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”

Perustietoa Maasta

Mikko Turunen

Minkälainen Maa on?

Maa (latinaksi Tellus) on aurinkokuntamme kolmas planeetta Auringosta lukien. Maa syntyi samaan aikaan muiden planeettojen kanssa noin 4,7 miljardia vuotta sitten. Maa on rakenteeltaan kiviplaneetta, mutta myös ainoa planeetta, josta on tähän mennessä löydetty vettä nestemäisessä muodossa. Maan pinta-alasta 70 % on veden peitossa. Ilman vettä maapallolla ei olisi elämää. Muita elämän edellytyksiä ovat sopiva lämpötila, Auringon valo ja ilmakehässä oleva happi. Jatka lukemista ”Perustietoa Maasta”