Cratón

Un cratón, do grego κράτος, kratos, 'forza', é unha parte vella e estable da litosfera continental, que consta das dúas capas máis externas da Terra, a codia e o manto máis superior (manto litosférico). Os cratóns adoitan pasar por ciclos de fusión e rifting de continentes, e atópanse xeralmente no interior das placas tectónicas; prodúcense excepcións onde eventos de rifting xeoloxicamente recentes separaron os cratóns e crearon marxes pasivas nos seus bordos. Os cratóns están compostos caracteristicamente de antigas rochas de baseamento cristalinas, que poden estar cubertas por rochas sedimentarias máis recentes. Teñen unha codia grosa e profundas raíces litosféricas que se estenden a varios centos de quilómetros dentro do manto terrestre. Terminoloxía
O termo cratón utilízase para distingir a porción estable da codia continental de rexións que son xeoloxicamente máis activas e inestables. Os cratóns están compostos de dúas porcións: un escudo continental, no cal a rocha do baseamento aflora á superficie, e unha plataforma formada por rochas sedimentarias que están encima dalgunhas zonas do escudo.
A palabra cratón foi proposta polo xeólogo austríaco Leopold Kober en 1921 como Kratogen (en alemán), referíndose ás plataformas estables dos continentes, contrapoñéndose a oróxeno referido ás zonas de montañas ou cintos oroxénicos. Posteriormente Hans Stille acurtou o termo chamándolle Kraton (en alemán), do cal deriva cratón. Exemplos
Exemplos de cratóns son o cratón de Dharwar na India, o cratón do norte da China, o cratón do lese de Europa, o escudo amazónico de Suramérica, o cratón de Kaapvaal en Suráfrica, o cratón de Norteamérica (tamén chamado cratón de Laurentia), e o cratón de Gawler en Australia do Sur. Estrutura
Os cratóns teñen grosas raíces litosféricas. A tomografía sísmica do manto mostra que baixo os cratóns hai manto anormalmente frío correspondente á litosfera (manto litosférico) con máis de dúas veces o grosor típico de 100 km da litosfera oceánica madura ou da litosfera continental non cratónica. A esa profundidade, as raíces dos cratóns esténdense ata a astenosfera, e a zona de baixa velocidade que noutras partes se ve a esas profundides é débil ou está ausente baixo os cratóns estables. A litosfera do cratón é claramente diferente da litosfera oceánica porque os cratóns teñen unha flotabilidade neutra ou positiva, e unha baixa densidade intrínseca. Esta baixa densidade compensa o incremento de densidad debido á contracción xeotérmica e impide que o cratón se afunda no manto profundo. A litosfera cratónica é moito máis antiga que a litosfera oceánica (4000 millóns de anos fronte a 180 millóns de anos).
Fragmentos de rocha (xenólitos) transportados polo manto polos magmas que conteñen peridotitas chegaron á superficie como inclusións en chemineas subvolcánicas chamadas kimberlitas. Estas inclusións teñen densidades consistentes coa composición do cratón e están compostas de material residual do manto de alto grao de fusión parcial. A peridotita está fortemente influenciada pola inclusión de humidade. O contido de humidade da peridotita dos cratóns é xeralmente baixa, o que lles dá moita máis forza. Tamén contén altas porcentaxes de magnesio (menos pesado) en lugar de calcio e ferro (máis pesados). As peridotitas son importantes para a comprensión da composición profunda e da orixe dos cratóns porque os nódulos de peridotita son cachos de rochas do manto modificadas pola fusión parcial. As peridotitas de harzburgita representan os residuos cristalinos despois da extracción de fundidos con composicións como as do basalto e a komatiita. Formación
O proceso polo cal se forman os cratóns denomínase a cratonización. Aínda queda moito por aprender acerca deste proceso, sobre o que hai moi pouco consenso na comunidade científica. Porén, as primeiras masas de terra cratónicas probablemente se formaron durante o eón arcaico. Isto sábese pola idade de diamantes, que se orixinaron nas raíces dos cratóns case sempre hai 2000 millóns de anos e ás veces hai 3000 millóns de anos. As rochas do Arcaico constitúen só o 7 % dos actuais cratóns do mundo; incluso tendo en conta a erosión e destrución das formacións do pasado, isto suxire que só do 5 ao 40 % da codia continental do presente se formou durante o Arcaico. A cratonización completouse probablemente durante o Proterozoico. O crecemento posterior dos continentes produciuse por acreción nas marxes continentais.
Orixe das raíces
A orixe das raíces dos cratóns aínda se discute. Porén, o que se sabe actualmente da cratonización empezou coa publicación en 1978 dun artigo de Thomas H. Jordan en Nature. Jordan propuxo que os cratóns se formaron a partir dun alto grao de fusión parcial do manto superior, na que un 30 a 40 % da rocha fonte entrou en fusión. Tal grao de fusión era posible debido ás altas temperaturas do manto no Arcaico. A extracción de tanto magma deixou un residuo de peridotita sólida que foi enriquecido co relativamente pouco pesado magnesio, e así era de menos densidade química que o manto non desprovisto da porción fundida. Esta menor densidade química compensou os efectos da contracción térmica a medida que arrefriaban o cratón e as súas raíces, para que a densidade física das raíces cratónicas se correspondese coa do material do manto que as rodeaba, pero máis quente e máis denso quimicamente. Ademais de arrefriar as raíces do cratón e rebaixar a súa densidade química, a extracción do magma tamén incrementaba a viscosidade e temperatura de fusión das raíces do cratón e impedía a mestura co manto non empobrecido que as rodeaba. As raíces do manto resultantes permaneceron estables por miles de millóns de anos. Jordan sinalou que a depleción do materail do manto ocorrera principalmente en zonas de subdución e secundariamente como fluxos basálticos de inundación. Este modelo de extracción por fusión a partir do manto superior concordou ben con observacións posteriores. As propiedades dos xenólitos do manto confirman que o gradiente xeotérmico é moito menor baixo os continentes que baixo os océanos. A olivina dos xenólitos das raíces dos cratóns é extremadamente seca, o que daría ás raíces unha viscosidade moi alta. A datación por renio-osmio de xenólitos indica que os eventos de fusión máis antigos tiveron lugar desde o Arcaico temperán ao medio. Unha cratonización significativa continuou no Arcaico tardío, acompañada de magmatismo máfico voluminoso. Porén, a extracción por fusión por si soa non pode explicar todas as propiedades das raíces dos cratóns. Jordan indicou no seu artigo orixinal que este mecanismo só podería ser efectivo para construír as raíces dos cratóns ata unha profundidade de 200 km. As grandes profundidades das raíces dos cratóns requirirían unha explicación adicional. O 30 a 40 % de fusión parcial de rochas do manto a 4 a 10 GPa de presión produce magma komatítico e un residuo sólido de composición moi similar á do manto litosférico do Arcaico, pero os escudos continentais non conteñen komatita dabondo como para concordar co empobrecemento agardado. Ou ben gran parte da komatiita nunca chegou á superficie ou ben houbo outros procesos que axudaron á formación das raíces dos cratóns. Hai moitas hipóteses que compiten entre si sobre como se formaron os cratóns.
Modelo de colisións continentais repetidas
A suxestión do modelo de Jordan era que se producía unha cratonización adicional como resultado de colisións continentais repetidas. O engrosamento da codia asociado con estas colisións tivo que estar equilibrado polo engrosamento das raíces dos cratóns segundo o principio da isostase. Jordan comparou este modelo cun "amasado" dos cratóns, que permitía que o material de densidade baixa ascendese e o de densidade maior descendese, creando raíces cratónicas estables a profundidades de 400 km.
Modelo de pluma fundida
Un segundo modelo suxire que a codia superficial se engrosou pola ascensión dunha pluma de material fundido procedente do manto profundo. Isto acumularía unha grosa capa de manto empobrecido baixo os cratóns.
Modelo de subdución de litosfera oceánica
Un terceiro modelo suxire que sucesivas lousas de litosfera oceánica subducentes quedaron aloxadas baixo un protocratón, formando capas de fundidos baixo o cratón (underplating) formadas por rocha quimicamente empobrecida.
Modelo de orixe en impactos
Unha cuarta teoría presentada nunha publicación de 2015 suxire que a orixe dos cratóns é similar á de mesetas corticais observadas en Venus, que puideron terse creado por grandes impactos de asteroides. Neste modelo, grandes impactos sobre a litosfera da Terra primitiva de corpos que penetraron profundamente no manto crearon enormes lagos de lava. A publicación suxire que estes lagos de lava arrefriaron para formar as raíces dos cratóns.
Probas destes modelos
A química dos xenólitos e a tomografía sísmica favorecen ambas máis aos dous modelos acrecionais que ao modelo da pluma mantélica. Porén, outras evidencias xeoquímicas favorecen o modelo da pluma. A tomografía mostra dúas capas na raíz do cratón baixo América do Norte. Un atópase a profundidades menores de 150 km e pode ser do Arcaico, mentres que o segundo atópase a profundidades de 180 a 240 km e pode ser máis novo. A segunda capa pode ser unha capa de límite térmico empobrecida que quedou encorada baixo a "tapa" empobrecida formada pola primeira capa. O modelo da orixe en impactos non require plumas nin acreción; porén, este modelo non é incompatible con ningún deles. Todos estes mecanismos propostos dependen de que o material viscoso flotante se separe dun residuo máis denso debido aos fluxos do manto, e é posible que contribuíse máis dun mecanismo á formación das raíces dos cratóns. Erosión
A erosión a longo prazo dos cratóns denominouse "réxime cratónico". Implica procesos de pediplanización e de meteorización subsuperficial (etchplanation) que levan á formación de superficies esencialmente achaiadas chamadas penechairas. Aínda que o proceso de meteorización subsuperficial está asociada co clima húmido e a pediplanización co clima árido e semiárido, o cambio do clima no tempo xeolóxico leva á formación das chamadas penechairas polixenéticas de orixe mixta. Outro resultado da lonxevidade dos cratóns é que poden alternar entre períodos de altos e baixos niveis do mar relativos. Un nivel do mar relativo elevado causa un incremento de oceanicidade, mentres que o oposto causa un incremento das condicións de continentalidade climática.
Moitos cratóns tiveron topografías de perfís suaves desde o Precámbrico. Por exemplo, o cratón de Yilgarn de Australia Occidental era xa achaiado no Proterozoico medio e o escudo báltico foi erosionado a un terreo suave xa no Mesoproterozoico tardío cando fixeron intrusión os granitos rapakivi.