par collisions ou à la destruction par subduction des sédiments.
Le mot craton a été proposé pour la première fois par le géologue allemand L. Kober en 1921 sous le nom de « Kratogen », se référant aux plates-formes continentales stables, et « orogène » comme terme pour les ceintures de montagne ou orogènes. Les auteurs ultérieurs ont raccourci l’ancien terme en kraton puis en craton.
Formation de craton
Le processus par lequel les cratons sont formés à partir de roches précoces est appelé cratonisation. Les premières grandes masses terrestres cratoniques se sont formées au cours de l’éon archéen. Au début de l’Archéen, le flux de chaleur de la Terre était près de trois fois plus élevé qu’il ne l’est aujourd’hui en raison de la plus grande concentration d’isotopes radioactifs et de la chaleur résiduelle de l’accrétion de la Terre. L’activité tectonique et volcanique était considérablement plus active qu’aujourd’hui; le manteau était beaucoup plus fluide et la croûte beaucoup plus mince. Cela a entraîné la formation rapide de la croûte océanique sur les crêtes et les points chauds, et le recyclage rapide de la croûte océanique dans les zones de subduction. La surface de la Terre a probablement été divisée en de nombreuses petites plaques avec des îles volcaniques et des arcs en grande abondance. Les petits protocontinents (cratons) formés sous forme de roche crustale ont été fondus et refondus par des points chauds et recyclés dans des zones de subduction.
Il n’y avait pas de grands continents au début de l’Archéen, et les petits protocontinents étaient probablement la norme au Mésoarchéen car ils étaient probablement empêchés de se coalescer en unités plus grandes par le taux élevé d’activité géologique. Ces protocontinents felsiques (cratons) se sont probablement formés à des points chauds à partir de diverses sources: magma mafique fondant plus de roches felsiques, fusion partielle de roches mafiques et de l’altération métamorphique des roches sédimentaires felsiques. Bien que les premiers continents se soient formés au cours de l’Archéen, la roche de cet âge ne représente que 7% des cratons actuels du monde; même en tenant compte de l’érosion et de la destruction des formations passées, les preuves suggèrent que seulement 5 à 40% de la croûte continentale actuelle s’est formée au cours de l’Archéen. (Stanley, 1999).
Hamilton (1999) donne une perspective évolutive de la façon dont le processus de cratonisation « pourrait » avoir commencé pour la première fois dans l’Archéen:
« Des sections très épaisses de roches volcaniques mafiques principalement sous-marines et ultramafiques subalternes, et principalement de roches volcaniques felsiques subaériennes et sous-marines plus jeunes et de sédiments ont été opprimées en synformes complexes entre de jeunes batholites felsiques domiformes en hausse mobilisés par la fonte partielle hydratée dans la croûte inférieure. Les terrains granitiques et de roches vertes de la croûte supérieure ont subi un raccourcissement régional modéré, découplé de la croûte inférieure, lors de l’inversion de composition accompagnant le bombage, mais la cratonisation a rapidement suivi. Le sous-sol tonalitique est préservé sous certaines sections de roches vertes, mais les roches supracrustales cèdent généralement la place vers le bas à des roches plutoniques corrélatives ou plus jeunes… Les panaches du manteau n’existaient probablement pas encore et les continents en développement étaient concentrés dans des régions fraîches. Le manteau supérieur de la région chaude était en partie fondu, et des magmas volumineux, principalement ultramafiques, ont éclaté à travers de nombreux évents sous-marins éphémères et des failles concentrées sur la croûte la plus mince…. La croûte archéenne survivante provient de régions de manteau plus froid et plus appauvri, où une plus grande stabilité a permis des accumulations volcaniques inhabituellement épaisses à partir desquelles des roches felsiques volumineuses à fusion partielle et à faible densité pourraient être générées. »