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Province geologiche mondiali. (USGS)
Crosta oceanica 0-20 Ma 20-65 Ma >65 Ma Geologica provincia scudo Piattaforma Orogen Bacino Grande provincia ignea estesa crosta
Un cratone (kratos; Greco per forza) è una parte vecchia e stabile della crosta continentale che è sopravvissuta alla fusione e alla scissione di continenti e supercontinenti per almeno 500 milioni di anni. Alcuni hanno più di 2 miliardi di anni. I cratoni si trovano generalmente negli interni dei continenti e sono tipicamente composti da un’antica crosta cristallina di roccia ignea felsica leggera come il granito. Hanno una crosta spessa e radici profonde che si estendono nel mantello fino a profondità di 200 km.
Il termine cratone è usato per distinguere la porzione interna stabile della crosta continentale da regioni come le depressioni geosinclinali mobili, che sono cinghie lineari di accumuli di sedimenti soggetti a subsidenza o downwarping. Gli estesi cratoni centrali dei continenti possono essere costituiti sia da scudi e piattaforme, sia dal basamento cristallino. Uno scudo è quella parte di un cratone in cui le rocce del seminterrato di solito precambriano spuntano estesamente in superficie. Al contrario, la piattaforma del seminterrato è sovrastata da sedimenti orizzontali o suborizzontali.
I cratoni sono suddivisi geograficamente in province geologiche. Una provincia geologica è un’entità spaziale con attributi geologici comuni. Una provincia può includere un singolo elemento strutturale dominante come un bacino o una cintura di piega, o un numero di elementi correlati contigui. Province adiacenti possono essere simili nella struttura, ma essere considerati separati a causa di storie diverse. Ci sono diversi significati di province geologiche, come usato in contesti specifici.
I cratoni continentali hanno radici profonde che si estendono fino al mantello. La tomografia del mantello mostra che i cratoni sono alla base di un mantello anomalo freddo corrispondente alla litosfera più del doppio dello spessore di circa 60 miglia (100 km) della litosfera continentale oceanica o noncratonica matura. Quindi a quella profondità, si potrebbe sostenere che alcuni cratoni potrebbero anche essere ancorati nell’astenosfera. Le radici del mantello devono essere chimicamente distinte perché i cratoni hanno una galleggiabilità neutra o positiva e una bassa densità intrinseca necessaria per compensare eventuali aumenti di densità dovuti alla contrazione geotermica. Campioni di roccia di radici del mantello contengono peridotiti e sono stati consegnati in superficie come inclusioni in tubi subvolcanici diamantati chiamati tubi di kimberlite. Queste inclusioni hanno densità coerenti con la composizione del cratone e sono composte da materiale del mantello residuo da alti gradi di fusione parziale. Le peridotiti sono importanti per comprendere la composizione profonda e l’origine dei cratoni perché i noduli di peridotite sono pezzi di roccia del mantello modificati dalla fusione parziale. Le peridotiti di Harzburgite rappresentano i residui cristallini dopo l’estrazione di fusioni di composizioni come basalto e komatiite. Le peridotiti alpine sono lastre di mantello superiore, molte provenienti dalla litosfera oceanica, anche residui dopo l’estrazione della fusione parziale,ma sono state successivamente collocate insieme alla crosta oceanica lungo le faglie di spinta fino alle cinture alpine. Una classe associata di inclusioni chiamate eclogiti, consiste di rocce corrispondenti compositivamente alla crosta oceanica (basalto), ma che metamorfosate in condizioni di mantello profondo. Studi isotopici rivelano che molte inclusioni di eclogite sono campioni di antica crosta oceanica subdotta miliardi di anni fa a profondità superiori a 90 mi (150 km) nelle aree profonde del diamante di kimberlite. Sono rimasti fissati lì all’interno delle placche tettoniche alla deriva fino a quando non sono stati portati in superficie da eruzioni magmatiche radicate. Se le inclusioni di peridotite ed eclogite sono della stessa origine temporale, allora la peridotite deve aver avuto origine anche da creste di diffusione del fondo marino miliardi di anni fa, o dal mantello interessato dalla subduzione della crosta oceanica allora. Durante i primi inizi, quando la Terra era molto più caldo, maggiori gradi di fusione a creste diffusione oceanica generato litosfera oceanica con crosta spessa, molto più spessa di 12 miglia (20 km), e un mantello altamente impoverito. Tale litosfera non affonderebbe profondamente o subdotto a causa della sua galleggiabilità, e per la rimozione di fusione più densa che a sua volta abbassato la densità del mantello residuo. Di conseguenza, le radici del mantello cratonico sono probabilmente composte da lastre galleggianti subdotte di una litosfera oceanica altamente esaurita. Queste radici profonde del mantello aumentano la stabilità, l’ancoraggio e la sopravvivenza dei cratoni e li rende molto meno suscettibili all’ispessimento tettonico per collisioni o alla distruzione per subduzione dei sedimenti.
La parola cratone fu proposta per la prima volta dal geologo tedesco L. Kober nel 1921 come “Kratogen”, riferendosi a piattaforme continentali stabili, e “orogen” come termine per montagne o cinture orogene. Gli autori successivi abbreviarono il termine precedente in kraton e poi in craton.
Formazione di cratoni
Il processo con cui i cratoni si formano dalla roccia primitiva è chiamato cratonizzazione. Le prime grandi masse terrestri cratoniche si formarono durante l’eone archeano. Durante il primo Archean flusso di calore della Terra era quasi tre volte superiore a quello che è oggi a causa della maggiore concentrazione di isotopi radioattivi e il calore residuo dalla accrescimento della Terra. L’attività tettonica e vulcanica era considerevolmente più attiva di quanto non lo siano oggi; il mantello era molto più fluido e la crosta molto più sottile. Ciò ha comportato una rapida formazione di crosta oceanica a creste e punti caldi e un rapido riciclaggio della crosta oceanica nelle zone di subduzione. La superficie terrestre era probabilmente suddivisa in molte piccole placche con isole vulcaniche e archi in grande abbondanza. Piccoli protocontinenti (cratoni) formati come roccia crostale sono stati fusi e rifusi da punti caldi e riciclati in zone di subduzione.
Non c’erano grandi continenti nel primo Archeano, e piccoli protocontinenti erano probabilmente la norma nel Mesoarcheano perché probabilmente erano impediti dalla coalescenza in unità più grandi dall’alto tasso di attività geologica. Questi protocontinenti felsici (cratoni) probabilmente si sono formati in punti caldi da una varietà di fonti: magma mafico fusione più rocce felsiche, fusione parziale della roccia mafica, e dall’alterazione metamorfica delle rocce sedimentarie felsiche. Sebbene i primi continenti si formarono durante l’Archeano, la roccia di questa età costituisce solo il 7% degli attuali cratoni del mondo; anche consentendo l’erosione e la distruzione delle formazioni passate, le prove suggeriscono che solo il 5-40% dell’attuale crosta continentale si formò durante l’Archeano. (Stanley, 1999).
Una prospettiva evolutiva di come il processo di cratonizzazione “potrebbe” essere iniziato per la prima volta nell’Archeano è data da Hamilton (1999):
“Sezioni molto spesse di rocce vulcaniche per lo più sottomarine mafiche e subordinate ultramafiche, e per lo più subaeree e sottomarine felsiche rocce vulcaniche e sedimenti sono stati oppressi in complesse sinorme tra i giovani batoliti felsici domiformi in aumento mobilitati dalla fusione parziale idrosa nella crosta inferiore. I terreni in granito e pietra verde della crosta superiore hanno subito un moderato accorciamento regionale, disaccoppiato dalla crosta inferiore, durante l’inversione compositiva che accompagna la doming, ma presto seguì la cratonizzazione. Seminterrato tonalitico è conservato sotto alcune sezioni greenstone ma rocce supracrustal comunemente cedere il passo verso il basso per rocce plutoniche correlative o più giovani… I pennacchi del mantello probabilmente non esistevano ancora e i continenti in via di sviluppo erano concentrati in regioni fresche. Il mantello superiore della regione calda era parzialmente fuso e i magmi voluminosi, per lo più ultramafici, eruttavano attraverso molte effimere bocche sottomarine e spaccature focalizzate sulla crosta più sottile…. La crosta archeana sopravvissuta proviene da regioni di mantello più fresco e più impoverito, in cui una maggiore stabilità consentiva accumuli vulcanici insolitamente spessi da cui potevano essere generate voluminose rocce felsiche a fusione parziale a bassa densità.”