Studieguide for TGB4100 Geologi

Jordens oppbygning

Jorden er lagdelt både kjemisk og mekanisk. Kjemisk deles den i skorpe (felsisk/intermediær under kontinenter, mafisk under havene), mantel (ultramafisk peridotitt) og kjerne (jern og nikkel). Mekanisk skiller vi mellom den stive litosfæren (skorpe + øverste, stive del av mantelen) og den underliggende, plastisk flytende astenosfæren. Det er viktig å holde de to inndelingene fra hverandre: litosfæren er ikke det samme som skorpen — den inneholder også mantelmateriale.

Den ytre kjernen er flytende og den indre kjernen er fast. Konveksjonsstrømmer i den ledende, flytende ytre kjernen genererer jordens magnetfelt (geodynamoen). Havskorpe er typisk 5–10 km tykk, mens kontinentalskorpe kan bli over 70 km tykk under høye fjellkjeder.

De tre plategrensene

• Divergerende grenser (midthavsrygger): plater glir fra hverandre, ny havskorpe dannes ved dekompresjonssmelting. Grunne jordskjelv.
• Konvergerende grenser (subduksjonssoner, kollisjonssoner): plater møtes; den tetteste (alltid havlitosfære) subduerer. Jordskjelv helt ned til ca. 700 km langs den nedsynkende plata.
• Transforme grenser: plater glir sideveis forbi hverandre. En transformforkastning er en aktiv plategrense; en bruddsone er den inaktive forlengelsen av samme bruddlinje utenfor selve ryggsegmentet.

Drivkrefter og subduksjon

Den viktigste drivkraften er slab pull: når havlitosfæren blir gammel, kald og tung, synker den ned i mantelen og «drar» resten av plata etter seg. «Slab» er selve den nedsynkende plata, og «pull» kommer av at den kalde, tette litosfæren er negativt oppdrevet. Ridge push (gravitasjonsglidning fra den hevede ryggen) bidrar i tillegg. Det er alltid havlitosfære som subduerer, fordi den er tettere enn kontinentallitosfære — kontinental skorpe er for lett til å bli dratt ned.

Seismologi som vindu mot jordens indre

Jordskjelv sender ut P-bølger (kompresjonsbølger, raskest, går gjennom alt) og S-bølger (skjærbølger, går ikke gjennom væsker). Fordi S-bølger stoppes av den flytende ytre kjernen, dannes en S-bølgeskyggesone — et hovedbevis for at ytre kjerne er flytende. P-bølger bøyes (refrakteres) gradvis oppover i mantelen fordi hastigheten øker med dypet, men bøyes brått nedover ved kjernegrensen fordi hastigheten faller der.

Paleomagnetisme og magnetiske striper

Det sterkeste enkeltbeviset for havbunnsspredning er magnetisk. Når basaltisk lava avkjøles og passerer Curie-temperaturen (ca. 580 °C for magnetitt), låses magnetittkornene til retningen jordens magnetfelt hadde akkurat da, og feltet «fryses inn» permanent. Jordens felt skifter polaritet uregelmessig, med noen hundre tusen års mellomrom. Resultatet er et stripemønster på havbunnen som er symmetrisk om ryggaksen.

• Normal polaritet: bergartens felt peker samme vei som dagens felt og legger seg til det. Magnetometeret måler en høyere feltstyrke enn normalt — en positiv anomali.
• Revers polaritet: bergartens felt peker motsatt vei og trekker fra dagens felt. Målt feltstyrke blir lavere enn normalt — en negativ anomali.

Fordi stripene kan dateres, gir bredden på hver stripe direkte spredningsraten. De raskeste platene beveger seg omkring 10 cm i året; typiske rater ligger på noen få centimeter.

Geotermen: hvorfor er ikke jorden smeltet?

Den geotermiske gradienten i kontinentalskorpen er ca. 25–30 °C per kilometer. Tjue kilometer under Trondheim er det derfor rundt 500–600 °C — glødende varmt, men bergarten er likevel fast. Grunnen er at solidus (temperaturen der smelting begynner) stiger med trykket, og på 20 km dyp ligger solidus godt over geotermen. Smelting krever at de to kurvene møtes, og det skjer bare på tre måter:

1. Dekompresjon: mantelmateriale stiger, trykket faller, solidus faller under geotermen. Dette skjer under midthavsrygger og hotspots.
2. Flusstilførsel (vann): vann senker solidus dramatisk fordi det bryter Si–O-bindinger i smelten. Dette er mekanismen ved subduksjon.
3. Varmetilførsel: varm magma trenger inn i kaldere skorpe og smelter den — slik hotspot-basalt under et kontinent kan gi rhyolitt.

Gradienten avtar kraftig nedover: hadde 25 °C/km fortsatt til kjernen, ville jordens senter vært over 150 000 °C. I mantelen dominerer konveksjon, som utjevner temperaturen effektivt, og gradienten flater ut til noen få grader per kilometer.

Norsk og regional plategeologi

Eksamen forventer at du kan sette norsk geologi inn i en platetektonisk ramme:

• Den kaledonske fjellkjededannelsen (ca. 400–430 mill. år, silur–tidlig devon): Iapetushavet lukket seg, og Baltika kolliderte med Laurentia. Dette er kollisjonen som metamorfoserte Trøndelags bergarter og skjøv store dekker (blant annet trondhjemitt og grønnstein) inn over grunnfjellet.
• Pangaea: Wegeners superkontinent, samlet i sen karbon og perm (ca. 300–250 mill. år), som begynte å bli delt opp i trias–jura for ca. 200 millioner år siden.
• Åpningen av Nord-Atlanteren: riftingen mellom Norge og Grønland startet i tidlig paleogen, for ca. 55–60 millioner år siden. Eldste havskorpe mellom Norge og Grønland er derfor ca. 55 millioner år.
• Alpene: kollisjon mellom Afrikaplaten og Eurasiaplaten.
• Hvorfor mer gneis enn granitt i Norge? To uavhengige grunner: berggrunnen er stort sett gammelt grunnfjell som er metamorfosert flere ganger, og den kaledonske deformasjonen foliert de eldre granittene til gneis.

Hvorfor havlitosfære subduserer

Nydannet havlitosfære ved en rygg er tynn (noen få kilometer) og varm. Etter hvert som platen fjerner seg, avkjøles den, og litosfæren vokser nedover til ca. 100 km ved en subduksjonssone. Samtidig øker tettheten. Til slutt er den kalde havlitosfæren tyngre enn den underliggende astenosfæren og synker av seg selv — det er nettopp dette som er slab pull. Kontinentallitosfære derimot har en tykk, felsisk skorpe med lav tetthet og er for lett til å bli dratt ned; den flyter i stedet oppå. Når to kontinenter møtes, kan ingen av dem subdusere, og forkortingen løses i stedet ved fortykkelse: skorpen dobles ved skyveforkastning, og isostasi løfter overflaten. Det er derfor horisontale kollisjonskrefter gir vertikale fjellkjeder.