Mobile cratons, subcretion tectonics and formation of TTGs

Abstract

Günümüz kıtalarının ataları olarak kabul edilebilecek Arkeen dönemi kratonik litosferinin, ve TTG (Tonalit-Tronjemit-Granodiyorit) kayalarının oluşumu, o dönemdeki tektonik rejim iyi bilinmediğinden net olarak anlaşılamamıştır. Dünya kıtasal kabuğunun yaklaşık %16'sı Arkeen yaşlıdır. Ayrıca, Arkeen kratonların manto litosferleri oldukça tükenmiş materyalden oluşurlar ve buna bağlı olarak yüzebilirlikleri yüksek olduğundan uzun dönemler boyunca duraylı kalabilme özelliğine sahiptirler. Arkeen yaşlı kıta kabuğunun çoğunluğu Tonalit-Tronjemit-Granodiyorit (TTG) serisi kayalarından oluşmaktadır. Bu tip kayaların SiO2 içerikleri çoğunlukla %70'den büyük olmakla birlikte, günümüz granitik kayalarıyla kıyaslandığında yüksek Na2O ve düşük K2O içerikleri ile karakterize olurlar. İz element desenlerinde görülen negatif Nb ve Ta anomalisi bu kayaların kıta içi bölgelerdense, orojenik ortamlarda oluştuklarını işaret etmektedir. TTG tipi kayaların kimyasal özellikleri yapılan çalışmalar ile sınırlandırılmış olsa da, levha tektoniğinin nasıl ve ne zaman başladığının kesin olarak bilinmemesi, oluştukları tektonik rejim ve ortam açısından farklı yorumlara sebebiyet vermektedir. Bu nedenle dünyanın tektonik olarak ölü halde kabul edilebilecek tek plakalı bir rejimden nasıl levha tektoniğine geçtiğini anlamak, TTG oluşumu tartışmalarına da açıklık getirebilir. Arkeen yaşlı ultra yüksek basınç kayalarının (mavi şist), ofiyolitlerin ve yatay sıkışma bölgelerinde olması beklenen bindirme fayları ile kıvrımlanmaların yokluğu; bu dönemde levha tektoniğinin olmadığı öngörüsünü güçlendirmektedir. Bu çalışmada test edilen levha tektoniği olmayan dünya teorisi; duraysız, tek plakalı bir dünyada, manto yükselmeleri dolayısıyla açığa çıkan yoğun magmatizmanın kratonik çekirdekleri oluşturması ve çoğunluğu okyanusal kabuktan oluşan okyanusal litosferin, manto akışları tarafından tetiklenmiş hareketi sonucu bindirme ve anaergimesiyle kratonik kökleri kalınlaştırıp güçlendirmesi üzerinde durmaktadır. 2-boyutlu jeodinamik modeller kullanılarak, konveksiyon halindeki manto ve kratonik kökler arasındaki diferansiyel hareketin, kratonu hareket ettirerek akresyonel bir orojen oluşturup oluşturamayacağı incelenmiştir. Çalışmada kullanılan StagYY konveksiyon kodu ile, model içerisine yerleştirilmiş bir kratonun okyanusal kabuğu ittirmesi sonucu istikrarlı bir birikim ve yığışım hareketinin modellenmesi amaçlanmıştır. Model başlangıcında, potansiyel manto sıcaklığı 1750 K olacak şekilde; 230 km kalınlığında bir kraton ve, kratonun sağ ve sol kısmında ona eşlik eden 20 km'lik okyanusal manto litosferiyle birlikte 40 km'lik okyanusal bazaltik kabuk yerleştirilmiştir. Üst ve alt sınır için serbest kayma sınır koşulu kullanılmıştır. Sağ ve sol sınırlar ise periyodiktir. Periyodik sınır koşullarında bir sınırdan çıkan materyal diğer kısımdan girdiğinden, içeri akan yeni materyalin fiziksel ve kimyasal özelliklerinin kontrol edilmesi gerekmemektedir. Hızlar 60 km'lik bir kritik derinliğe kadar 0 olmaya zorlanmış, bu derinlikten sonra 4 cm/yıl'lık litosfer altı manto akış hızları kullanılmıştır. Bilgisayar sayısal işlem sorunları dolayısıyla, ana deformasyon mekanizması olarak yayınımlı sürünme (Newtonsal akış) tercih edilmiştir. Çalışma; referans manto viskozitesi, eklojit faz dönüşüm derinliği, okyanusal litosferin sünme gerilmesi ve deformasyon mekanizmasındaki değişimlerin etkisinin incelenmesini içermektedir. Deneysel sonuçlar, kratonik gövdelerin litosfer altı manto rüzgarları yardımıyla hareket ettirilebileceğini göstermiştir. Kratonun model başlangıcından 160 milyon yıl sonra mobil hale geçtiği, okyanusal litosferin kraton kenarında biriktiği ve, sünme gerilimi (20 MPa), manto viskozitesi (1020 Pa s) ve eklojit dönüşüm derinliği (40 km) için tipik değerlerin kullanıldığı deney, referans model olarak seçilmiştir. Devamında, referans manto viskozitesinin kraton mobil hale geçme zamanında önemli bir rol oynadığı tespit edilmiştir. 1021 Pa s referans manto viskozitesine sahip modellerde mobilleşmenin 22-23 kat daha hızlı gerçekleştiği tespit edilmiştir. Bu modellerde okyanusal litosferin kıta kenarında birikmesi gerçekleşmemiştir ancak, okyanusal litosferin kalınlaşan kesimlerinde yiten okyanusal levhalara benzeyen parçaların aşağı yönlü hareketi gözlenmiştir. Daha düşük manto viskozitesinin (1019 Pa s) kullanıldığı modellerde ise, kratonu hareket ettirecek yeterli streslere ulaşılamamış, ancak, manto içerisinde oluşan kuvvetli akışlar sonucu kratonik köklerin termal erozyonu gerçekleşmiştir. Viskozite artışı kratonun harekete başlayışını hızlandırsa da, toplam hareket süresini önemli ölçüde etkilememektedir. Modellerin tümünden alınan sonuçlara göre, manto akışları sayesinde harekete başlayan kratonlar model kutusunun bir sınırından diğer sınırına olan yatay hareketini 30 – 40 milyon yılda tamamlamaktadır. Sünme gerilimini 20 MPa'dan 25 MPa ve daha sonra 30 MPa'a çıkarıldığı modellerde okyanusal litosferin güçlenmesi sonucu kraton harekete geçme süresinin uzadığı gözlenmiştir. 40 MPa'a çıkarıldığı durumda ise kraton stabil bir tektonik durumda kalmış ve hareket etmemiştir. Sünme gerilmesinin artırıldığı modellerde birikmeli tektonik gözlenmemiş onun yerine, okyanusal litosferin kalınlaştığı yerlerde gözlenen eklojitik manto damlamaları oluşmuştur. Sünme gerilimindeki göreceli olarak küçük (5-10 MPa) değişikliklerin model evriminde tektonik açıdan önemli değişiklikler yaratmış olması, sünme gerilimi değerinin farklı tektonik rejimler arasında keskin bir geçiş olduğunu göstermektedir. Okyanusal litosferin bir şekilde astenosferin içerisine taşınması, manto içerisindeki akışların hızını ve yönünü etkileyebilmektedir. Buna bağlı olarak bazı modellerin evrimi süresince açığa çıkan konveksiyon hücreleri kratonun hareketini durdurmuş ve hatta bazı modellerde kısıtlı bir süre boyunca kratonu geriye doğru sürüklemiştir. Deformasyon mekanizmasının etkisini inceleyen model, bu durumun en güzel örneğini ortaya koymuştur. Bu durumda sağ yönde hareket eden kraton bir noktada ters yöne hareket etmeye başlayarak okyanusal litosferi kıta kenarında biriktirmiş, ve devamında kesilen sağ yönlü hareketini sürdürmesiyle sağ kısımdaki okyanusal litosferi biriktirmiştir. Bu durum eş zamanlı olmayan çift taraflı birikme adı verilmiştir. Sonuçlara göre, farklı parametreler altında litosfer taşınma tiplerinin ve kraton mobilleşme sürelerinin değiştiği gözlemlense de, kratonik gövdelerin harekete başladıktan sonra yaptıkları 1350 km'lik yer değiştirmenin 30 ila 40 milyon yıl arasında gerçekleştiği tespit edilmiştir. Eklojit faz dönüşümü derinliğinin 60 km olduğu model istisnai olmakla birlikte, birikme tektoniğinin; sünme gerilmesinin 20 MPa ve referans manto viskozitesinin 1020 Pa s olduğu dar bir aralıkta gerçekleştiği tespit edilmiştir. Model sonuçları, artan viskozitenin model evrimi süresince gözlenen tektonik rejimlerde değişime yol açtığını göstermektedir. Düşük viskoziteden yüksek viskoziteye doğru artış esnasında tek plakalı bir rejimden levha tektoniğine geçişe benzeyen bir geçişin söz konusu olduğu tespit edilmiştir. Modellerdeki viskozite artışı, mantonun soğumasına bağlı olarak gerçekleşen viskozite artışıyla ilişkilendirilebileceğinden, nümerik deneyler tek plakalı rejimden levha tektoniğine geçişin viskoziteyle bağlantılı olabileceğini göstermektedir. Uygun olduğu belirlenen parametreler altında, gerekli sıcaklık-basınç koşulları sağlanması kaydıyla, birikme tektoniği TTG'lerin oluşmasına sebep olabilir.

The formation of Archean cratonic lithosphere and TTG (Tonalite-Trondjemite-Granodiorite) suites is not well understood, in part because the style of global tectonics active at that time is uncertain. The non-plate tectonic hypothesis for formation and evolution of continents we test in this study involves: intense magmatism above mantle upwellings in an unstable single plate regime to form cratonic nucleii; imbrication and anatexis of crust-dominated oceanic lithosphere at convergent margins driven by mantle flow, with build-up and thickening of cratonic keels by collisions. We use 2D numerical geodynamic models to investigate whether differential motion between the convecting mantle and cratonic keels can induce horizontal motion of a craton to form an accretionary orogen. Using the convection code StagYY, we attempt to model a self-consistent subcretion of oceanic lithosphere pushed by a pre-imposed craton. Initially, 40 km thick basaltic crust, accompanied by 20 km thick sub-oceanic lithosphere, is introduced on both sides of the 230 km thick cratonic lithosphere, with an initial potential mantle temperature of 1750 K. The domain is divided by 64 vertical cells and 512 lateral cells corresponding to 660 km depth and 2000 km length. Both for upper and lower boundary, free-slip surface conditions are used. Left and right boundaries are periodic. Velocities are forced to be zero until a critical depth of 60 km, after that, a sub-lithospheric mantle flow of 4 cm/yr imposed into the model. Diffusion creep has chosen to be the main deformation mechanism for computational reasons. Our study involves investigating the effects of different parameters on the evolution of the experiments, such as; reference mantle viscosity, eclogite phase transition depth, yield stress of the oceanic lithopshere, and a change in the deformation mechanism. Our experimental results indicate that, cratonic keels can be mobilized by the sub-lithospheric mantle winds. We chose a reference model with typical yield stress (20 MPa), mantle viscosity (1020 Pa s), and eclogite transition depth (40 km) values, where craton becomes mobilized after ~160 Myr from model initiation, and oceanic lithosphere becomes subcreted at the cratonic margin. It has been found that, reference mantle viscosity has a significant impact on the exact time that the craton has become mobilized. Experiments with a 1021 Pa s reference mantle viscosity yielded in faster mobilizaiton times by a factor 22 – 23 times. In these models, subcretion of oceanic lithosphere at continental margins did not occur, but thickened oceanic lithosphere parts created downwellings resembling to subducting oceanic slabs. Lower mantle viscosities (1019 Pa s), however, could not generate sufficient stress to drift the craton away, but they led to a more vigorous convection and thermally eroded the cratonic roots. Increasing yield stresses from 20 MPa to 25 MPa and 30 MPa, made the oceanic lithosphere stronger and elongated the time needed for cratonic mobilization. Increasing it to 40 MPa led to a stable tectonic state, where craton did not become mobilized. Experiments with increased surface yield stresses did not provide an environment for subcretion tectonics, instead, lithospheric removal was due to eclogitic dripping where oceanic lithosphere became thick enough. Removal of the oceanic lithosphere changes velocity and orientation of the flows within the asthenosphere. In relation to that, evolution of some experiments contained convection cells generated within the mantle that ceased the motion of the craton, and even pushed it backwards for brief amount of time in some cases. Experiment performed to investigate the effect of deformation mechanism reflected the best example for this. In this case, rigthward moving craton traveled backwards at some point, created a subcretion on the left margin, and then, it started to move forward again to create a secondary subcretion, which has been classified as asynchronous double-sided subcretion. Our results indicate that, lithospheric removal mechanisms and craton mobilization times can vary with different parameters, but a displacement of 1350 km takes place in 30 to 40 Myr in all experiments, when the craton becomes mobile. Subcretion tectonics can only start in a narrow window, where surface yield stress is 20 MPa and reference mantle viscosity is 1020 Pa s, with the exception of eclogite transition depth being 60 km. Results indicate that subcretion mechanism can be achieved under given conditions, and TTG genesis via this mechanism can be valid when certain P-T conditions are met.