Mitä geologia on?

Anu Hakala

Onko geologin mieli maassa? Tavallaan, lähes kaikki maan pinnan alla on lähellä myös geologiasta joko ammattinsa tai harrastuksen puolesta kiinnostuneita.

Malminetsintä ja kaivostoiminta ovat vain pieni osa geologiaa. Kuva: Kiril Havezov.

Geologia on enemmän

Geologia tuo varmasti useimmille mieleen malminetsinnän ja kaivostoiminnan, mutta se on vain pieni osa totuutta. Se mikä ympäröivässä maailmassamme ei kuulu kasvi- tai eläinkuntaan on geologiaa, josta biosfääri (elonkehä) on riippuvainen.

Maaperä on kaiken kasvillisuuden alusta ja sen kunnosta riippuu myös ihmisen ravinnon saanti. Maaperän paria ylintä vaaksanmittaa voidaankin pitää maailman tärkeimpänä mineraalien luonnonvarana. Tuo kerros pitää yllä kaikkea elämää maapallolla. Sen kautta välittyvät maan ravinteet ja tärkeät mineraalit kasvikunnalle, jonka varassa taas osa eläinkuntaa, oma lajimme mukaan lukien, pysyttelee hengissä. Jatkuva nopea väestönkasvu ja viljelykäytöstä eri syistä poistuva maa-ala muodostavat haasteen, jonka ratkaisemiseksi tarvitaan niin kemistien, biologien kuin geologienkin osaamista.

Puhdasta järvivettä Etelä-Suomessa.

Puhdas vesi on meille suomalaisille itsestään selvä hyödyke, sillä maassamme sataa enemmän kuin vettä haihtuu. Kuivuus on meillä tilapäistä, mutta suuressa osassa maapalloa näin ei ole. Jopa Yhdysvalloissa pohjavesivarastot ehtyvät monin paikoin, puhumattakaan Lähi-Idästä, Afrikasta tai Kaakkois-Aasiasta. 40 % maailman viljasta tuotetaan keinokastelulla, joka perustuu valtaosin ammoin sitten kosteamman ilmaston aikana kertyneisiin pohjavesivarastoihin. Pohjavettä on vielä piilossa kuivienkin alueiden maankamarassa ja vesivarantojen etsintää voi verrata malminetsintään. Veden esiintymistä säätelevät geologiset tekijät ja geologinen osaaminen on avaintekijä myös vesivarantojen etsinnässä.

Yhteiskuntamme rakennus- ja raaka-aineet malmeista hiekkaan, soraan ja turpeeseen, unohtamatta öljyä, maakaasua ja kivihiiltä, kuuluvat geologisen tutkimuksen kohteisiin ja ilman geologista osaamista eläisimme vielä kivikautta. Suomalainen tarvitsee elämänsä aikana keskimäärin yli 10 000 kiloa rautaa rakennuksissa, kulkuvälineissä, kojeissa ja laitteissa, astioissa ja monissa muissa käyttökohteissa, noin 1 500 kiloa alumiinia lentokoneissa, listoissa, tölkeissä ja muissa keveissä tuotteissa. Näiden lisäksi tarvitsemme vajaat 600 kiloa kuparia sähkömoottoreissa, generaattoreissa, autoissa, putkissa ja sähköjohtimissa. Samoin yhteensä kuutisensataa kiloa sinkkiä ja lyijyä monenmoisissa pinnoitteissa, metalliseoksissa, väriaineissa jne. Jos mukaan otetaan kaikki maankamarasta saatava mineraalinen hyötyaines, rakennuskivet, hiekka, sora, savi, kiviaines ja lannoitteet, vuotuinen kulutus asukasta kohti päätyy noin viiteentoista tuhanteen kiloon.

Geologisia raaka-aineita hyödyntäviä tavaroita ja tuotteita löytyy arkiympäristöstämme loputtomasti. Metallit ja kiviraaka-aineet sekä myös muovin moni liittää luonnostaan geologiaan, mutta valikoima ei lopu siihen: keraamiikka (aamukahvimuki), kosmetiikka (hammastahna, puuteri, naamiot), lasi (ikkunalasi, lasiesineet), hienopaperi (esim. aikakausilehtien pinnoitteet)… Lista tuotteista, jotka eivät sisällä geologisia raaka-aineita lienee lyhyempi.

Geologista tietämystä tarvitaan myös, kun halutaan tietää erilaisten yhteiskunnan toimintojen sijoittamisesta suunnitellulle alueelle. Maa-alueisiin kohdistuu käyttötarpeita ja voidaan esimerkiksi joutua ratkaisemaan, pidetäänkö joku harjun osa pohjavesialueena vai kuljetetaanko maa-aines tien pohjaksi tai betonin raaka-aineeksi. Geologinen tietämys tarjoaa pohjan kaavoituspäätösten teolle. Geologi tutkii myös maankamaran rakennettavuutta, kestääkö alusta painumatta talon tai tien, tai voiko kallioon rakentaa turvallisesti varaston, väestösuojan tai urheiluhallin.

Geologia tieteenä

Mikko Turunen

Geologia on maapallon, lähinnä sen kiinteän kuoren kehitystä, rakennetta ja koostumusta käsittelevä tiede. Geologian sovelluksista tärkeimpiä ovat malmien, teollisuusmineraalien, rakennuskivien ja hyödyntämiskelpoisten maalajien etsintä ja tutkiminen. Geologista tietoa tarvitaan myös pohjavesitutkimuksissa. Nykyisin geologiaa hyödynnetään yhä enemmän rakentamisessa ja ympäristönsuojelussa. Suomessa alan huomattavin tutkimuslaitos on korkeakoulujen ja yliopistojen ohella Geologian Tutkimuskeskus.

Geologia on laaja-alainen tiede. Geologiassa sovelletaan erityisesti fysiikkaa ja kemiaa maapallon ja sen kiinteän kuoren tutkimisessa. Geologia muodostuu useista alatieteistä, joista tärkeimpiä ovat:

  • Kristallografia (eli kidetiede) on kiteisen olomuodon erityispiirteitä tutkiva tiede
  • Mineralogia on mineraalien fysikaalisia ja kemiallisia ominaisuuksia, syntyä sekä esiintymistä tutkiva tiede
  • Petrologia on kivilajien syntyhistoriaa ja alkuperää tutkiva tiede
  • Petrografia on kivilajien luokittelua, kuvaamista ja mineraalikoostumusta tutkiva tiede
  • Malmigeologia on malmien mineraalikoostumusta, rakennetta, syntyä ja esiintymistä tutkiva tiede
  • Geokemia on alkuaineiden määrää ja esiintymistä mineraaleissa, kivi- ja maalajeissa sekä pohjavedessä tutkiva tiede
  • Geofysiikka on kiinteän Maan, sen vesivaipan ja lähiavaruuden fysikaalisia ilmiöitä ja rakennetta tutkiva tiede
Geologia liittyy läheisesti muihin luonnontieteisiin.

Tieteenä geologian voisi kuvitella olevan osittain fysiikkaa, kemiaa, biologiaa ja maantiedettä. Fysiikkaan geologia liittyy rakennegeologian, geofysiikan ja kidetieteen osalta, kemiaan sen yhdistää menetelmiltään ja tutkimusaiheiltaan geokemia, biologiaan geologia liittyy lähinnä paleontologian ja maantieteeseen geomorfologian osalta.

Maailman suurimmat laavapurkaukset

FT Jussi Heinonen (Luonnontieteellinen keskusmuseo)

Mantereiset laakiobasaltit – maailman suurimpien ilmanalaisten laavapurkausten jäänteitä

Mantereiset laakiobasalttiprovinssit ovat maapallon suurimpia tunnettuja ilmanalaisia vulkaanisia muodostumia. Niiden syntyyn on vaadittu vaippaperäistä kivisulaa eli magmaa jopa neljä miljoonaa kuutiokilometriä, joka vastaa n. 200-kertaisesti Itämeren vesitilavuutta. Laakiobasaltteja esiintyy kaikilla mantereilla ja niiden purkautumisella on ollut suuri vaikutus elämän ja ilmaston kehitykseen läpi maapallon historian. Näiden valtavien geologisten muodostumien alkuperä on kuitenkin edelleen suureksi osaksi hämärän peitossa.

Laakiobasalttien esiintyminen

Oheiseen karttaan (kuva 1) on merkitty tunnetut laakiobasalttiprovinssit ja laakiobasalttimaisia piirteitä omaavat muut suuret magmaprovinssit viimeisen n. 500 miljoonan vuoden ajalta. Nuorin mantereinen laakiobasalttimuodostuma löytyy Columbia-jokea ympäröivältä tasangolta läntisistä Yhdysvalloista. Sen magmaattinen aktiivisuus alkoi n. 17 miljoonaa vuotta sitten ja päättyi suurimmaksi osaksi n. 6 miljoonaa vuotta sitten, samoihin aikoihin kun ihmisen esi-isät laskeutuivat puista Afrikassa. Joidenkin tutkijoiden mielestä tämän laavatasangon synty liittyy Yhdysvaltojen alla mahdollisesti puhisevaan vaipan kuumaan pisteeseen, jonka on myös ehdotettu olevan syyllinen upeista geysireistään tunnetun Yellowstonen kansallispuiston vulkaaniseen aktiivisuuteen.

Vanhimmat vakuuttavat jäljet laakiobasalteista ovat yli 2700 miljoonan vuoden ikäiset laaja-alaiset Abitibin vihreäkivialueet Kanadassa. Näin vanhojen vulkaanisten muodostuminen alkuperän määrittäminen on usein haastavaa, sillä ne ovat miltei poikkeuksetta voimakkaasti metamorfoituneita ja moninkertaisesti poimuttuneita muinaisissa vuorijononmuodostuksissa. Myös eräille Suomessa esiintyville ikivanhoille metavulkaanisille muodostumille on ehdotettu laakiobasalttialkuperää: näitä ovat mm. Keski-Lapin vihreäkivivyöhykkeeltä kuvatut Sallan ja Onkamon 2400 miljoonaa vuotta vanhat muodostumat.

Jotkin laakiobasalttimuodostumat näyttävät jakautuvan usean eri mantereen kesken: näitä ovat mm. Keski-Atlantin magmaprovinssi, Paraná-Etendeka ja Karoo. Tämä ensi näkemältä merkillinen ominaisuus johtuu mannerliikunnoista: Amerikka, Euraasia, Afrikka, Australia ja Etelämanner muodostivat n. 300 miljoonaa vuotta sitten Pangea-nimisen supermantereen. Tämän supermantereen alkaessa pirstoutua nykyisenkaltaisiin osiinsa eri mannerkappaleiden välisiin repeämiin purkautui laakiobasaltteja, joiden jäänteet sitten jatkoivat matkaa uusien isäntämantereidensa mukana Atlantin ja Intian valtamerten levitessä.

Kuva 1. Fanerotsooisen aikakauden (540–0 miljoonaa vuotta sitten) laakiobasalttimuodostumat (musta) ja merelliset laavatasangot (harmaa). Iät (Ma = miljoonaa vuotta sitten) merkitsevät vulkaanisen päävaiheen alkamisajankohtaa. Kuvassa esiintyvät provinssit täyttävät seuraavanlaiset kriteerit: 1) Kivisulan alkuperäinen tilavuus; 100 000 km3 (n. viisi kertaa Itämeren vesitilavuus). 2) Syntyneet kaukana aktiivisista mannerlaattojen reunaosista. 3) Muodostuneet geologisesti lyhyessä ajassa (alle 50 miljoonaa vuotta, yli 75 % tilavuudesta muodostunut maksimissaan viisi miljoonaa vuotta kestäneen päävaiheen aikana).  Kuva: Jussi Heinonen, mukaillen Bryan & Ernst (2008: Earth-Science Reviews 86:175–202).

Yhteys sukupuuttoihin ja ilmastonmuutoksiin

Kuva 2. Karoon jurakautisten laakiobasalttien jäänteitä Etelämantereella. Seinämä on n. 300 m korkea (mittakaavana FINNARP 2007 -retkikunnan konemestari). Yksittäiset laavavirrat erottuvat horisontaalisina raitoina seinämässä ja paksu pylväsrakoillut kerros seinämän keskiosissa edustaa todennäköisesti kerrosmyötäistä juonikiveä, joka on kiteytynyt laavakerrostumien väliin niiden jähmettymisen jälkeen tunkeutuneesta kivisulasta. Kuva: Teppo Mäkelä.

Laakiobasalttipurkauksissa vapautuneilla kaasu- ja hiukkaspäästöillä on ollut merkittävä vaikutus maapallon ilmaston ja elämän historiassa. Välittömiä purkausten vaikutuksia ovat olleet myrkky- ja hiukkaspilvet sekä tietysti itse laavavirrat, jotka käytännössä ovat tuhonneet kaiken tielleen osuneen tuhansien neliökilometrien alueelta. Välillisiä vaikutuksia on syntynyt, kun kaasut ja hiukkaset ovat levinneet ilmakehän eri kerroksiin ympäri maapalloa: seurauksena on ollut happosateita, epätavallisen voimakkaita sääilmiöitä sekä pitkiä ja kylmiä talvia. Esimerkiksi maapallon ankarin massasukupuutto, jossa 96 % merieläinlajeista ja 70 % maaselkärankaislajeista hävisi maapallolta permikauden lopussa n. 250 miljoonaa vuotta sitten, on yhdistetty Siperian valtavassa laakiobasalttipurkauksessa vapautuneisiin kaasuihin. Sen lisäksi, että Siperian alla muodostuneen kivisulan määrä oli aivan omaa luokkaansa, nämä sulat sekoittuivat vielä Siperian tasangon rikki- ja klooripitoisten sedimenttikivien kanssa moninkertaistaen näin kivisulan alkuperäisen kaasupitoisuuden. Muita sukupuuttoihin yhdistettyjä laakiobasalttiprovinsseja (kuva 1) ovat mm. Deccan, joka purkautui Intiassa dinosaurusten häviämisen aikoihin, Keski-Atlantin magmaprovinssi, joka syntyi trias- ja jurakauden taitteessa, sekä Karoo-Ferrar provinssi (kuva 2), jonka muodostumisen aikoihin valtameret olivat osittain hapettomia ja mm. monet ammoniittilajit hävisivät maapallolta.

Miten laakiobasaltit ovat muodostuneet?

Laakiobasalttiprovinssien synty on yksi geologian suurista mysteereistä. Se ei suoraan integroidu laattaketoniseen teoriaan, jonka mukaan merkittävää vulkaanista aktiivisuutta tulisi tapahtua vain mannerlaattojen rajavyöhykkeillä, kuten valtamerten keskiselänteillä, joissa uutta merellistä kuorta syntyy, sekä subduktio- eli alityöntövyöhykkeillä, joissa vesipitoinen merellinen kuori työntyy alas kuumaan vaippaan (esim. Andit). Miksi keskelle isoa mannerta syntyy valtava repeämä, josta purkautuu kuumaa basalttista kivisulaa, ja joka lopulta voi johtaa jopa uuden mannerlaattarajan syntyyn? Mistä nämä volyymiltään valtavat kivisulat ovat peräisin?

Matkallaan maan pinnalle laakiobasalttien kantasulat ovat lävistäneet jopa 200 kilometrin paksuisen mantereisen litosfäärin (kuva 3), joka koostuu maapallon kuorikerroksesta sekä vaipan jäykästä ja kylmästä yläosasta. Tunkeutuessaan litosfääriin kivisulat reagoivat voimakkaasti erilaisten kohtaamiensa kivilajien kanssa ja osittain omaksuvat niiden koostumuksellisia piirteitä. Tämä prosessi, jota kutsutaan assimilaatioksi, peittää alleen basalttisulien alkuperäisen geokemiallisen ominaiskoostumuksen, jonka tuntien niiden alkuperää olisi helpompi tutkia.

On hyvin mahdollista, että laakiobasaltteja voi syntyä monin eri tavoin – otollisimmat lähtökohdat ovat vaipan epätavallisen korkea lämpötila (esim. vaipan kuuma piste, eristävä supermanner), hedelmällinen helposti sulava vaippalähde (esim. vanhat subduktoituneet kuorenkappaleet, volatiilirikastumat) sekä erilaiset maan pintaosissa vaikuttavat tapahtumat (maankuoren passiivinen repeäminen, litosfäärin alaosien romahtaminen tai jopa asteroiditörmäys). Mikään näistä vaihtoehdoista ei kuitenkaan yksinään sovi kaikkien laakiobasalttiprovinssien selittäjäksi.

Kuva 3. Pelkistetty läpileikkaus aktiivisesta laakiobasalttiprovinssista. Syvällä vaipassa tapahtuu voimakasta osittaista sulamista (1). Nämä sulat tunkeutuvat litosfääriin (=maankuori ja vaipan hauras yläosa), jossa ne muodostavat suuria magmasäiliöitä ja sekoittuvat litosfäärin ainesten kanssa (2). Kivisulat etenevät edelleen ylöspäin maankuoren halkeamiin syntyneitä rakoja pitkin(3) ja purkautuvat maanpinnalle keilamaisista tulivuorista tai rakopurkauksina (4). Joskus harvoin kivisulat eivät merkittävästi sekoitu matkallaan maanpinnalle ja säilyttävät alkuperäisen syvältä vaipasta perityn geokemiallisen sormenjälkensä (5). Näistä sulista kiteytyneitä harvinaisia kivilajeja tutkitaan mm. Helsingin yliopistossa. Kuva: Jussi Heinonen

Syvänmeren valtavat laavatasangot – laakiobasalttien merelliset vastineet

Mantereisilla laakiobasalteilla on myös merelliset vastineensa – ja jotkut niistä vasta valtavia ovatkin! Noin 120 miljoonaa vuotta vanha Ontong Javan merenalainen laavatasanko (kuva 1) ja siihen liittyvä magmasysteemi on arvioitu tilavuudeltaan 58 miljoonan kuutiokilometrin suuruiseksi (tämä vastaa jo noin 2800-kertaisesti Itämeren vesitilavuutta!). Merelliset laavatasangot ja laakiobasaltit ovat vielä verrattain huonosti tunnettuja, sillä ne eivät ole niitä kaikkein helpoimmin lähestyttäviä tutkimuskohteita. Kokoonsa nähden niiden ympäristövaikutukset eivät kuitenkaan liene olleet yhtä massiivisia kuin mantereisilla serkuillaan, sillä meren syvyyksiin purkautuessaan päästöt eivät ole päässeet leviämään yhtä laajoille alueille ja vaikuttamaan yhtä tehokkaasti ilmakehään. Joitakin maapallon geologisiin arkistoihin tallentuneita merenpohjan hapettomia vaiheita ja merieläinten sukupuuttoja on kuitenkin yhdistetty samanikäisiin merellisiin laakiobasaltteihin.

Purkautuuko laakiobasaltteja lähitulevaisuudessa?

Viimeisimmästä laakiobasalttipurkauksesta on kulunut noin kuusi miljoonaa vuotta. Suurin historiallisella ajalla tapahtunut purkaus, joka on luonteeltaan verrattavissa laakiobasaltteihin, on Lakin rakopurkaus Islannissa vuonna 1783. Kahdeksan kuukautta kestäneessä purkauksessa vapautui ~15 km3 laavaa ja tuhkaa sekä myrkyllisiä fluori- ja rikkipitoisia kaasupilviä. Noin 50 % Islannin karjasta menehtyi myrkytysoireisiin ja 25 % asukkaista tätä seuranneeseen nälänhätään. Ilmastollisten vaikutusten seurauksena Manner-Euroopassa ja Pohjois-Afrikassa koettiin suuria katovuosia, Aasian monsuunikierto heikentyi ja on jopa ehdotettu, että Ranskan vallankumousta ei olisi ollut vuonna 1789 ilman Lakia. Yhteensä purkauksessa ja sen välillisissä vaikutuksissa menehtyi rohkeimpien arvioiden mukaan jopa kuusi miljoonaa ihmistä. Suuren laakiobasalttiprovinssin aktiivisen päävaiheen aikana tämän mittakaavan purkauksia olisi noin kymmenen vuoden välein.

Näyttää siltä, että suuri osa laakiobasalteista on syntynyt silloin, kun supermantereet ovat olleet koossa. Tällä hetkellä mantereet ovat erillään tosistaan ja esimerkiksi vaipasta vapautuva lämpö pääsee pakenemaan maapallon syvyyksistä paljon tasaisemmin kuin yhden suuren supermantereen tapauksessa. Täytyy kuitenkin muistaa myös se, että laakiobasaltteja on voinut syntyä hyvin erilaisten prosessien seurauksena (vrt. yllä). Laakiobasalttien muodostumista on edeltänyt useimmissa tapauksissa tuhansia vuosia kestävä maankuoren repeilyvaihe, johon on liittynyt pienialaista vulkaanista aktiivisuutta ja mahdollisesti myös maankuoren merkittävää paisumista kuuman vaipan työntäessä sitä ylöspäin. Tähän profiiliin sopiva, nykyään tektonisesti ja vulkaanisesti epätavallisen aktiivinen kohonnut alue, joka on kaukana laattarajoista, löytyy mm. Hangain alueelta Keski-Mongoliasta. Kuitenkin, vaikka kyseessä olisivatkin orastavat merkit laakiobasalttiprovinssin synnystä, itse varsinaisen aktiivisen päävaiheen kehittyminen vienee tuhansia vuosia. Täten ei ainakaan laakiobasalttien takia ole vielä syytä hamstrata purkkiruokaa tai muuttaa kellariin asumaan.

Kotimaista laakiobasalttitutkimusta

Mantereisia laakiobasaltteja on tutkittu Helsingin yliopistossa aina 1990-luvulta saakka. Lisätietoa uusimmista tutkimustuloksista ja ajankohtaisia viitteitä löytyy Geologian museon (Luonnontieteellinen keskusmuseo) kotisivuilta.

Maaperän synty

Anu Hakala

Maaperän kehitys

Maapallon ilmastonvaihtelut näkyvät suoraan Suomen maaperässä, sen muodoissa ja ominaisuuksissa. Jääkauden aikana maamme oli mannerjäätikön peittämä ja jäätikön toiminta loi maamme nykyisen maiseman. Jäätikkö silotti kallioperää, vei mennessään suurimman osan vanhasta maaperästä ja kerrosti moreenin, soran, hiekan, siltin ja saven.

Suomessa maaperä ja kallioperä eroavat jyrkästi toisistaan: kiinteän, rapautumattoman kalliopinnan päällä on irtonaisia maalajeja. Vain noin kolme prosenttia maankamarasta on avokalliota ja loppu on irtomaapeitteen verhoamaa tai vesistöjen alla. Tavallisesti maalaji kallion päällä on viimeisen jääkauden aikana mannerjäätikön alla kerrostunutta pohjamoreenia.

Usein maaperä koostuu sarjasta maalajeja, joista alinna kallion päällä on pohjamoreeni tai jäätikköjokien kerrostama karkea lajittunut aines, sora ja hiekka. Näiden päällä saattaa olla syvään veteen kerrostuneita sedimenttejä eli savea ja silttiä. Matalan veden oloissa kerrostuneet rantakerrostumat (vallit ja tasanteet) ovat soria ja hiekkoja. Nuorimpia kerrostumia ovat järvien liejusedimentit ja soiden turvekerrostumat.

Tyypillinen kerrosjärjestys: 1. Kallio 2. Pohjamoreeni 3. Harjuaines (sora ja hiekka) 4. Savi ja siltti 5. Rantakerrostuma (hiekka) 6. Lieju 7. Saraturve 8. Rahkaturve 9. Muinaisranta. Piiros: Harri Kutvonen, GTK.

Jäätikön kulutus

Anu Hakala

Jäätikkö kulutti ja kuljetti pois vanhan maaperän.

Mannerjäätikkö kulutti alustaansa jauhamalla ja hiertämällä sekä louhimalla. Myös jäätikön sulamisvesillä oli tärkeä merkitys kulutuksessa. Silokallioiden muoto sekä pyöreät, uurteiset pinnat muovautuivat jäätikön kuluttaessa alustaansa hiomalla. Jäätikössä mukana kulkeva kiviaines on antanut prosessiin hioma-aineen ja jäätikön liike energian.

Jäätikön aiheuttamia kulutuksen muotoja kalliopinnoilla. 1. Uurteita 2. Kouru 3. Pirstekaarre 4. Sirppikouru 5. Sirppimurros 6. Simpukkamurros 7. Ristiuurteita. Piirros: Harri Kutvonen, GTK

Louhinnassa jäätikkö irrottaa alustastaan kiviä ja lohkareita kuljetukseensa. Näin tapahtuu helpoimmin suojasivuasemissa,  kohdissa, joissa jää virtaa myötärinteeseen ja kalliopinnassa on  porras. Silokallioiden jyrkästi päättyvät reunat ovat olleet tällaisia suojasivuasemia. Sileiden kalliopintojen uurteet osoittavat jään kulkusuuntaa. Uurteiden koko vaihtelee hienoista naarmuista useiden senttimetrien syvyisiin kouruihin.

Lapissa varsinkin tunturialueilla jäätikön sulamisvedet ovat kuluttaneet ja muokanneet jyrkkäreunaisia satulakuruja ja loivempipiirteisiä lieveuomia sekä reunauomia, samoin kuin reunaläheisuomia. Osa niistä on syntynyt jäätikön alla ja osa jäätiköltä purkautuvien sulamisvesien hakiessa reittejään tunturialueiden poikki.

Kuorinkikurun keskiosa Pyhätunturin pohjoisrinteeltä idästä katsottuna. Kuva J. J. Sherholm, 1898, GTK, Vanhatkuvat nro 21.

Eemistä veikseliin

Anu Hakala

Eem

Viimeisin lämmin ns. interglasiaaliaika oli Eem-vaihe noin 115 000–130 000 vuotta sitten. Eem-meri, ennen viimeistä Veiksel-jääkautta ollut merivaihe Itämeren altaassa, peitti Suomen rannikkoalueet. Fennoskandia oli Eem-interglasiaalin aikana osan aikaa saari; leveät salmet nykyisten Tanskan salmien sekä Laatokan ja Äänisen kohdalla yhdistivät Itämeren valtamereen.

Eem-meri. Harri Kutvonen/Jukka-Pekka Palmu, GTK.

Veiksel

Viimeisin jäätiköitymisvaihe, Veiksel, alkoi noin 115 000 vuotta sitten. Varhais-Veikselin jäätiköityminen ulottui Suomessa Lappiin. Tämän jälkeen ilmasto vaihteli, kunnes noin 75 000 vuotta sitten alkoi Keski-Veikselin jäätiköityminen, jonka peitossa eteläinen Suomi oli 65 000– 55 000 vuotta sitten. Myöhemmin Keski-Veikselin aikana suurin osa eteläisintäkin Suomea oli jäätön. Koko Suomi peittyi mannerjäätikön alle noin 30 000–25 000 vuotta sitten ja laajimmillaan Veiksel-vaiheen lopussa noin 20 000 vuotta sitten jäätikkö ulottui Berliinin eteläpuolelle ja idässä Pietarin ja Moskovan puoliväliin.

Veikselin kylmimmän vaiheen jälkeen lämpeneminen ja jäätikön perääntyminen alkoivat noin 17 000 vuotta sitten ja noin 15 000 vuotta sitten sulaminen ja perääntyminen olivat erityisen nopeita. Jääkausi näytti päättyneen noin 12 700 vuotta sitten, kun tapahtui äkillinen käänne. Jääkautinen kylmyys palasi ja jäätikön perääntyminen pysähtyi. Tämä vaihe oli nimeltään Nuorempi Dryas ja se päättyi 11 500 vuotta sitten. Tällöin katsotaan jääkauden päättyneen. Tämän kylmän vaiheen aikana syntyivät I ja II Salpausselkä. Tämän jälkeen mannerjäätikön sulaminen ja jään reunan perääntyminen jatkuivat, kunnes noin 9 000 vuotta sitten jäätikön viimeiset rippeet sulivat pois pohjoisessa Ruotsissa.

Jäätikön ulottuneisuus. Kuva: Jukka-Pekka Palmu/GTK.

Maan rakenne

Mikko Turunen

Maa on kerroksellinen planeetta

Maapallo jaetaan kemiallisen koostumuksen mukaan kolmeen kehään. Uloimpana kehänä on kiinteä kuori, sen alla on korkeassa paineessa ja lämpötilassa olevasta, pääasiassa kiinteästä kiviaineksesta koostuva vaippa ja sisimpänä rautapitoinen ydin. Maapallon ydin jaetaan sulaan ulkoytimeen ja kiinteään sisäytimeen. Maapallon kiinteän kuorikerroksen paksuus on suhteessa sama kuin omenassa kuoren paksuus.

Katso myös: Ydin, vaippa ja kuori sekä Astenos- ja litosfääri -artikkelit.

Seismiset aallot kertovat rakenteesta

Maapallon sisärakenne. Kerrosten rajapintojen km-lukemat vaihtelevat hieman eri lähteissä.

Maapallon kerroksellisuutta on tutkittu maanjäristyksistä aiheutuvien aaltojen avulla. Tutkimalla maanjäristysaaltojen välittymistä Maapallon läpi, on voitu havaita eri kerrosten välisten rajapintojen olemassaolo ja kerrosten olomuoto.

Ytimen ulompaan kerrokseen eli ulkoytimeen osuvat maanjäristysaallot käyttäytyvät niin, että sen on päätelty olevan sula. Tutkimusten mukaan sen oletetaan koostuvan nikkelipitoisesta raudasta. Sisäytimen oletetaan olevan kiinteässä olomuodossa sen suuremmasta paineesta johtuen. Koostumukseltaan se vastaa ulkoydintä. Maapallon ytimen lämpötila voi olla jopa yli 7 000 °C.

Vaipan kiviaines on pääasiassa kiinteässä olomuodossa, mutta geologisilla, hyvin pitkillä aikajaksoilla tarkasteltuna se käyttäytyy kuten sitkeä neste. Jotkin astenosfäärin yläosat, kuten keskiselänteiden alapuolella sijaistevat alueet, saattavat sisältää myös sulaa kiviainesta. Maanjäristysaaltojen perusteella on vaipan havaittu muuttuvan jähmeämmäksi Maapallon ytimeen päin. Vaipan sisempi osa on noin 80-100 kertaa jähmeämpää kuin ulompi osa. Vaipan sisältämien mineraalien painoerot luovat selviä rajapintoja. Vaippa jaetaan ylä- ja alavaippaan sekä niiden vaihettumiskerrokseen.

Merenpohjan alla olevan eli merellisen kuorikerroksen paksuus on keskimäärin kahdeksan kilometriä. Mantereisen eli mannerten alla olevan kuorikerroksen paksuus vaihtelee ollen 30-70 km, keskimäärin noin 45 km.

Kuori ja vaipan ylin osa muodostavat yhdessä litosfäärin eli kivikehän, litosfäärin paksuus on noin 100 km. Litosfäärin alapuolella on astenosfääri, joka käsittää osia ylävaipasta ja vaipan vaihettumiskerroksesta. Astenosfäärin arvellaan ulottuvan noin 700 km:n syvyyteen. Sen alapuolista vaippaa kutsutaan mesosfääriksi.

Maapallon litosfääri on jakautunut yhteensä noin kahteenkymmeneen litosfäärilaattaan, joista osa  hyvin pieniä. Numerolla 1 on merkitty Kookossaarten laatta, numero 2 on Karibian laatta, 3 on Arabian laatta ja 4 on Filippiinien laatta.

Maan litosfääri on jakaantunut jäykkiin laattoihin, jotka kelluvat ja liikkuvat astenosfäärissä eli ylävaipassa olevan sulan kiviaineksen päällä. Nämä manner- eli litosfäärilaatat liikkuvat joko toisiinsa törmäten, erkaantuen toistaan tai toisiaan sivuten. Laattojen reuna-alueilla ovat maanjäristykset ja tulivuoret yleisiä.

Tarkempi kuva litosfäärilaatoista liikesuuntineen on esitetty Laattatektoniikka artikkelissa.

Laattatektoniikalla tarkoitetaan Maan manner- eli litosfäärilaattojen liikkeiden ja vuorovaikutuksen tutkimista. Kuoren ja vaipan ylimmän kerroksen yhdessä muodostaman litosfäärin laatat liikkuvat hitaasti astenosfäärin päällä muutamia senttimetrejä vuodessa. Laattojen liike aiheutuu pääasiassa vaippaan alityöntövyöhykkeillä sukeltavien laattojen vetovaikutuksesta (”slab-pull”) sekä vähemmässä määrin maapallon pyörimisestä ja astenosfäärissä tapahtuvista konvektiovirtauksta. Astenosfäärin konvektiovirtauksissa kuumaa jähmeää kiviainesta nousee hitaasti ylös litosfääriä kohti. Litösfäärin saavutettuaan virtaus kääntyy sen suuntaiseksi ja jäähdyttyään virtauksen suunta kääntyy kohti vaipan alakerroksia. Vaipan alakerroksissa kiviaines kuumenee jälleen ja nousee uudelleen kohti litosfääriä. Konvektiovirtaukset aiheutuvat mm. radioaktiivisten ainesten hajoamisen synnyttämästä lämmöstä.

Suuria laattoja on Maapallolla seitsemän. Lisäksi on muita pienempiä laattoja. Kaikkiaan laattoja on parisenkymmentä. Liikkuessaan laatat törmäävät toisiinsa, erkanevat toisistaan tai liikkuvat toisiaan sivuten. Laattojen törmäysalueilla esiintyy usein maanjäristyksiä ja tulivuorenpurkauksia. Maanjäristykset aiheutuvat laattojen vapaan liikkumisen estyessä jolloin niiden välinen jännitys kasvaa. Muodostuneet jännitystilat voivat purjautua äkillisesti, mikä ilmenee laatan liikahtamisena uuteen asemaan. Tällainen liikahdus voi olla suuruudeltaan pienestä värähdyksestä maanpintaa mullistavaan järistykseen. Maanjäristysten voimakkuutta mitataan Richterin asteikolla.

Maanjäristysten voimakkuus Ricterin asteikolla.

Richterin asteikko on logaritminen, eli asteikolla voimakkuutta 8 oleva maanjäristys on kymmenen kertaa voimakkaampi kuin voimakkuutta 7 oleva. Asteikko on avoin eli Richterin asteikossa ei ole ylärajaa.

  • Alle 2,0 Minimaalinen – Ei havaita ilman mittalaitteita.
  • 2,0 – 2,9 Erittäin vähäinen – Havaitaan tavallisesti vain mittalaitteiden avulla.
  • 3,0 – 3,9 Vähäinen – Havaitaan heikosti sisällä, mutta vahingot harvinaisia.
  • 4,0 – 4,9 Pienehkö – Ikkunat helisevät, merkittävät vahingot ovat epätodennäköisiä.
  • 5,0 – 5,9 Keskinkertainen – Huonosti suunnitellut rakennukset saattavat kärsiä merkittäviä vaurioita, astiat särkyvät, korkeintaan pieniä vaurioita hyvin suunnitelluille rakennuksille.
  • 6,0 – 6,9 Voimakas – Tuhoisa noin 150 km:n säteellä.
  • 7,0 – 7,9  Erittäin voimakas – Voi aiheuttaa vakavia vaurioita laajoilla alueilla, mm. sillat sortuvat.
  • 8,0 – Valtava – Täydellinen tuho, vakavia vaurioita satojen kilometrien alueella.

Viime vuosien suurimpia maanjäristyksiä:

  • MEKSIKO, syyskuu 1985, voimakkuus: 8,2, arvio uhrien määrästä: 5 000
  • SALVADOR, lokakuu 1986, voimakkuus: 7,5, arvio uhrien määrästä: 1 500
  • ARMENIA, joulukuu 1988, voimakkuus: 6 – 7, arvio uhrien määrästä: 25 000
  • IRAN, kesäkuu 199O, voimakkuus: 7,7, arvio uhrien määrästä: 40 000 – 50 000
  • FILIPPIINIT, heinäkuu 1990, voimakkuus: 7,7, arvio uhrien määrästä: 2 000
  • INDONESIA, joulukuu 1992, voimakkuus: 6,8, arvio uhrien määrästä: yli 2 000
  • INTIA, syyskuu 1993, voimakkuus: 6,8, arvio uhrien määrästä: 7 600
  • JAPANI, tammikuu 1995, voimakkuus: 7,2, arvio uhrien määrästä: 6 400
  • VENÄJÄ (Sahalin), toukokuu 1995, voimakkuus: 7,5, arvio uhrien määrästä: 1 800
  • IRAN,helmikuu 1997, voimakkuus: 5,4 – 6,1, arvio uhrien määrästä: 80
  • IRAN,toukokuu 1997, voimakkuus: 7,1, arvio uhrien määrästä: 1 600
  • PAPUA-UUSI-GUINEA, heinäkuu 1998, voimakkuus: 7,0, arvio uhrien määrästä: 2 100
  • KOLUMBIA, tammikuu 1999, voimakkuus: 7,1, arvio uhrien määrästä: 1230
  • TAIWAN, syyskuu 1999, voimakkuus: 7,4, arvio uhrien määrästä: 2 500
  • SALVADOR, tammikuu 2001, voimakkuus: 7,6, arvio uhrien määrästä: n. 850
  • INTIA, tammikuu 2001, voimakkuus: 7,9, arvio uhrien määrästä: 20 000
  • SALVADOR, helmikuu 2001, voimakkuus: 6,1, arvio uhrien määrästä: n. 230
  • IRAN, kesäkuu 2002, voimakkuus: 6,3, arvio uhrien määrästä: yli 200
  • KIINA, helmikuu 2003, voimakkuus: 6,8, arvio uhrien määrästä: yli 300
  • TURKKI, toukokuu 2003, voimakkuus: 6,4, arvio uhrien määrästä: n. 160
  • ALGERIA, toukokuu 2003, voimakkuus: 5,2 – 6,7, arvio uhrien määrästä: n. 2000
  • IRAN, joulukuu 2003, voimakkuus: 6,7, arvio uhrien määrästä: 43 000
  • MAROKKO, helmikuu 2004, voimakkuus: Yli 6,0, arvio uhrien määrästä: n. 500-600
  • SUMATRA, joulukuu 2004, voimakkuus: 9,0, viimeisin arvio uhrien määrästä: n. 300 000, järistystä seurasi tuhoisa hyökyaalto eli tsunami, joka aiheutti suurimmat tuhot ja menetykset
  • HAITI, tammikuu 2010, voimakkuus: 7,0, arvio uhrien määrästä: n. 220 000
  • CHILE, helmikuu 2010, voimakkuus 8,8, arvio uhrien määrästä: n.  500
  • JAPANI, maaliskuu 2011, voimakkuus 9,0, arvio uhrien määrästä: n. 15 800, järistystä seurasi tuhoisa, korkeimmillaan 10 metrinen hyökyaalto

Aiempia maanjäristyksiä:

  • KIINA, 1556, voimakkuus: ei tiedossa, arvio uhrien määrästä: 830 000
  • TANGSHAN, 1976, voimakkuus: 7,8, arvio uhrien määrästä: 655 000 (virallisesti 242 000)

Kratonit

Ari Brozinski

Mikä on kratoni?

Määritelmän mukaan kratoni on sellainen mantereellisen kuoren alue, joka on säilynyt tektonisesti stabiilina (deformoitumattoma) ainakin 500 miljoonaa vuotta. Tämä on helppo uskoa sillä kratonit sisältävät maapallon vanhimpia kiviä. Vanhojen kivien lisäksi kratonia luonnehtivat myös syvät ”juuret” (jopa yli 300km) sekä muita litosfäärilaatan osia suurempi kestävyys.

Kratonit ulottuvat mannerlaatoja syvemmälle Maan sisään.

Taustaa

Ennen kuin sukellamme kratonien saloihin, lienee paikallaan palauttaa mieliin maapallon kemiallinen jaottelu. Kotiplaneettamme ylimmät osat on jaettu astenosfääriin ja litosfääriin. Hauras ja halkeileva litosfääri edustaa ylintä 100–150 kilometrin osaa maanpinnasta katsoen eli siihen lukeutuu kuori ja vaipan ylin osa. Litosfääri ”kelluu” astenosfäärin päällä. Astenosfäärin, joka ulottuu jopa 350 kilometrin syvyyteen, rakenne on kohtalaisen pehmeä ja se kykenee ”virtamaan”. Litosfäärin katsotaan muuttuvan astenosfääriksi siinä kohtaa maan sisällä, jossa lämpötila ylittää 1280 astetta. Alla oleva kuva esittää kuoren, vaipan ja ytimen sekä litosfäärin ja astensfäärin sijainnit.Litosfääri muodostuu pääosin kolmestatoista 100—150km paksusta mannerlaatasta (merellinen ja mantereellinen). Mannerlaatat sisältävät litosfäärin lisäksi myös kratoneita, jotka ulottuvat niitä syvemmälle, aina vaipan asti ja sen sisään. Siinä missä maan kuori muilta osin on muodostunut saarikaarien ja hot spot-tulivuorten myötä on kratonien historia varsin erilainen.

Astenosfääri ja litosfääri.

Matkalla kohti kratoneita

Varhaisen maan jäähdyttyä riittävästi, alkoivat planeettamme pinnalla toimia konvektiovirtaukset, joiden avulla maa alkoi jäähdyttää itseään tuomalla lämpöä sisuksistaan pinnalle (vrt. kuuma vesi kattilassa). Jäähtymisen jatkuessa maan pinnalle kehittyi epäyhtenäinen kuori, joka kuitenkin suli aina uudelleen konvektiovirtausten vuoksi.

Lämpötilan laskun jatkuttua riittävän pitkään, alkoi kiinteän kuoren osuus kasvaa geologisessa mittakaavassa katsoen varsin nopeasti ja sen kehitys jatkui yli miljardin vuoden ajan, jonka aikana kuoren palaset vähitellen suurenivat ja vahvistuivat. Arkeeisen kauden aikana (n. 3500-2500 Ma) kehittyikin maapallon mantereellisesta kuoresta n. 80%. Yli 2000 miljoonaa vuotta alkumaan syntymisen jälkeen, arkeeisen ja proterotsooisen kauden rajamailla 2700 miljoonaa vuotta sitten, olivat laatat kehittyneet niin paljon, että kratonien muodostuminen oli mahdollista.

Edellytykset kratonin muodostumiselle

Kratonien paksuutta ei voida selittää yksistään fysikaalisilla ilmiöillä, kuten maan jäähtymisellä sillä tällöin kratonit olisivat vajonneet alas eivätkä kelluisi maan pinnalla (vrt. differentaatio). Tämän vuoksi voidaan olettaa, että litosfäärissä on toiminnassa prosesseja, jotka vaikuttavat fysikaalisten ominaisuuksien lisäksi sen kemiaan.

Sengör (1999) esittelee kolme edellytystä, jotka vaaditaan kratonin muodostumiselle:

  1. Alueellisen geotermisen gradientin (kertoo kuinka nopeasti lämpötila nousee maan sisusta kohti mentäessä) tulee olla hyvin alhainen (ts. litosfäärin, jossa kratoni muodostuu, tulee olla kylmä)
  2. Alueen jolla kratoni muodostuu, geoterminen gradientti tulee pysyä alhaisena pitkän aikaa. Tästä voidaan päätellä, että kratonisoituva alue ei esiinny laattojen rajoilla.
  3. Litosfäärin vaippaosan tulisi olla ympäristöään kevyempi (kelluva) ja lisäksi vastustaa deformaatiota.

Ehdot saattavat kuulostaa yksinkertaisilta, mutta käytännössä kratonien muodostuminen on edelleen osittain hämärän peitossa. Ei esimerkiksi ole täysin selvää, minkälainen mekanismi on tuottanut kratonien 200—300 km syvät juuret. Ei myöskään tiedetä minkä vuoksi maan historiassa vaikuttaa olleen ajanjaksoja, jolloin kratonisoituminen on ollut erityisen runsasta.

Missä ja miten kratonit muodostuvat?

Kratonit eivät muodostu mantereiden keskellä, vaan magman tunkeutuessa kuoreen litosfäärilaattojen rauhallisilla alueilla (jotka ovat usein kaukana reuna-alueista), jossa lämpötila on alhaisempi eikä mannerlaattojen törmäilyä, erkanemista tai hiertoa esiinny. Kratonin muodostumiseen vaikuttavat useat tekijät, kuten kivien kemiallinen koostumus tai fluideista köyhtyneet vaipan residuaalikivet. Tärkein kratonin muodostumista kontrolloiva tekijä on kuitenkin geoterminen gradientti, jonka tulee olla riittävän alhainen (eli lämpötila nousee hitaasti maan sisustaa kohti mentäessä), jotta kratonisaatio on mahdollista.

Kratonin syntyessä alkaa mantereellinen litosfäärinen vaippa eli MLV, joka käsittää ylimmät n. 350 km maan pinnasta katsoen, paksuuntua eli kratonisoitua (ks kuva alla). Kratonit muodostuvat ylemmän mantelin kylmimpien osien päällä ja yleensä alueilla, jossa on toistuvaa orogenista deformaatiota litosfäärilaatan sisäosassa. Kratonit saavuttavat suuren vahvuuden suurelta osin sen myötä, että mantereelliset kivet vastustavat subduktiota pienen tiheytensä vuoksi, jolloin niiden alla sijaitseva vaippa jäähtyy pidemmän aikaa, kuin merellisten kivien subduktoituessa. Tämä mahdollistaa kratonien kasvun.

Kratonin säilymisen kannalta on tärkeää, että se on mekaanisesti vahva ja että sen koostumus on sellainen, jolla se kykenee kellumaan. Erityisesti kelluvat juuret ovat tärkeitä kratonin pitkäikäisen säilymisen kannalta.

Kratonin muodostuminen.

Kratonien kemiaa

Kratonien ja mantereiden toisiksi ylintä osaa (ylin on maan kuori) edustaa nk. mantereellinen litosfäärinen vaippa eli MLV  (engl. Continental Litospheric Mantle, CLM). MLV itsessään käsittää vain pienen osan koko vaipan tilavuudesta ja se eroaa ympäröivästä kuoresta siinä, että se on huomattavasti vahvempi (koostuu pääosin oliviinista, kun taas kuoressa vallitseva mineraali on kvartsi) ja että sen kemiallinen koostumus on erilainen. MLV on jaettu kahteen osaan, mekaaniseen rajakerrokseen eli MR:ään (engl. Mechanical Boundary Layer, MBL) ja lämpörajakerrokseen, LR:ään (engl. Thermal Boyndary Layer, TBL).

Mekaaninen rajakerros eroaa kratonien ja mantereiden välillä. Kratoneissa on paksu ja jäykkä MR, jonka kehittyminen on edellyttänyt rauhaisia kasvuoloja ja satoja miljoonia vuosia. Litosfäärilaatoissa taas MR jää ohuemmaksi. Tämän vuoksi litosfäärilaatta altistuu herkemmin delamaniaatiolle eli sen alaosista irtoaa materiaalia ympäröivään litosfääriin tai astenosfääriin. Delaminaatiota voi havainnollistaa vedessä kelluvan puunpalan kanssa, jonka pohjaan on liimattu palanen metallia. Liiman pitokyky ja puun pohjan kestävyys määrittelevät irtoaako eli delaminoituuko metallinpala puusta. Pitkäiaikaisesta MLV:n delaminaatiosta johtuen vanhojen, orogenioiden muovaamien kratonien ympärillä nähdään kohtalaisen ohuet MR:t.

Mekaanisen rajakerroksen alapuolella alkaa tapahtua pehmenemistä (materiaalista tulee taipuisaa) eli saavutaan lämpörajakerrokseen. Lämpörajakerroksella tarkoitetaankin tarkalleen ottaen virtaavaa fluidia lähellä rajaa, jossa lämmönjohtuminen on virtausta suurempaa. Mekaanisen rajakerroksen alapuolella on siis lämpörajakerros, joka muodostaa siirtymän sen ja astenosfäärin välillä. LR voi toimia puskurivyöhykkeenä suojaten kratonin juurta deformaatiolta.

Kuva, jossa nähdään litosfäärilaatan ja kratonin ero sekä MLM, MR ja LR.

Kratonien yhtyminen

Törmäysogenioiden, saarikaarien ja muiden geologisten prosessien myötä kratonit ja megakratonit yhdistyivät litosfäärilaattojen kanssa muodostaen mantereita. Ajan mittaan mantereet fuusioituivat suureksi ”manneramassaksi”.  Tällaisesta mannermassasta käytetään yleisesti nimitystä supermanner. Nimitys heijastelee sitä, että supermannervaiheessa suuri osa tai jopa kaikki maapallon mantereet ovat nivoutuneet yhdeksi suureksi laataksi. Alla oleva kuva esittää periaatteen kratonien, mantereiden ja supermantereiden luokittelusta.

Kratonien yhdistyminen.

Kratonin tuhoutuminen

Muodostunut kratoni voi tuhoutua monella tapaa. Kratoni erottuu mantereista vahvan vaippaosansa (mekaaninen rajakerros) takia, joten kratonin tuhoamiseksi tulee tämä suojaava haarniska tuhota. Tähän on olemassa kaksi tapaa: haarniska tuhotaan joko mekaanisesti tai sitä lämmitetään niin kauan, että se sulaa. Mekaanisesta tuhoamisesta ei toistaiseksi ole löydetty todisteita, joten lämmittäminen vaikuttaa paremmalta vaihtoehdolta. Lämpöä siirtyy vaipasta konvektiovirtausten avulla, jolloin lämpötila kohoaa 600—1200 asteeseen jopa kymmeniksi miljooniksi vuosiksi. Jotkin osat lämmitetystä kratonista ohenevat, tulevat kevyemmiksi ja kohoavat kupolimaisesti ympäristöönsä nähden, kunnes osa niistä on niin kuperia, että ne alkavat riftiytymään. Jos riftiytymistä tapahtuu monessa kohtaa kratonia, saattavat riftiytymät yhtyä ketjuksi, jolloin kratonin halkeaminen on mahdollista.

Lähteet

Tämän tekstin lähteinä käytettiin:

Black, R. ja Liegeois, J. P. 1993: Cratons, mobile belts, alkaline rocks and continental lithospheric mantle: the Pan-African testimony. Journal of the Geological Society of London 150: 89-98.

Ernst, W. G. 2006: Speculations on evolution of the terrestrial lithosphere—asthenosphere system—Plumes and plates. Gondwana Research 11: 38-49.

King, S. D. 2005: Archean cratons and mantle dynamics. Earth and Planetary science Letters 234: 1-14.

Lehtinen, M., Nurmi, P. ja Rämö, T. 1998: Suomen kallioperä: 3000 vuosimiljoonaa. Suomen geologinen seura. Helsinki.

Marshak, S. 2004: Earth: portrait of a planet, 2nd ed. W.W Norton and Company. USA.

McDonough, W. F. 2000: The Composition of The Earth. Department of Earth and Planetary Sciences, Harvard University.

Rao, V. V., Reddy, P. R. 2001: A Mesoproterozoic Supercontinent: Evidence from the Indian Shield. Gondwana Research 5: 63-74.

Sengör, A. M. C. 1999: Continental interiors and cratons: any relation? Tectonophysics 305: 1-42.

Windley, B. F. 1995: The Evolving Continents, 3rd ed. John Wiley & Sons Ltd. Iso-Britannia.

Supermantereet

Ari Brozinski

Laattatektoniikkaa ja kratoneita

Jääkausiin ja moneen muuhunkin kotiplaneettamme mullistaneeseen asiaan on maapallon pitkän historian aikana myötävaikuttanut laattatektoniikka. Siitä lähtien, kun varhaisen maan pintalämpötila oli laskenut riittävästi, jotta kiinteän kuoren muodostuminen oli mahdollista, ovat mannerlaatat tai niiden edeltäjät, kratonit, vaeltaneet planeettamme pinnalla.

Vaikka jopa 3000 miljoonaa vuotta vanhasta kuoresta on viitteitä, alkoi kuoren kehittyminen nykyisenkaltaiseen asuunsa vasta proterotsooisella kaudella 2500 miljoonaa vuotta sitten. Kuoren syntyminen jatkui aktiivisesti aina 1800 Mya asti, jolloin valtaosa siitä oli ehtinyt muodostumaan ja sen muodostumisnopeus hidastui. Yksi syy kuoren muodostumisnopeuden alenemiseen voi olla maan sisässä syntyneen lämmön väheneminen. Maan sisäiseen lämpöön puolestaan vaikuttaa mm. radioaktiivisten elementtien hajotessa synnyttämä lämpöenergia.

Mannersyklin periaate.

Mantereiden synty, kehitys ja loppu

Mantereiden toiminnan kannalta on tärkeää ymmärtää miten niiden yksittäiset palaset ovat käyttäytyneet ajan kuluessa eli minkälaisia geologisia prosesseja niihin on kohdistunut ja koska ne ovat tapahtuneet. Käännekohta menneen tiedon ymmärtämisessä tapahtui 60- ja 70-luvulla, kun eri eonien geologiset, geokemialliset ja isotooppiset erot opittiin näkemään. Tällöin keksittiin myös yhdistää merenpohjan syntyminen ja mantereiden vaeltaminen laattatektoniseksi teoriaksi.

Ymmärrettiin siis, että kaikilla mantereilla on rajattu elinkaari: ne syntyvät irtautumalla jo olemassa olevasta mantereesta tai vaihtoehtoisesti kerääntymällä merellisten kaarten ympärille ja ne lakkaavat olemasta liittyessään toiseen mantereeseen tai joutuessaan subduktioon. Tällaisesta kierrosta käytetään nimitystä supermannersykli tai vaihtoehtoisesti Wilsonin sykli. Supermannersyklit ovat toistuneet jaksoittain maapallon historian aikana ja ne ovat yksi merkittävimpiä planeettaamme muokkaavista tekijöistä.

Supermantereiden muodostuminen

Supermantereen muodostumisprosessi on usein vaiheittainen ja lisäksi useampi mannerlaattojen asemaa ja yhteen hitsautumista kontrolloiva prosessi saattaa olla käynnissä samaan aikaan.

Rogers & Santosh (2002) esittävät, että supermantereiden kehittyminen tapahtuu kolmessa osassa:

  1. Supermanner syntyy pienten mannerpalasten kerääntyessä yhteen
  2. Kerääntyminen jatkuu eräissä osissa samalla, kun palojen erkaneminen eli riftiytyminen alkaa toisissa osissa ja
  3. Supermanner hajoaa pienemmiksi paloiksi.

Toisin sanoen prosessi käsittää siis seuraavat vaiheet (ei välttämättä tässä esitetyssä järjestyksessä): merten avautuminen ja sulkeutuminen, mantereiden törmäyksessä syntyneet supermantereet ja niiden hajoamisen.

Kiviröykkiöistä maamassoiksi

Nykyiset mantereet eivät syntyneet käden käänteessä, kokonaisina ja valmiina toimimaan. Sen sijaan aloittivat ne taipaleensa suuriksi maamassoiksi varsin mitättömän kokoisina jähmettyneinä kiviröykkiöinä, jotka magmaattisen toiminnan johdosta alkoivat kasvaa. Ajattele vaikka savipalaa, josta muovaat kaksi ruukkua, yhden punaisen ja yhden valkoisen. Aloitat pienellä savimäärällä ja lisäät muovailun aikana pehmeää savea ruukkuihin, jotta niistä tulisi suurempia. Sama periaate pätee myös mantereisiin: nekin kasvavat keräämällä itseensä uutta materiaalia. 

Savi-manner -analogia.

Tietoa menneistä supermantereista

Ajattele nyt, että rikot punaisen ja valkoisen kukkaruukun lattialle. Katsomalla ruukunpalojen muotoa ja niiden värejä pystyt sovittamaan osat takaisin yhteen (tarvitset liimaa). Alla oleva kuva esittää ruukupalojen kokoeamisperiaatteen. Myös supermantereiden ”uudelleenkokoamisessa” käytetään karkeasti ottaen samaa periaatetta.Aspler ja Chiarenzelli (1998) esittävät, että aiemman supermantereen olemassa olo voidaan todistaa samantapaisin keinoin hyödyntämällä ennen hajoamista syntynyttä yhteistä geologista, geokronologista, isotooppista ja geofysikaalista dataa. Edellisistä saadun tiedon pohjalta voidaan  mannerpalaset sovittaa takaisin alkuperäiseen supermannerasetelmaansa.

Vasemmalla: Mantere pysyttelee paikallaan, mutta magneettinen pohjoisnapa vaeltaa. Oikealla: magneettinen pohjoisnapa on paikallaan, mutta manner vaeltaa. Aika on Ma.

Tietoa muinaisista supermantereista voidaan siis kerätä monella tapaa. Yksi merkittävä apu supermantereiden uudelleenrakentamisessa ovat paleomagneettiset tutkimukset. Paleomagneettinen tieto tallettuu kiveen sen syntyvaiheessa, kun kiven kiteytyessä ja jäähtyessä siihen lukkiutuu Maan magneettikentän suuntainen magnetoituma, ns. jäännösmagnetoituma (engl. remanent magnetisation). Tutkimalla eri-ikäisiin kiviin tallentuneiden jäännösmagnetoitumien suuntia saadaan tietoa siitä, missä asemassa manner on ollut Maan magneettiseen napaan nähden eri aikoina. Näin ollen maan magneettikentän vaeltaminen ajan mittaan heijastuu kivien magneettikenttään.

Varmin tieto varhaisten supermantereiden olemassaolosta on kuitenkin saatu ajoittamalla mannerten törmäyksessä syntyneitä vuoristoja (törmäysorogenia) ja korreloimalla saatuja ajoituksia kratonien (ks. Kratoneista kaikki alkoi) ikien kanssa.

Lähteet

Tämän tekstin lähteinä käytettiin:

Aspler, L. B., Chiarenzelli, J. R. 1998: Two Neoarchean supercontinents? Evidence from the Paleoproterozoic. Sedimentary Geology 120: 75-104.

Cocks, L. R. M.,  Torsvik, T. H. 2005: Baltica from the late Precambrian to mid-Palaeozoic times: The gain and loss of a terrane’s identity. Earth-Science Reviews 72: 39-66.

Condie, K. C. 2002: Breakup of a Paleoproterozoic Supercontinent. Gondwana Reasearch 5: 41-43.

Hawkesworth, C.J., Kemp, A. I. S. 2006: Evolution of the continental crust. Nature 443: 811-817.

Rao, V. V., Reddy, P. R. 2001: A Mesoproterozoic Supercontinent: Evidence from the Indian Shield. Gondwana Research 5: 63-74.

Rogers, J. W. 1996: A History of Continents in the Past Three Billion Years. The Journal of Geology 104: 91-107.

Rogers, J. W. ja Santosh, M. 2002: Configuration of Columbia, a Mesoproterozoic Supercontinent. Gondwana Research 5: 5-22.

Roy, A. B. 1999: Assembly and Breakup of Supercontinents. Resonance 42-48.

Singh, V. K., Chandra, R. 2007. Gondwana Research xx: xx-xx (Article in Press).

Windley, B. F. 1995: The Evolving Continents, 3rd ed. John Wiley & Sons Ltd. Iso-Britannia.

Laattatektoniikka

Ari Brozinski

Benjamin Franklin litosfäärilaattojen jäljillä

Ajatus laattatektoniikasta ei ole uusi. Vaikka laattatektoninen teoria on muovautunut nykyiseen asuunsa 1900-luvun aikana, on litosfäärilaatoista ja niiden alaisesta vaipasta on spekuloitu jo 1700-luvulla. Benjamin Franklin kirjoitti 22. syyskuuta vuonna 1782 ranskalaiselle geologille, Abbè Soulavielle seuraavasti: ”…todisteita, joiden valossa näytti siltä, että saaren pinta oli kääntynyt ympäri. Jotkin osat olivat painuneet merenpinnan alapuolelle, kun taas toiset, pintaa alempana olleet rakenteet, olivat kohonneet ylös.” Franklin jatkaa: ”Tämänkaltaiset muutokset maapallomme pinnalla eivät todennäköisesti tapahtuisi, jos maa olisi kiinteä ytimeen asti. Siispä kuvittelen, että maan sisempi osa voisi koostua nesteestä, joka on tiheämpää ja, jolla on suurempi painovoima kuin millään kiinteällä aineella, johon olemme tutustuneet. Siksi kiinteä aine voisi uida tämän nesteen päällä tai sen sisässä. Edellisen perusteella maapallon pinta olisi kuori, joka voi haljeta palasiin ja joutua tämän nesteen aiheuttamien väkivaltaisten liikkeiden siirtämäksi. Jatka lukemista ”Laattatektoniikka”