Un cratón ( / ˈkr eɪtɒn / KRAYT -on , / ˈkrætɒn / KRAT - on , o / ˈkr eɪtən / KRAY - tən ; [1] [2] [3] del griego κράτος kratos " fuerza " ) es una parte antigua y estable de la litosfera continental, que consiste en las dos capas superiores de la Tierra, la corteza y el manto superior . Habiendo sobrevivido a menudo a ciclos de fusión y ruptura de continentes, los cratones se encuentran generalmente en el interior de las placas tectónicas ; las excepciones ocurren donde eventos de ruptura geológicamente recientes han separado cratones y creado márgenes pasivos a lo largo de sus bordes. Los cratones se componen característicamente de roca de basamento cristalina antigua , que puede estar cubierta por roca sedimentaria más joven . Tienen una corteza gruesa y raíces litosféricas profundas que se extienden hasta varios cientos de kilómetros dentro del manto de la Tierra.
El término cratón se utiliza para distinguir la porción estable de la corteza continental de las regiones que son geológicamente más activas e inestables. [4] Los cratones se componen de dos capas: un escudo continental , en el que la roca del basamento aflora en la superficie, [5] y una plataforma que recubre el escudo en algunas áreas con roca sedimentaria . [6]
La palabra cratón fue propuesta por primera vez por el geólogo austríaco Leopold Kober en 1921 como Kratogen , refiriéndose a plataformas continentales estables, y orógeno como término para cinturones montañosos o orogénicos . Más tarde, Hans Stille acortó el término anterior a Kraton , del cual deriva cratón . [7]
Ejemplos de cratones son el Cratón Dharwar [8] en la India, el Cratón del Norte de China [9] , el Cratón de Europa del Este [10] , el Cratón Amazónico en América del Sur [11] , el Cratón Kaapvaal en Sudáfrica [12] , el Cratón de América del Norte (también llamado Cratón Laurentia), [13] y el Cratón Gawler en Australia del Sur [14] .
Los cratones tienen raíces litosféricas gruesas. La tomografía del manto muestra que los cratones están sustentados por un manto anómalamente frío que corresponde a una litosfera de más del doble del espesor típico de 100 km (60 mi) de la litosfera oceánica madura o no cratónica, continental. A esa profundidad, las raíces del cratón se extienden hacia la astenosfera , [15] y la zona de baja velocidad que se observa en otras partes a estas profundidades es débil o está ausente debajo de los cratones estables. [16] La litosfera del cratón es claramente diferente de la litosfera oceánica porque los cratones tienen una flotabilidad neutra o positiva y una baja densidad intrínseca. Esta baja densidad compensa los aumentos de densidad de la contracción geotérmica y evita que el cratón se hunda en el manto profundo. La litosfera cratónica es mucho más antigua que la litosfera oceánica: hasta 4 mil millones de años frente a 180 millones de años. [17]
Los fragmentos de roca ( xenolitos ) transportados desde el manto por magmas que contienen peridotita han sido entregados a la superficie como inclusiones en conductos subvolcánicos llamados kimberlitas . Estas inclusiones tienen densidades consistentes con la composición del cratón y están compuestas de material del manto residual de altos grados de fusión parcial. La peridotita está fuertemente influenciada por la inclusión de humedad. El contenido de humedad de la peridotita del cratón es inusualmente bajo, lo que conduce a una resistencia mucho mayor. También contiene altos porcentajes de magnesio de bajo peso en lugar de calcio y hierro de mayor peso. [18] Las peridotitas son importantes para comprender la composición profunda y el origen de los cratones porque los nódulos de peridotita son piezas de roca del manto modificadas por fusión parcial. Las peridotitas de harzburgita representan los residuos cristalinos después de la extracción de fundidos de composiciones como basalto y komatiita . [19]
El proceso por el cual se formaron los cratones se llama cratonización . Hay mucho sobre este proceso que sigue siendo incierto, con muy poco consenso en la comunidad científica. [20] Sin embargo, las primeras masas terrestres cratónicas probablemente se formaron durante el eón Arcaico . Esto lo indica la edad de los diamantes , que se originan en las raíces de los cratones, y que casi siempre tienen más de 2 mil millones de años y, a menudo, más de 3 mil millones de años. [17] La roca de la edad Arcaica constituye solo el 7% de los cratones actuales del mundo; incluso permitiendo la erosión y destrucción de formaciones pasadas, esto sugiere que solo entre el 5 y el 40 por ciento de la corteza continental actual se formó durante el Arcaico. [21] La cratonización probablemente se completó durante el Proterozoico . El crecimiento posterior de los continentes fue por acreción en los márgenes continentales. [17]
El origen de las raíces de los cratones todavía se debate. [22] [23] [18] [20] Sin embargo, la comprensión actual de la cratonización comenzó con la publicación en 1978 de un artículo de Thomas H. Jordan en Nature . Jordan propone que los cratones se formaron a partir de un alto grado de fusión parcial del manto superior, con un 30 a 40 por ciento de la roca fuente entrando en la masa fundida. Un grado tan alto de fusión fue posible debido a las altas temperaturas del manto del Arcaico. La extracción de tanto magma dejó atrás un residuo sólido de peridotita que se enriqueció en magnesio ligero y, por lo tanto, tenía una densidad química más baja que el manto no agotado. Esta menor densidad química compensó los efectos de la contracción térmica a medida que el cratón y sus raíces se enfriaron, de modo que la densidad física de las raíces cratónicas coincidió con la del manto circundante más caliente, pero químicamente más denso. [24] [17] Además de enfriar las raíces del cratón y reducir su densidad química, la extracción de magma también aumentó la viscosidad y la temperatura de fusión de las raíces del cratón y evitó que se mezclaran con el manto circundante no agotado. [25] Las raíces del manto resultantes se han mantenido estables durante miles de millones de años. [23] Jordan sugiere que el agotamiento se produjo principalmente en zonas de subducción y, secundariamente, como basaltos de inundación . [26]
Este modelo de extracción de material fundido del manto superior se ha mantenido bien con las observaciones posteriores. [27] Las propiedades de los xenolitos del manto confirman que el gradiente geotérmico es mucho menor debajo de los continentes que debajo de los océanos. [28] El olivino de los xenolitos de la raíz del cratón es extremadamente seco, lo que daría a las raíces una viscosidad muy alta. [29] La datación de los xenolitos con renio-osmio indica que los eventos de fusión más antiguos tuvieron lugar entre el Arcaico temprano y medio. La cratonización significativa continuó hasta el Arcaico tardío, acompañada de un voluminoso magmatismo máfico . [30]
Sin embargo, la extracción de material fundido por sí sola no puede explicar todas las propiedades de las raíces de cratones. Jordan señala en su artículo que este mecanismo podría ser eficaz para construir raíces de cratones solo hasta una profundidad de 200 kilómetros (120 millas). Las grandes profundidades de las raíces de cratones requerían una explicación más detallada. [26] La fusión parcial del 30 al 40 por ciento de la roca del manto a una presión de 4 a 10 GPa produce magma de komatiita y un residuo sólido muy similar en composición al manto litosférico del Arcaico, pero los escudos continentales no contienen suficiente komatiita para igualar el agotamiento esperado. O bien gran parte de la komatiita nunca llegó a la superficie, o bien otros procesos ayudaron a la formación de raíces de cratones. [30] Hay muchas hipótesis en competencia sobre cómo se han formado los cratones.
El modelo de Jordan sugiere que la cratonización posterior fue resultado de repetidas colisiones continentales. El engrosamiento de la corteza asociado con estas colisiones puede haber sido equilibrado por el engrosamiento de la raíz del cratón según el principio de isostasia . [26] Jordan compara este modelo con el "amasamiento" de los cratones, lo que permite que el material de baja densidad se mueva hacia arriba y el de mayor densidad hacia abajo, creando raíces cratónicas estables de hasta 400 km (250 mi) de profundidad. [29]
Un segundo modelo sugiere que la corteza superficial se engrosó debido a una columna ascendente de material fundido proveniente del manto profundo, lo que habría formado una gruesa capa de manto empobrecido debajo de los cratones.
Un tercer modelo sugiere que sucesivas losas de litosfera oceánica en subducción quedaron alojadas debajo de un protocratón, cubriendo el cratón con roca químicamente agotada. [29] [18] [22]
Una cuarta teoría presentada en una publicación de 2015 sugiere que el origen de los cratones es similar a las mesetas de la corteza observadas en Venus, que pueden haber sido creadas por grandes impactos de asteroides. [20] En este modelo, grandes impactos en la litosfera primitiva de la Tierra penetraron profundamente en el manto y crearon enormes estanques de lava. [20] El artículo sugiere que estos estanques de lava se enfriaron para formar la raíz del cratón. [20]
Tanto la química de los xenolitos [27] como la tomografía sísmica favorecen a los dos modelos de acreción sobre el modelo de penacho. [29] [31] Sin embargo, otra evidencia geoquímica favorece a los penachos del manto. [32] [33] [34] La tomografía muestra dos capas en las raíces del cratón debajo de América del Norte. Una se encuentra a profundidades menores a 150 km (93 mi) y puede ser arcaica, mientras que la segunda se encuentra a profundidades de 180 a 240 km (110 a 150 mi) y puede ser más joven. La segunda capa puede ser una capa límite térmica menos agotada que se estancó contra la "tapa" agotada formada por la primera capa. [35] El modelo de origen del impacto no requiere penachos ni acreción; este modelo, sin embargo, no es incompatible con ninguno de los dos. [20]
Todos estos mecanismos propuestos dependen de un material viscoso y flotante que se separa de un residuo más denso debido al flujo del manto, y es posible que más de un mecanismo haya contribuido a la formación de la raíz del cratón. [30] [20]
La erosión a largo plazo de los cratones se ha denominado "régimen cratónico". Implica procesos de pediplanación y grabado que conducen a la formación de superficies planas conocidas como penillanuras . [36] Mientras que el proceso de grabado se asocia al clima húmedo y el de pediplanación al clima árido y semiárido, el cambio climático a lo largo del tiempo geológico conduce a la formación de las llamadas penillanuras poligenéticas de origen mixto. Otro resultado de la longevidad de los cratones es que pueden alternar entre períodos de niveles del mar relativos altos y bajos . Un nivel del mar relativo alto conduce a un aumento de la oceanicidad, mientras que lo opuesto conduce a un aumento de las condiciones interiores. [36]
Muchos cratones han tenido topografías atenuadas desde tiempos precámbricos. Por ejemplo, el cratón Yilgarn de Australia Occidental ya era plano en tiempos del Proterozoico medio [36] y el Escudo Báltico se había erosionado hasta convertirse en un terreno atenuado ya durante el Mesoproterozoico tardío cuando los granitos rapakivi intruyeron. [37] [38]