När började plattektoniken? Bevis för plattektoniska processer
När började plattektoniken? Bevis för plattektoniska processer i geologisk tid Jon Gustafsson Examensarbeten i geologi vid Lunds universitet, kandidatarbete, nr 455 (15 hp/ECTS credits) Geologiska institutionen Lunds universitet 2015 När började plattektoniken? Bevis för plattektoniska processer i geologisk tid Kandidatarbete Jon Gustafsson Geologiska institutionen Lunds universitet 2015 Innehållsförteckning 1 2 3 4 5 6 7 8 9 Inledning ............................................................................................................................................................. 7 Problemställning ................................................................................................................................................ 7 Metod ................................................................................................................................................................ 7 Det moderna plattektonikparadigmet ............................................................................................................. 7 Moderna analogier ............................................................................................................................................ 8 5.1 Högtrycksmetamorfa bergarter 8 5.1.1 Ultra-high pressure (UHP) 8 5.1.2 Eklogit 9 5.1.3 Blåskiffer 9 5.1.4 Plate Tectonic Gemstones 10 5.2 Ofioliter 11 5.2.1 Troodos, Cypern 11 5.2.2 Äldre ofioliter 12 5.2.2.1 Purtuniqofioliten 12 5.2.2.2 Jormuaofioliten 12 5.2.2.3 Isua-komplexet 13 Längre tillbaks I tiden—inga fullständiga moderna analogier.................................................................... 14 6.1 Paleomagnetism 14 6.2 Geokemi 15 6.2.1 Zirkoner 16 6.2.2. Jack Hills Zirkoner 16 6.2.3 Inget vattem—inga granitoider; Subduktion? 17 När började plattektoniken? .......................................................................................................................... 18 Tackord ............................................................................................................................................................ 19 Referenser ........................................................................................................................................................ 19 Omslagsbild: Age, spreading rates and spreading symmetry of the world’s ocean crust (Müller et al. 2008) Sammanfattning JON GUSTAFSSON Gustafsson J., 2015: När började plattektoniken? Bevis för plattektoniska processer. Examensarbeten i geologi vid Lunds universitet, Nr. 455, 22 sid. 15 hp. Sammanfattning: Plattektoniska processer formar idag vår jord genom vulkanism, relaterad till divergenta och konvergenta plattrörelser. Hur länge har plattektoniken existerat och hur kan vi spåra plattektoniska processer bakåt i tiden? Detta kandidatarbete behandlar och diskuterar olika typer av plattektoniska indikatorer, hur de går att koppla till moderna processer och hur tillförlitliga de anses vara. Moderna analogier är indikatorer som går att koppla till moderna plattektoniska processer och påträffas inte någon annanstans. Högtrycksmetamorfa bergarter och ofioliter är exempel på moderna analogier. Ofiolitfynd lyckas spåra plattektoniska processer till ca 2 Ga. Längre tillbaks i tiden finns inga moderna analogier och indirekta metoder såsom paleomagnetism och geokemi krävs. Paleomagnetism kan spåra kratonska rörelsemönster till ca 2,6 Ga. Geokemi bygger på att man kan koppla en specifik geokemisk signatur till plattektoniska processer, vilket kan användas för en mer eller mindre sannolik tolkning längre tillbaks i tiden. Kalkalkalina bergarter återfinns till ca 3,5 Ga och granitoider till 3,8 Ga. Vidare återfinns zirkoner daterade till ca 4,2 Ga. Det är viktigt att skilja på direkta bevis, så som moderna analogier gentemot indirekta spår som nödvändigtvis inte är korrekta då geokemi är högst omdebatterat. Slutligen drar jag slutsatsen att plattektoniken troligtvis inleddes vid 3,5 Ga baserat på kalkalina fynd. Vidare krävs mer forskning och mer fältarbete i regioner med äldre skorpa, fler modelleringar och utveckling av nya analysmetoder för att bättre spåra och förstå geokemiska och plattektoniska processer. Nyckelord: plattektonik, prekambrium, ofiolit, tektoniska indikatorer Handledare: Anders Scherstén Ämnesinriktning: Berggrundsgeologi Jon Gustafsson, Geologiska institutionen, Lunds universitet, Sölvegatan 12, 223 62 Lund, Sverige. E-post: jon.gustafsson.750@student.lu.se Abstract JON GUSTAFSSON Gustafsson, J., 2015: When did plate tectonics begin? Evidence for plate tectonic processes throughout geological time. Dissertations in Geology at Lund University, No. 455, 22 pp. 15 hp (15 ECTS credits) Abstract: Plate tectonic processes shapes our earth due to volcanism, related to divergent and convergent plate motions. When did plate tectonics begin and how can we trace plate tectonic processes throughout time? This Bachelor thesis address and discuss different plate tectonic indicators and their reliability. Modern analogues are indicators that can be linked to modern plate tectonic processes, and does not exist anywhere else. High-pressure metamorphic rocks and ophiolites are examples of modern analogues. Ophiolitic occurences helps us trace plate tectonic processes back to 2 Ga. Further back in time, modern analogues are absent. Therefore, incidental proxys such as paleomagnetism and geochemistry has to be used. With paleomagnetism we are able to trace cratonic lateral movements back to ca 2,6 Ga. Geochemistry is based on the assumption that a specific geochemical signature can be associated with certain plate tectonic processes, which can be used for a more or less probable interpretation of processes further back in time. Calc-alcaline rocks as old as 3,5 Ga, and granitoids dated back to 3,8 Ga are abundant. Furthermore, the oldest zircons has been dated to ca 4,2 Ga. It is important to distinguish between direct evidence, such as modern analogues, and incidental proxys, that’s not necessarily correct, as geochemistry is muchdebated. Finally, I conclude that plate tectonics likely began at 3,5 Ga, based on calc-alcaline rock findings. Additionally, further research and field work in regions with older crust, continued modelling and development of new analytical methods, are necessary to better trace and help understand plate tectonic processes. Keywords: plate tectonics, precambrian, ophiolite, tectonic indicators Supervisor: Anders Scherstén Subject: Bedrock Geology Jon Gustafsson, Department of Geology, Lund University, Sölvegatan 12, SE-223 62 Lund, Sweden. E-mail: jon.gustafsson.750@student.lu.se 1 Inledning Planeten Jorden är unik på många vis, jämfört med andra planeter i solsystemet. Utöver det faktum att Jorden har oceaner och en atmosfär som innehåller syre, är Jorden den enda planeten med påvisad plattektonik (Campbell & Taylor 1983). Uniformitarianismen som först myntades av Lyell, 1830, har varit till stor nytta för geologin de senaste två århundrandena, med ledorden ”the present is the key to the past” (Kuznetsov 2011). Denna princip har hjälpt oss tolka tektoniska processer för stora delar av den geologiska tidskalan. Plattektoniska förlopp formar idag vår jord genom vulkanism, relaterad till divergens och konvergens, samt bergskedjebildningar, såsom vid kontinentalkollisioner. Hur länge plattektoniken verkat så som i modern tid, hur den uppstod, samt i vilken grad den förändrats över tid är kontroversiellt och diskuteras i denna uppsats. Vilka typiska indikatorer finns specifikt för plattektoniska processer i modern tid ? Vilka metoder och indicier kan man använda sig av för att påvisa äldre typer av plattektonik? Vad finns det för argument för, respektive emot olika hypoteser? 3 Metod För att få en översiktlig uppfattning om forskarvärldens syn på frågeställningen, har jag utgått från Nicholas Arndts artikel, Formation and evolution of the Continental Crust, samt grundläggande studielitteratur, Marshaks Earth och Kleins & Philpotts Earth Materials. Därefter analyserades de forskares åsikter som presenterades, framförallt i Arndts publikation. Jag har läst ett begränsat urval av artiklar för att täcka en så god representation av allas tolkningar som möjligt. För ytterligare fördjupningar söktes resterande artiklar fram via LubSearch. Viss litteratur har jag valt i samråd med min handledare Anders Scherstén, gällande val av publikationer. 2 Problemställning Hur länge har plattektoniken verkat, hur uppkom den och hur såg Jorden ut innan dess? Frågor som ingen har konkreta svar på, men något som ockuperar många forskare inom geologin. Trots att frågorna är tämligen simpla och basala är det inte lika lätt att finna svar. Om plattektoniken har en början, måste det funnits en tid i Jordens historia där processerna skiljt sig markant från de vi känner idag. Tolkningarna om hur länge modern plattektonik har verkat i Jordens historia splittrar forskarvärlden. För att kunna ge en förenklad inblick i aktuella rön och tolkningar, har jag formulerat följande problemställning som jag kommer avhandla i denna rapport: 4 Det moderna plattektonikparadigmet Inledningsvis är det viktigt att definiera vad plattektonik är, samt vilka processer som är karakteristiska. För att kunna förstå och spåra tektoniska processer tillbaks i tiden krävs det att man först studerar de moderna processerna (fig. 1) som fungerar som analogier bakåt i tiden. Det finns tre primära processer som leder till nybildande av jordskorpa, varav två är direkt kopplade till plattektoniska processer. Den första är smälta till följd av dekompression vid spridningszoner. Litosfären vid spridningsryggar tunnas ut och rifter bildas vid ytan då plattorna glider isär och astenosofisk man- Hur definierar man plattektonik? Fig. 1. De två huvudsakliga konsekvenserna av plattektonik, divergens och konvergens ger upphov till en rad processer på Jorden, några vilka illustreras ovan. Från (Britannica 2007) 7 tel stiger underifrån. Smältan som främst bildas av partiell uppsmältning av mantelperidotit bildas utan tillförsel av extern värme (adiabatisk uppsmältning) (fig. 2). 5 Moderna analogier I modern tid finner vi spår av plattektoniska processer, unika för plattektonik. Den första konsekvensen av plattektonik som uppmärksammades var kontinentaldrift. Det kan man se tecken på ur det fossila arkivet tillbaka till Neoproterozoikum, där arter specifika för ett visst område återfinns på flera kontinenter (Stern 2008). En konsekvens av kontinentuppsprickning relaterad till plattektoniska processer. Ett annat direkt spår är den remanenta magnetism som bildas vid oceanbottenspridning, då polerna växlar lämnas ett distinkt randigt magnetiskt mönster progressivt för oceanbotten. På grund av subduktionssprocesser bevaras dock inte oceanjordskorpa som är äldre än ca 200 Ma (Marshak 2012). Därmed försvinner också många viktiga bevis för plattektonik som är kopplade till oceanbottenskorpa. Dock förekommer det flertalet andra bergarter som är unika för plattektoniska processer, och som kan fungera som analogier för plattektoniska processer i äldre skorpa. Några av de här analogierna kommer jag behandla nedan, däribland högtrycksmetamorfa bergarter som är specifika för subduktionsprocesser, samt ofioliter som är bevarad relik oceanjordskorpa. Med dessa moderna analogier till hjälp kan vi säkert spåra plattektoniken bakåt i tiden. Fig. 2. Illustrationen över de tre förlopp som kan skapa smälta av mantelperidot i jordskorpan. Adiabatisk uppsmältning (B), höjd temperatur (A), fluidanrikning (C). Från (Klein & Philpotts 2012). Uppsmältning sker också vid konvergenta plattgränser där fluidanrikning av manteln över en subducerande platta sänker solidus (fig. 2). Den (delvis) hydrotermalt omvandlade oceanbottenskorpan från en spridninsgsrygg såsom beskrivits ovan sjunker ned i manteln, delvis på grund av densiteten som är högre än underliggande mantel. När trycket ökar frigörs fluider på grund av metamorf rekristallisation av hydrerade mineral. På så vis nås den vattenmättade solidus i den överliggande manteln (fig. 2). Den tredje är då temperaturen höjs, så att mantelperidotit når sin smältpunkt, något som främst sker vid hot spots (Klein & Philpotts 2012). Av de tre magmatiska processerna som beskrivits ovan, kan magmatism vid divergenta och konvergenta plattgränser kopplas till tre processer som också anses drivande för plattektoniken, mantelkonvektion, ridge push och slab pull (Marshak 2012). Det som framförallt driver modern plattektonik är djup subduktion då den skapar mantelkonvektion som i sin tur leder till nybildande oceanbottenspridning (Stern 2008). Plattektoniken är ett resultat av densitetskontrasten från den oceana jordskorpan som glider bort från mittoceana spridningsryggar (MORB), genom ridge push och som senare sjunker vid subduktionszoner. Då den oceana jordskorpan bildas av basaltisk magma är den varm och har en hög flytförmåga p.g.a. att den har en lägre densitet än astenosfären. Efterhand som den åldras och progressivt rör sig från sitt ursprung vid MORBs, svalnar den och blir tyngre än den underliggande astenosfären. I modern tid tar detta ca 20-40 miljoner år och kallas bouyancy crossover time (Stern 2008). Subducerande litosfär styr plattrörelser på två vis, (1) genom att dra plattan vid ytan (slab pull) och (2) genom att skapa en regional mantelnsänkning (slab suction) (Conrad & Lithgow-Bertelloni 2002). 5.1 Högtrycksmetamorfa bergarter Många högtrycksmetamorfa bergarter är distinkta för subduktionszoner, då ingen annan känd process ger upphov till dessa specifika tryck- och temperaturförhållanden. Denna högtrycksserie inkluderar prehnitpumpelit-, blåskiffer- och eklogitfacies. Det finns även mellanliggande facies, som inte är lika tydligt avgränsade (fig. 3) (Klein & Philpotts 2012). Nedan behandlas några metamorfa plattektoniska indikatorer, som kan användas för att spåra plattektoniska processer bakåt i tiden. 5.1.1 Ultra-high pressure (UHP) I sällsynta fall har skorpa som subducerats upp till ca 100 km djup, åter lyfts upp till jordytan. På dessa stora djup sker så kallad ultrahögtrycksmetamorfos (UHPmetamorfos); d.v.s. extrema tryck och förhållandevis låga temperaturer. Vid UHP-metamorfos bildas SiO2polymorfen coesit istället för kvarts. UHP-bergarter är ett relativt nyupptäckt fenomen och man har bara känt till deras signifikans i ca 15 år (Condie & Kröner 2008). Vissa UHP-facies innehåller diamanter, vilket indikerar djup nära 200 km (Klein & Philpotts 2012), det vill säga metamorfa förhållanden på ca 700 - 900° C och >3 – 4 GPa (Condie & Kröner 2008). Den äldsta diamantbärande UHP associationen ligger i Kazakstan, där diamant och coesitisk paragnejs har subducerats till ca 120 km djup, 530 Ma (Condie & Kröner 2008). Metamorfa bergarter som undergår UHPmetamorfos delas in i tre klasser, baserat på deras karakteristiska metamorfa facies: 8 5.1.3 HPM-UHPM; high-pressure metamorphism och ultrahigh-pressure metamorphism. Karakteriseras av lawsonitblåskiffer- till lawsoniteklogitfacies, samt blåskiffer- till eklogit-, till UHPfacies. E-HPGM; Eclogite-high-pressure granulite metamorphism. Karakteriseras av facies som når toppen för tryck/temperatur i högtryck granulitfacies, där max tryck och temperatur nås relativt simultant.. G-UHTM; Granulite facies ultrahightemperature metamorphism. Karakteriseras av granulitfacies som kan nå ultrahöga temperaturmetamorfa förhållanden (Brown 2008). Blåskiffer är fragmenterad oceanisk jordskorpa som är metamorft omkristalliserad på 40-60 km djup och vid låga temperaturer (<500°C), d.v.s. karakteristiska förhållanden för subduktionsmiljöer (Stern 2013). De äldsta blåskiffrarna är Neoproterozoiska (Stern 2008) och återfinns i Asien, i Jiangnanbältet i södra Kina, 900 Ma (Shu & Charvet 1996). Blåskiffer som överlagras av Neoproterozoiska Ediacariska (<600 Ma) sediment, finns i Aksugruppen, i västra Kina (Maruyama et al. 1996). Även Ediacarisk mélange innehållande blåskiffer, finns i Bou Azzer, AntiAtlasbergen i Marocko (Hefferan et al. 2002). Dessa fynd är i sammanhanget icke kontroversiella. I Sydafrika har man funnit 3.2 Ga metamorfa bergarter som kristalliserat vid högt tryck och förhållandevis låg temperatur. Här bör man kunna hitta blåskiffrar om de existerade under denna period (Condie & Kröner 2008). En av anledningarna till att blåskiffrar inte återfinns i äldre berggrund skulle kunna vara p.g.a. en hetare mantel under Arkeikum enligt vissa forskare. En högre manteltemperatur skulle kunna försena, alternativt förhindra upplyftningsprocessen vilket skulle förklara avsaknaden av blåskiffer enligt (Condie & Kröner 2008). Enligt (Stern 2005) kan man dra slutsatsen att avsaknaden av blåskiffer och UHP-bergarter äldre än 1 Ga är ett viktigt bevis för tidpunkten när modern subduktion inleddes. Däremot anser andra att frånvaron av Arkeiska spår, likt de moderna, beror på att den Arkeiska Jorden var värmare och att subduktionsgeotermen inte nådde stabilitet i blåskifferfacies (Condie & Kröner 2008). Mer om detta behandlas i avsnittet geokemi. Sammanfattningsvis har inga UHP-bergarter äldre än Kambrium hittats, men nya upptäckter görs ständigt och det är mycket möjligt att äldre associationer kommer upptäckas framöver (Stern 2008). UHP-bergarter kan i dagsläget enbart förklaras med aktiv subduktion likt den som pågår idag, och utgör en stark indikator för modern plattektonik. I sammanhanget kan tilläggas att de unga åldrarna är okontroversiella då det råder koncensus kring att modern plattektonik verkade under Kambrium. 5.1.2 Eklogit Eklogit kan användas som en petrotektonisk indikator. Problemet med eklogit, är dock att den även förekommer vid icke-plattektoniska processer. Eklogit utgörs av metabasalt och metagabbros, som kan delas in tre större grupper, baserad på innehållet av pyrop (MgAlgranat): Eklogitxenoliter, granat i kimberlit, basalt eller ultramafiska bergarter (<55% MgAl-granat). Eklogitlinser i migmatiserade gnejser (30-55% MgAl-granat) Eklogitlinser inom alpina metamorfa bergarter (<30% MgAl-granat) Blåskiffer Jadeitinnehållet i pyroxen ökar successivt för de två första grupperna, samtidigt som diopsid (CaMgpyroxen) minskar. Skillnaden i Ca-Mg för granatpyroxen i eklogiter av samma bulkkomposition, indikerar ett brett temperaturintervall under kristallisering. För att identifiera bakomliggande process krävs att man studerar dem geokemist. Specifika eklogiter kan användas som indikatorer för subduktionsmiljöer, speciellt den tredje nämnda gruppen ovan, med <30 % Mg-Al-granat (Stern 2008). Vad som kan klassificeras som tektoniska eklogitindikatorer, är inte helt definierat i nuläget. Dock så är ovan nämnda grupp, samt lawsonitbärande eklogiter, klara indikatorer för subduktionsprocesser (Tsujimori et al. 2006). Fig. 3.. Diagram över de olika metamorfa facies och deras tryck/temperatur förhållanden. Från (Hacker 2015) 9 5.1.4 Plate Tectonic Gemstones Rubin, som är en variant av korund (Al203), med spårelement av krom, bildas under amfibolit- samt granulitfacies (fig. 3), alternativt vid smälta av Al-rika och Si-fattiga protoliter, på 10 – 40 km djup. Förhållanden som kan uppstå vid passiva plattgränser, då karbonater och skiffer transporteras ner p.g.a. subduktion vid kontinentkollisioner (fig. 4). Därför är rubin en tämligen bra indikator för kontinentkollisoner. De flesta rubinförekomsterna är av Ediacarisk-Kambrisk (Östafrika-Antarktisorogenesen) och Kenozoisk ålder (Himalaya) (Stern et al. 2013). Det finns även tre äldre förekomster av rubin. Dessa är Mesoproterozoisk, Paleoproterozoisk, samt Arkeisk ålder (fig. 5) (Stern et al. 2013). Jag har inte lyckats följa upp var dessa data kommer ifrån p.g.a. bristfällig referenshantering från Stern. Vidare har jag ingen information om lokaler för nämnda förekomster, annat än en Arkeisk rubinförekomst i ett anortositkomplex vid Fiskenæsset, PTG eller plate tectonic gemstones, är en term som myntades av (Stern et al. 2013), för jadeit och rubin. PTGs är en relativt ny plattektonisk indikator, och har hittats i främst yngre bergarter men även Neoproterozoiska. De anses vara goda indikatorer för kontinentkollisioner enligt Stern, på grund av att deras djupa bildningsmiljö, potentiellt minskar risken för att arkivet skulle erodera bort. Ädelstenarna jadeit och rubin, bildas generellt som resultatet av subduktion, respektive kontinentkollision (Stern et al. 2013). Jade av jadeit, NaAlSi2O6, bildas när superkritiska fluider frigörs från den subducerande oceanskorpan i samband med metamorfos. Då bildas smälta i den ovanliggande mantelkilen, på 20 – 120 km djup (fig. 4). Jadeitfynd utmärker sig därför på så vis att det indikerar tidigare subduktionszoner, som lyfts upp (Stern et al. 2013). Fig. 4. Illustration över karakteristiska tektoniska miljöer för PTGs. A: Subduktionszon av oceanskorpa, där jadeit bildas tillsammans med andra indikatorer, såsom blåskiffer och eklogit. B: Kontinentalkollisonszon där indikatorn rubin bildas, men även UHPs. Från (Stern et al. 2013). 10 sydvästra Grönland (Rohtert & Ritchie 2006). Vilket jag antar vara en av de nämnda associationer som Stern flyktigt nämner och inte vill väga som bevis av okänd anledning (Stern et al. 2013). drag. Den döende oceana spridningsryggen initieras för subduktion. Därefter sker en inversion av den passiva plattkanten och kontinetalsubduktionen. Det bildas en tektonisk kil av sediment. Så småningom nås ett maximalt subduktionsdjup för den lättare kontinentskorpan (Fig. 6), och en upplyftning av Nya Kaledonien-orogenesen ger en avsnörpning och överskjutning av oceanjordskorpan, som hamnar ovan och bakom den upplyfta kontinentalkanten (Fig. 6). En komplett ofiolit (fig. 7) består uppifrån och ned av pelagiska sediment, kuddlava, sheeted dikes, gabbro och tektoniserade ultramafiska komponenter (harzburgit och lherzolit) (Stern 2008). Lherzolit är juvenil, opåverkad mantel och harzburgit är restmaterial som bildas genom partiell uppsmältning av lherzoliten (Winter 2014). Dock, saknar många ofioliter en eller flera av de komponenter som bör ingå. Helt kompletta stratigrafier är sällsynta (Dilek 2003). Det finns bestämda krav för vilka stratigrafiska komponenter som skall finnas för en ofiolitsekvens. Dessa kriterier är; Tholeitisk kuddbasalt, med urlakade koncentrationer av sällsynta jordartsmetaller (REE) (fig. 8), gabbro och ultramafiska bergarter (t ex. harzburgit) ofta med Cr- rika spineller (Stern 2008). Fig. 5. Diagrammet visar förekomst av identifierade petrotektoniska indikatorer med avseende på ålder och antal. Modifierad från (Stern 2013) 5.2. Ofioliter Ofioliter är relik oceanjordskorpa, som transporterats upp på kontinentaljordskorpa genom obduktion (Klein & Philpotts 2012). De är goda indikatorer för tektoniska processer, då ofioliter åskådliggör två plattektoniska processer. Oceanbottenspridning som bildar den krustala oceanbottenstratigrafin, samt konvergens, som obducerar den på en kontinental jordskorpa (Klein & Philpotts 2012). Obduktion myntades 1971, med innebörden överskjutning och isolering av ocean jordskorpa, över den kontinentala jordskorpan, vid subduktionszoner. Hur obduktionsförloppet går till är i dagsläget inte i detalj helt fastställt. För att en ofiolit ska kunna obduceras, måste någon form av avsnörpning av den oceana jordskorpan ske, sådan att den tyngre oceana jordskorpan kan skjutas upp på den lättare kontinentala jordskorpan (Dewey & Bird 1971; Dewey 1976). Ett exempel, på hur en ofiolitobduktion kan gå till enligt (Lagabrielle et al. 2013) ses i figur 6. Den beskriver Nya Kaledonien-ofiolitens obduktionsförlopp. Det är ett invecklat förlopp, men beskrivs här i stora 5.2.1 Troodos, Cypern Ofiolitkomplexet på Troodos anses vara den mest kompletta, bäst bevarade och studerade ofioliten i världen. Den bildades under senkretaceisk tid, ca 90 Ma. Troodosofioliten är ett stycke av en fullständig oceanbottenskorpa, vilket gör den unik. Troodosofioliten består av följande stratigrafiska enheter: Plutoniska komplex, intrusiva bergarter, vulkaniska lavaserier och kemiska sediment (fig. 9). Mantelsekvensen utgörs till största delen av harzburgit och dunit, där 50-80 % av de ursprungliga mineralen omvandlats till serpentin. De huvudsakliga kumulativa bergarterna är dunit (med eller utan Cr-associationer), wehrlit, pyroxen, gabbro, samt plagiogranit som förekommer i mindre utsträckning. Fig. 6. Obduktionsförloppet för bildandet av Nya Kaledonienofioliten, Cypern. Modifierad från (Lagabrielle et al. 2013). 11 Fig. 7. En ideal stratigrafisk ofiolit. Modifierad från (Coleman 1977, Ehlers & Blatt 1982) Intrusiva bergarter är sheeted dikes komplex och diabas med en basalt-doleritisk sammansättning. Ovanliggande sheeted dikes är två serier av kuddlavor och magmaflöden, tolkad som resultatet av submarin vulkanisk aktivitet. Kuddlavorna har en sfärisk till ellipsoid form, med en diameter på 30-70 cm. Mellan dessa två sekvenser, kuddlavorna och sheeted dikeskomplexet, finns en övergångszon, kallad Basal Group. Den domineras av sheeted dikes med mindre förekomster av kuddlava. Ovanliggande är pelagiska och kemiska sediment (umber). De var de första sedimenten att deponeras ovanpå ofioliten som ett resultat av hydrotermal aktivitet och sedimentation (Cyprus Geological Survey 2015). Fig. 9. Illustration av Troodoskomplexets ofiolitstratigrafi. Från (Morris) ningsfråga om de representerar en ”ofiolit”, d.v.s. en restprodukt av plattektonik. Det finns några allmänt erkända ofioliter som uppfyller (Anonymous 1972) kriterier för en komplett ofiolitstratigrafi, Purtuniqofioliten i Kanada (Scott et al. 1992) och Jormuaofioliten i Finland (Peltonen et al. 1998). Dessa två förekomster är båda daterade till ca 2 Ga. Vidare har delar av ett Arkeiskt greenstonekomplex tolkats som en ofiolit, men detta är kontroversiellt och diskuteras under Isua-komplexet längre ner. 5.2.2.1 Purtuniqofioliten i Cape Smith Belt, norra Quebec, Kanada. Ofioliten består av två separata magmasviter, med olika isotopsignatur. Den äldre består av kuddlava och vulkaniska bergarter, sheeted dikes, gabbro och enstaka plagiogranit (fraktionerad restsmälta av tholeitisk basalt). Denna över 5km tjocka tholeitiska svit, har daterats till 1998 Ma. Den kemiska sammansättningen påminner om modern MORB. Den yngre sviten är drygt 4km och består av sheeted dikes och ultramafiska till mafiska kumulativa bergarter. Dessa liknar de tholeitiska bergarter som återfinns i moderna plymgenererade oceanic islands, t.ex. Hawaii (Scott et al. 1992). Purtuniqofioliten saknar dock tektoniserad harzburgit och lherzolit. Något som återfinns bland de yngre Fanerozoiska ofioliterna och anses representera obducerat mantelmaterial. Då detta ännu inte har identifierats är Portuniq bland vissa forskare något kontroversiell (Scott et al. 1992). Fig. 8. Diagram som visar den relativa urlakningen av lantanoider för MORB (grön), gentemot en OIB (rosa) och den vanliga krustala skorpan (lila). Efter data från (Sun & McDonough 1989) 5.2.2 Purtuniqofioliten Äldre ofioliter Ofioliter påträffas frekvent under Fanerozoikum och även i Neoproterozoikum (fig. 10). Äldre ofioliter är sällsynta och ofta kontroversiella (Stern 2008). Detta p.g.a. att de inte är kompletta eller att de inte har fullständiga moderna analogier och därför, är en tolk- 5.2.2.2 Jormuaofioliten Endast ett fåtal äldre ofiolitkomplex, uppfyller de stratigrafiska kraven enligt (Anonymous 1972), men Jor12 Fig. 10. Förekomst av ofioliter under geologisk tid. Modifierad efter (Stern 2013). muaofioliten är den enda av dessa som har en bevarad mantelsektion (fig. 11; (Scott et al. 1992). Jormuaofioliten, som är belägen i nordöstra Finland har daterats till ca 1,95 Ga. Dess krustala del är ovanligt tunn. Manteltemperaturen som var högre under Proterozoikum, borde ha gett upphov till en högre grad av uppsmältning och därtill en tjockare krustal del. Det faktum att den krustala sektionen ändå är relativt tunn, skulle kunna bero på tektonisering. Något som skulle styrka trovärdigheten för en ofiolitisk tolkning. Den petrogena kopplingen mellan krustal- och mantelenheter är distinkt p.g.a. av överflödet av basaltiska dikes, vilka penetrerar mantelperidot och ökar successivt mot sheeted dikeskomplexet (Peltonen et al. 1998). Liknande petrografisk stratigrafi återfinns vid oceanskorpa för långsamma spridningsryggar eller små oceana bassänger. Ofioliten har baserat på stratigrafi och geokemi, tolkats vara en Röda havet-typ av oceanskorpa. Den anses vara relaterad till riftning i samband en kontinentuppsprickning 1,95 Ga (Peltonen et al. 1996). 5.2.2.3 Isua-komplexet Det spekuleras stundtals kring om huruvida Arkeiska ofioliter tros ha funnits. Dessa exempel är kontroversiella då vissa stratigrafiska komponenter saknas och eller är annorlunda gentemot den moderna mallen. Exempelvis har ett Paleoarkeiskt (3,8 Ga) sheeted dikes komplex från Isuaområdet i sydvästra Grönland tolkats som en ofiolit av (Furnes et al. 2007). Det skulle innebära en direkt koppling till plattektonik vid 3,8 Ga om tolkningen är korrekt. Tolkningen av (Furnes et al. 2007) är dock starkt ifrågasatt, ex. (Nutman & Friend 2007). Isua-komplexet är ett bågformat bälte 35 km långt och 2,5 km tjockt, som innehåller en mängd olika magmatiska och sedimentära enheter (fig. 12). Materialet är starkt deformerat och metamorft omkristallise- Fig. 11. Illustration över Jormuakomplexets stratigrafi. Från (Peltonen et al. 1998). 13 rat i amfibolitfacies. Huvudbergarter är amfibolitisk metabasalt, metagabbro och ultramafiska associationer med metapeliter, hornfäls, BIFs och felsiskt material, bevarat inom det omkringliggande plutoner av gnejs. De mafiska kuddlavorna har en boninitisk geokemisk signatur (Polat et al. 2002), vilket normalt är associerat med subduktionszoner. I arkeiska grönskifferbälten är det en avsaknad av kompletta ofiolitstratigrafiska enheter (speciellt sheeted dikes och gabbros), vilket gör att många inte tror att det finns ofioliter för denna del av jordens historia (Hamilton 1998). ten efter det rådande magnetfältets riktning. Detta kallas remanent magnetism och finns kvar som ett ”fotavtryck” från kristalliseringstiden (Bylund 2015). Curietemperaturen (då den remanenta magnetismen nollställs) för de två vanligaste mineralen, magnetit och hematit, är 580° C respektive 675° C. Uppskattningsvis inom amfibolitfacies. Det geomagnetiska fältet har existerat likt vårt moderna magnetfält under Fanerozoisk och Proterozoisk tid, variationer i styrka är däremot något osäkra. Denna form av uniforma ”geodynamo” ligger därför som grund för en stabil tolkningsram för att jämföra äldre kratoners relativa rörelser (Evans & Pisarevsky 2008). Genom att analysera bergarter av olika ålder från en kraton, kan man rekonstruera kratonens rotationer och latitudförändringar över tid. Jämfört med två eller fler kratoner kan olika blockrörelser urskiljas (Cawood et al. 2006). En analysmetod bygger på intakta sammanslagningar av kratoner som har bevarats. Vid sammanslagningen får de en ny remanent magnetism. När de sedan skiljs från varandra och krockar med en ny kraton få de vid den kontaktpunkten ytterligare ett nytt ”fotavtryck”. Så länge kratonerna har rört sig tillsammans, har de samma skenbara paleomagnetiska polmigration (APW) och därav kan man indirekt bestämma dess individuella rörelser (fig. 13) (Evans & Pisarevsky 2008). Sammantaget implicerar detta laterala plattrörelser, vilket är en indikation på någon form av plattektonik. Däremot säger paleomagnetismen inget om plattektoniska processer i sig. Det finns några problem som gör det svårt att spåra dess rörelser långt tillbaka i tiden. Det första är p.g.a. superparamagnetic relaxation, som kan nollställa den remanenta magnetismen under Curie-punkten. Något som beror på förlängd tektonotermisk aktivitet. Det andra är att för en lyckad rekonstruktion av relativ plattrörelse mellan två Arkeiska kontinentalblock, krävs det att man lyckas identifiera bevarade bergarter med överensstämmande ålder vilket blir svårare ju längre tillbaks i tiden vi kommer (Evans & Pisarevsky 2008). Evans och Pisarevsky anser sig kunna spåra kratonska rörelsemönster från ca 2680 Ma, men hänvisar till viss osäkerhet gällande APW. Tillfredställande bevis finns för plattektonik i form av divergens och konvergens, mellan Laurentia och Baltica, 1265-1750 Ma (Evans & Pisarevsky 2008). Paleomagnetism bygger precis som med all annan forskning på hög-kvalitativ data, något som med åren beräknas öka i samband med fortsatt forskning. Evans och Pisarevsky tror att man tillförlitligt kommer kunna datera arkeiska kratoner till åtminstone 2700 Ma. De hänvisar även till ett pågående forskningsprojekt för 2,8 – 3,5 Ga vulkaniska sedimentära successioner för Kaapvaal- och Pilbarakratonen, som anses ha goda förutsättningar för eventuella remanenta spår (Evans & Pisarevsky 2008). Man vet att det geomagnetiska fältet har existerat i minst 3,5 Ga (Heller et al. 2002), så förutsättningarna finns (Cawood et al. 2006). Fig. 12. Geologisk illustration över den västra delen av Isua. Från (Nutman & Friend 2007). 6. Längre tillbaks i tiden—inga fullständiga moderna analogier Här tar våra direkta bevis slut, de vi kan dra moderna paralleller till åtminstone. För att spåra processer ännu längre tillbaka i tiden så får man använda sig av indirekta metoder, vilka har ett svagare bevisvärde då de kan representera olika tektoniska miljöer eller processer. Dessa är naturligtvis mer osäkra än en ”modern analogi” och kräver större mått av tolkning för att påvisa plattektoniska processer. Jag behandlar några av dessa indirekta metoder nedan. Paleomagnetism, som bygger på att bergarten har en specifik remanent magnetism som kan användas för att spåra lateral spridningsrörelse. Geokemi, där man analyserar materialets kemiska komposition för att tolka dess ursprung och på så vis, dess processer. 6.1 Paleomagnetism När magmatiska bergarter kristalliserar, orienterar sig de ferromagnetiska mineralen (t.ex. magnetit) i bergar14 Fig. 13. Förenklad illustration av det paleomagnetiska arkivet, för superkontinentsammanslagning och uppsplittring av kratonerna A, B och C. Tiden ökar åt höger. Kollision sker vid t1 och t2, uppbrytning vid t4. Den relativa graden av spridning, illustreras i vertikal utbredning (utan att ta hänsyn till eventuella lokala, rotationella komponenter sinsemellan). Från (Evans & Pisarevsky 2008). 6.2 Geokemi När vi inte hittar några direkta analogier längre tillbaks i tiden, kan man istället studera geokemiska processer. Det bygger på att man kan koppla en geokemisk signatur till en specifik process, i vårt fall för plattektoniska processer. Tillförlitligheten beror på vad man studerar och hur specifik proxyn är som man vill koppla till en process, men metoden får betraktas som relativt spekulativ. Kalkalkalin magmatism finner vi i modern tid främst i subduktionszoner, speciellt kontinentsubduktion (Arndt 2013). Den kalkalkalina magmaserien skiljer sig åt från den tholeitiska, som är relaterad till divergens och hot spots. Den tholeitiska magmaserien har en relativ anrikning av järn gentemot den mer alkali-rika kalkalkalina serien (fig. 14) (Klein & Philpotts 2012). Den kalkalkalina serien kan bl. a. producera andesit, dacit, diorit och rhyolit, från basaltisk magma. Då kalkalkalina bergarter generellt endast bildas vid subduktionszoner (fluidisering krävs), kan man koppla dess förekomst till subduktion. Den äldsta kalkalkalina associationen vi i dagsläget känner till är Pilbara kratonen som är 3,5 – 3,3 Ga (Bickle et al. 1993). Den äldsta andesitiska förekomsten finner vi i ett greenstone belt, i den sydöstra delen av den Fennoscandiska skölden (Svetov 2002). De komponenterna som byggde upp Jordens första kontinentaljordskorpa var magmatiska bergarter med Fig. 14. Raw-data från nordatlantiska kratonen, visar segregation för tholeitiska respektive kalkalkalina bergarter. Efter data från (Irvine & Barragar 1971). 15 en tonalit-trondhjemit-granodioritisk bulksammansättning (TTGs). TTGs anses av många bildas från uppsmältning av hydrerad oceanjordskorpa vid subduktionszoner. Alternativa modeller argumenterar för att de skulle ha bildas vid uppsmältning av en tjockare oceanjordskorpa (Nagel et al. 2012). Termodynamiska simuleringar har gjorts med slutsatsen att dessa TTGs troligtvis har bildats genom uppsmältning av tektoniskt förtjockad mafisk island-arc-crust (Nagel et al. 2012). tillväxt, utan perioder av ökad bevarelsekapacitet av den kontinentala jordskorpan. Något som Hawkesworth har illustrerat och kopplat till superkontinenter (fig. 16). Då bevaringspotentialen anses vara högre post-kollisonsevent, såsom vid superkontinenter, gentemot subduktion eller extensionsrelaterad magmabildning (Hawkesworth et al. 2010). 6.2.1. Zirkoner Tittar man på zirkonåldrar finner man att dessa inte är uniformt fördelade. Vid 2,7 Ga till 1,1 Ga syns utmärkande toppar av zirkonförekomster (fig. 15)(Arndt 2013). Dessa toppar har återskapats m.h.a. data från samtliga kontinenter och U-Pb dateringar. Topparna syns både i solida bergartsprov från granitoider och sedimentära detritala zirkoner från större floder. Något som antas vara en god representation för den kontinentala skorpan, fri från större bias. (Condie et al. 2011) har sammanställt en kompilation för U-Pb zirkondatering från orogena granitoider och detritala zirkoner som illustreras i figuren. Enligt (Arndt 2013), kan man urskilja 5-7 toppar, samt mellanliggande tråg med betydligt mindre data. Fig. 16. Diagrammet illustrerar hur krusta kan bevaras vid kollisionsorogenseser. För subduktionsmiljöer är det en stor tillförsel av nybildad magma men så är även bortforslingen. Vid kollision anses bevaringspotentialen vara som högst. Från (Hawkesworth et al. 2010). Argumentet för denna teori är att är att zirkontopparna sammanfaller med åldrarna för superkontinenter. Arndt menar att dessa korrelationer inte är tillräckligt säkerställda och att de äldre (<1.9 Ga) superkontinenternas åldrar är högst osäkra med dagens data (Arndt 2013). Arndt förespråkar den första teorin och hänvisar till korrelationen mellan U-Pb ålderstopparna och superplymer, som ger upphov till LIPs, large igneus provinces. Enligt (Bleeker 2003) diagram (fig. 17), anländer superplymer precis innan varje zirkontopp. Denna hypotes har stöd av många forskare (Ernst & Buchan 2001; Arndt 2013). Sammanfattningsvis är den första teorin som anser att zirkontopparna representerar ökad krustaltillväxt inte nödvändigtvis plattektoniskt relaterad (ex. superplymer) men tolkas av många som indicier för en accelererad plattspridning. Den andra teorin bygger på att zirkontopparna speglar superkontinentcykler, och förutsatt att man accepterar teorin kan vi i så fall spåra plattektoniska processer tillbaks till 2,7 Ga. Fig. 15. Distribution av U-Pb-datering av zirkoner, detritala zirkoner (blå, svart och grön) samt orogenena zirkoner (svart). I övre delen av diagrammet visas uppskattade superkontinenter. Modifierad efter (Bradley 2011; Condie et al. 2011). Topparnas förekomster i fig. 15, har i nuläget två olika teorier. Den första tolkar det som episoder av ökad krustaltillväxt, till följd av ökad mantelkonvektion. Vad den ökade krustalakreationen beror på, finns de tre tänkbara scenarier. Superplymer från manteln, återvunnen mantel p.g.a. slab avalanches, eller perioder av accelererad plattspridning och subduktion. Den andra teorin är att zirkontopparna återspeglar sammanslagningar och bildandet av superkontinenter, dvs. den globala plattektonikcykeln. För denna teori tänker man sig att topparna inte beror på ökad krustal- 6.2.2. Jack Hills zirkoner Den äldsta jordskorpan som det finns spår av bildades under jordens första 500 Ma, den Hadeiska tidsperioden som vi har ytterst lite data från. De spår vi har är i form av zirkoner, främst från två områden i västra Australien. Kunskapen vi besitter från denna period är till stor del spekulation och kvalificerade gissningar, 16 ligt mer material (Arndt 2013). Däremot anser Arndt att det är anmärkningsvärt att någon form av jordskorpa överhuvudtaget har bevarats från Hadeikum. Åsikten grundas på det faktum att manteln var varmare och var utsatt för kraftig konvektion, därtill utsattes jorden även för kraftiga meteoritnedslag (Arndt 2013). I en publikation av (Arndt & Chauvel 1991) refererande till Jack Hillszirkonerna, sades följande “The fact that such old zircons constitute 2 % of the zircon population in a sediment deposited some 1 Ga after they formed is astonishing: either there was a remarkable preservation mechanism that enabled these zircons to survive for a billion years at the surface of an unstable early Earth, or the source of the old zircons was abundant and voluminous. Since the most likely platform that could have preserved the zircons is buoyant, low density, felsic crust, the very existence of old zircons is strong evidence that voluminous felsic material in one form or another existed on the Hadean Earth.” (Arndt & Chauvel 1991). Vidare råder fortfarande stor osäkert om denna period, och debatten fortgår. Det faktum att den begränsade data som existerar, också är extremt komplex och svårtolkad gör inte det lättare att göra en tillförlitlig bedömning. Zirkonerna består av flera olika ålderszoneringar (fig. 18), vilket gör att isotopanalyser blir svårtolkade (Valley et al. 2002; Harrison et al. 2008; Arndt 2013). Fig. 17. Bleekers sammanställning av krustaltillväxt, tiden för superkontinenternas sammanslagning och uppsprickning, samt förekomsten av superplymer. De rosa banden avser zirkonernas åldertoppar, från U-Pb-datering. Från (Bleeker 2003). 6.2.3. Inget vatten—inga granitoider; Subduktion? baserat på geokemiska analyser av små kristaller och ibland kristallfraktioner. Detta är möjligt tack vare moderna mikroanalystekniker. Zirkonerna har daterats till hela ca 4,2 Ga. Vissa menar att Hadeiska zirkoner enbart kristalliserar i granitisk magma (Harrison et al. 2008; Arndt 2013), vilket om man väljer att acceptera detta skulle innebära att de 4,2 Ga zirkonerna, direkt kan kopplas till 4,2 Ga granitoider (Arndt 2013). De bortser helt från att zirkonerna skulle ha ett mafiskt ursprung (ex. gabbros) baserat på modellerad kristalliseringstemperatur (Harrison et al. 2008). Detta är ytterst spekulativt. Vidare menar bl.a. Harrison att om zirkonerna kristalliserade i granitoider måste kontinenter existerat (Harrison et al. 2008). Vatten är essentiellt för att bilda granitoider och därigenom även bildandet av kontinenter (Campbell & Taylor 1983). Emellertid konstaterade Steve Moorbath att ”One swallow does not necessarily make a summer, and four zircon grains from a single quartzite sample do not necessarily make a continent” (Moorbath 1983). Sedan dess har fler zirkoner äldre än 4 Ga funnits i Jack Hills och i andra delar av världen (Arndt 2013). Zirkoner av Hadeiskt ursprung har funnits i Acastagnejsen (Iizuka et al. 2006), i Beartooth Mountains, Amerika (Maier et al. 2012), samt diverse förekomster i Kina (Geng et al. 2012; Cui et al. 2013). Detta är fortfarande väldigt lite data enligt Arndt och om det fanns kontinenter vid denna tidpunkt, bör det existera betyd- Utifrån syreisotopanalyser menar (Valley et al. 2002) att det fanns flytande vatten under Hadeikum. Därmed skulle eventuellt oceaner ha existerat, vilket i sin tur skulle kunna ge upphov till någon form av subduktion. Detta baseras på höga δ18O-värden från bl.a. ovan nämnda Jack Hills zirkoner, där isotopvärdena är konstanta för hela Arkeikum, 4,4 – 2,6 Ga (Valley et al. 2002). Innan denna tidpunkt bör det ha cirkulerat vatten via manteln, för att granitoider eller sub-felsiska mineral ska ha kunnat bildas. Det mest effektiva sättet för att ”fluxa” manteln i modern tid, är med subduktion av hydrerad basalt och sediment (Arndt 2013). På senare tid har forskare upptäckt att manteln innehåller betydligt mer vatten än vad som tidigare antogs, ex. (Bali et al. 2013). En beaktansvärd frågeställning är i så fall om manteln på något vis skulle kunnat ha fluxat sig själv, tidigt i Jordens historia. Däremot hävdar Arndt att subduktion troligtvis är den enda process som skulle kunna generera de tre nödvändiga komponenterna för bildandet av granitoider, d.v.s. basalt, vatten och värme. Då vatten som tidigare har nämnts är essentiellt för bildandet av granitoider (Campbell & Taylor 1983) och kalkalkalina bergarter, är den stora debatten, förutsatt att man accepterar detta, kan man hydrera skorpan vid andra processer än subduktion? Många forskare menar att det är de enda sättet att transportera ner hydrotermala fluider ner till ett tillräckligt signifikant djup (O'neill et al. 2007; Van Hu17 Fig. 18. Katodluminiscens av två Jack Hillszirkoner, bilden visar magmatisk zonering och olika ålderszoneringar för kornen. Från (Cavosie et al. 2004). nen & Moyen 2012; Arndt 2013). Andra forskare, såsom (Bédard 2006; Stern 2013) anser att detta visst är möjligt. De har presenterat alternativa modeller för bildandet granitoider, gemensamt är att de menar att oceanbotten hydrerades med kontakt av oceanen ovan. Då, som tidigare nämnts var den arkeiska oceanbotten betydligt tjockare och varmare än i modern tid. Min personliga uppfattning är att båda dessa modeller är väldigt spekulativa och jag tycker inte att de känns trovärdiga. Jag har dock inte kompetens för att framföra något argument, mer än att det känns mindre troligt. Enligt Ockhams princip är oftast den enklare förklarningen mer sannolik, och så här långt tillbaka i tiden är allt vi har spekulationer. De äldsta terrestra bergarterna vi känner till är från Isua, Grönland och är mellan 3,7 – 3,8 Ga (Furnes et al. 2007). De mafiska kuddlavorna vid Isua anses ha en boninitisk geokemisk signatur (Polat et al. 2002), boniniter bildas vanligtvis vid subduktionszoner. Även Acastaområdet har höga förekomster av granitoider. Arndt anser att granitoider (speciellt i stora volymer) sannolikt bildades i en subduktionsmiljö. Därför kopplar han dessa granitoider till början för plattektoniska processer, vid 3,8 Ga (Arndt 2013). Debatten kvarstår, huruvida geokemiska signaturer baserade på recenta magmor, kan appliceras för en Arkeisk värld, med skillnader i manteltemperatur och krustala reologier, som ännu inte är helt klargjorda. geokemi. Paleomagnetismen bedömer jag som högst trolig och anser att vi hade plattektonik vid 2,6 Ga. Det är dock inget bevis utan en proxy, som visar lateral rörelse för kratoner vid detta tillfälle. Vidare är geokemi inte något bevis och bör inte behandlas som det. Geokemi ger mer eller mindre troliga indicier om rådande bildningsprocesser för analyserat material. Vi finner kalkalkalina bergarter tillbaka till 3,5 Ga och granitoider till 3,8 Ga. Huruvida dessa anses vara subduktionsrelaterade är upp till varje enskild individ att bedöma. Vad anses vara troligt och tillräckligt starka indicier för att bilda en uppfattning? Forskarvärlden är splittrad här, (Hamilton 2011) är den mest konservativa och anser att plattektoniken började i Neoproterozoikum, med detta ignorerar han de 2 Ga ofiolitfynden med motiveringen att de inte är tillräckligt kompletta. Den mest liberala är Harrison som direkt kopplar zirkonfynd till kontinentutbredning vid 4,5 Ga (Harrison et al. 2008). Majoriteten av forskarvärldens åsikter ligger någonstans i mitten. Där många anser att kalkalkalina bergarter bör ha bildats i subduktionsmiljöer. Huruvida plattektoniken var fullt utvecklad eller skedde episodisk och stötvis vid den tidpunkt som vi hittar de första spåren av subduktion är omdebatterat. Det är svårt att argumentera för eller emot detta. En del forskare såsom Arndt, som för övrigt gör kopplingen granitoider – subduktion, menar att plattektoniska processer ägde rum under Arkeisk tid men då episodiskt och först vid 2,7 Ga eller senare var kontinuerlig (Arndt 2013). Personligen tror jag, liksom Arndt, att de första plattektoniska indikatorerna inte nödvändigtvis påvisar fullt utvecklade kontinuerliga plattektoniska processer, utan istället ett tidigt skede och genesis för kommande aktiva plattektonik. Jag ställer mig osäker till om granitoider är direkt subduktionsrelaterade och anser att 7 När började plattektoniken? Hur långt tillbaka i tiden kan vi tillförlitligt påstå att vi hade aktiv plattektonik? Baserat på moderna analogier kommer vi inte längre än till ca 2 Ga (fig. 19). Detta är den tidpunkt då vi med relativ stor säkerhet kan påvisa plattektoniska processer. För tolkningar d.v.s. inte direkta analogier krävs kunskap om paleomagnetism och 18 Fig. 19. Sammanställning av plattektoniska indikatorer och hur långt tillbaka i tiden vi finner dem. Blå staplar = säkra bevis och gröna staplar = osäkra denna teori är för kontroversiell för att jag ska tro på det. Kalkalkalina bergarter är ett tillfredsställande indicium för mig och därför tror jag att plattektoniken inleddes vid ca 3,5 Ga. Vidare krävs mer forskning och mer fältarbete i regioner med gammal skorpa, fler analyser och modelleringar med modern teknik, samt utveckling av analysmetoder såsom exempelvis SHRIMP, för att bättre spåra och förstå dessa geokemiska spår. Inom en snar framtid kommer vi förhoppningsvis ha en bättre uppfattning om Jordens historia och dess geologiska ursprung. abs/nature11908.html - supplementaryinformation Bédard, J. H., 2006: A catalytic delamination-driven model for coupled genesis of Archaean crust and sub-continental lithospheric mantle: Geochimica et Cosmochimica Acta 70, 11881214. doi: http://dx.doi.org/10.1016/ j.gca.2005.11.008 Bickle, M. J., Bettenay, L. F., Chapman, H. J., Groves, D. I., Mcnaughton, N. J., Campbell, I. H. & De Laeter, J. R., 1993: Origin of the 35003300 Ma calc-alkaline rocks in the Pilbara Archaean: isotopic and geochemical constraints from the Shaw Batholith: Precambrian Research 60, 117-149. doi: http:// dx.doi.org/10.1016/0301-9268(93)90047-6 Bleeker, W., 2003: The late Archean record; a puzzle in ca. 35 pieces: Lithos 71, 99-134. doi: 10.1016/j.lithos.2003.07.003 Bradley, D. C., 2011: Secular trends in the geologic record and the supercontinent cycle: EarthScience Reviews 108, 16-33. doi: 10.1016/ j.earscirev.2011.05.003 Britannica, E., 2007: convergent plate boundary: crustal generation and destruction. Encyclopædia Britannica Online. Brown, M., 2008: Characteristic thermal regimes of plate tectonics and their metamorphic imprint throughout Earth history: When did Earth first adopt a plate tectonics mode of behavior: Geological Society of America Special Papers 440, 97-128. doi: 10.1130/2008.2440 (05) Bylund, G., 2015: Paleomagnetism. Hämtad 05-17 2015, från http://www.ne.se.ludwig.lub.lu.se/ 8 Tackord Jag vill tacka min handledare Anders Scherstén, för givande diskussioner och råd vid val av studielitteratur. Därtill vill jag även tacka min studiekamrat Alfred Larsson, för god dialog och sällskap under projekttiden. 9 Referenser Anonymous, 1972: Penrose field conference on ophiolites: Geotimes 17, 24-26. Arndt, N., 2013: Formation and Evolution of the Continental Crust: Geochemical Perspectives 2, 405-533. doi: 10.7185/geochempersp.2.3 Arndt, N. T. & Chauvel, C., 1991: Crust of the Hadean Earth: Bulletin of the Geological Society of Denmark 39, 145-151. Bali, E., Audetat, A. & Keppler, H., 2013: Water and hydrogen are immiscible in Earth/'s mantle: Nature 495, 220-222. doi: http:// www.nature.com/nature/journal/v495/n7440/ 19 uppslagsverk/encyklopedi/l%C3%A5ng/ paleomagnetism. Campbell, I. H. & Taylor, S. R., 1983: No water, no granites; no oceans, no continents: Geophysical Research Letters 10, 1061-1064. doi: 10.1029/GL010i011p01061 Cavosie, A. J., Wilde, S. A., Liu, D., Weiblen, P. W. & Valley, J. W., 2004: Internal zoning and U– Th–Pb chemistry of Jack Hills detrital zircons: a mineral record of early Archean to Mesoproterozoic (4348–1576 Ma) magmatism: Precambrian Research 135, 251 -279. doi: http://dx.doi.org/10.1016/ j.precamres.2004.09.001 Cawood, P. A., Kroener, A. & Pisarevsky, S., 2006: Precambrian plate tectonics; criteria and evidence: GSA Today 16, 4-11. doi: 10.1130/ GSAT01607.1 Condie, K. C., Bickford, M. E., Aster, R. C., Belousova, E. & Scholl, D. W., 2011: Episodic zircon ages, Hf isotopic composition, and the preservation rate of continental crust: Geological Society of America Bulletin. doi: 10.1130/b30344.1 Condie, K. C. & Kröner, A., 2008: When did plate tectonics begin? Evidence from the geologic record: Geological Society of America Special Papers 440, 281-294. doi: 10.1130/2008.2440(14) Conrad, C. P. & Lithgow-Bertelloni, C., 2002: How Mantle Slabs Drive Plate Tectonics: Science 298, 207-209. Cui, P.-L., Sun, J.-G., Sha, D.-M., Wang, X.-J., Zhang, P., Gu, A. L. & Wang, Z.-Y., 2013: Oldest zircon xenocryst (4.17 Ga) from the North China Craton: International Geology Review 55, 1902-1908. doi: 10.1080/00206814.2013.805925 Cyprus Geological Survey, 2015: Troodos. Hämtad 05 -05 2015, från http://www.moa.gov.cy/moa/ gsd/gsd.nsf/dmltroodos_en/dmltroodos_en? opendocument. Dewey, J. F., 1976: Ophiolite obduction: Tectonophysics 31, 93-120. doi: http:// dx.doi.org/10.1016/0040-1951(76)90169-4 Dewey, J. F. & Bird, J. M., 1971: Origin and Emplacement of the Ophiolite Suite: Appalachian Ophiolite in Newfoundland: Journal of Geopyshical Research 76. Dilek, Y., 2003: Ophiolite concept and its evolution: Geological Society of America Special Papers 373, 1-16. doi: 10.1130/0-8137-2373-6.1 Ernst, R. E. & Buchan, K. L., 2001: Mantle plumes : their identification through time. Boulder : Geological Society of America, 2001. Evans, D. a. D. & Pisarevsky, S. A., 2008: Plate tectonics on early Earth? Weighing the paleomagnetic evidence: The Geological Society of America Special Paper 440. Furnes, H., De Wit, M., Staudigel, H., Rosing, M. & Muehlenbachs, K., 2007: A vestige of Earth's oldest ophiolite: Science 315, 1704-1707. doi: 10.1126/science.1139170 Geng, Y., Du, L. & Ren, L., 2012: Growth and reworking of the early Precambrian continental crust in the North China Craton: Constraints from zircon Hf isotopes: Gondwana Research 21, 517-529. doi: http://dx.doi.org/10.1016/ j.gr.2011.07.006 Hacker, B., 2015. Hämtad 06-08 2015, från http:// academic.emporia.edu/abersusa/go324/ metamor.htm. Hamilton, W. B., 1998: Archean magmatism and deformation were not products of plate tectonics: Precambrian Research 91, 143-179. doi: http://dx.doi.org/10.1016/S0301-9268(98) 00042-4 Hamilton, W. B., 2011: Plate tectonics began in Neoproterozoic time, and plumes from deep mantle have never operated: Lithos 123, 1-20. doi: http://dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2010.12.007 Harrison, T. M., Schmitt, A. K., Mcculloch, M. T. & Lovera, O. M., 2008: Early (≥4.5 Ga) formation of terrestrial crust: Lu–Hf, δ18O, and Ti thermometry results for Hadean zircons: Earth and Planetary Science Letters 268, 476 -486. doi: 10.1016/j.epsl.2008.02.011 Hawkesworth, C. J., Dhuime, B., Pietranik, A. B., Cawood, P. A., Kemp, A. I. S. & Storey, C. D., 2010: The generation and evolution of the continental crust: Journal of the Geological Society 167, 229-248. doi: 10.1144/001676492009-072 Hefferan, K. P., Admou, H., Hilal, R., Karson, J. A., Saquaque, A., Juteau, T., Bohn, M. M., Samson, S. D. & Kornprobst, J. M., 2002: Proterozoic blueschist-bearing mélange in the Anti -Atlas Mountains, Morocco: Precambrian Research 118, 179-194. doi: http:// dx.doi.org/10.1016/S0301-9268(02)00109-2 Heller, R., Merrill, R. T. & Mcfadden, P. L., 2002: The variation of intensity of earth’s magnetic field with time: Physics of the Earth and Planetary Interiors 131, 237-249. doi: 10.1016/S0031-9201(02)00038-9 Iizuka, T., Horie, K., Komiya, T., Maruyama, S., Hirata, T., Hidaka, H. & Windley, B. F., 2006: 4.2 Ga zircon xenocryst in an Acasta gneiss from northwestern Canada: Evidence for early continental crust: Geology 34, 245-248. doi: 10.1130/g22124.1 Irvine & Barragar, 1971: Query by Chemistry-NA Craton. Geochemistry of Rocks of the Oceans and Continents. Hämtad 05-05-2015, från http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/ [Databas] Klein, C. & Philpotts, A. R., 2012: Earth materials : introduction to mineralogy and petrology. 20 Cambridge : Cambridge University Press, 2012. Kuznetsov, V. G., 2011: Importance of Charles Lyell's works for the formation of scientific geological ideology: Lithology and Mineral Resources 46, 186-197. doi: 10.1134/ S0024490211020052 Lagabrielle, Y., Chauvet, A., Ulrich, M. & Guillot, S., 2013: Passive obduction and gravity-driven emplacement of large ophiolitic sheets: The New Caledonia ophiolite (SW Pacific) as a case study?: Bulletin de la Societe Geologique de France 184, 545-556. doi: 10.2113/gssgfbull.184.6.545 Maier, A. C., Cates, N. L., Trail, D. & Mojzsis, S. J., 2012: Geology, age and field relations of Hadean zircon-bearing supracrustal rocks from Quad Creek, eastern Beartooth Mountains (Montana and Wyoming, USA): Chemical Geology 312–313, 47-57. doi: http:// dx.doi.org/10.1016/j.chemgeo.2012.04.005 Marshak, S., 2012: Earth : portrait of a planet. New York : W. W. Norton, cop. 2012. 4. ed. Maruyama, S., Liou, J. G. & Terabayashi, M., 1996: Blueschists and Eclogites of the World and Their Exhumation: International Geology Review 38, 485-594. doi: 10.1080/00206819709465347 Moorbath, S., 1983: Precambrian geology: The most ancient rocks?: Nature 304, 585-586. Morris, A. Hämtad 06-08 2015, från http:// www2.plymouth.ac.uk/intfield/cyprusft/ pages/geo_setting.htm. Müller, R. D., Sdrolias, M., Gaina, C. & Roest, W. R., 2008: Age, spreading rates and spreading symmetry of the world's ocean crust: Geochem. Geophys. Geosyst., . doi: doi:10.1029/2007GC001743 Nagel, T. J., Hoffmann, J. E. & Münker, C., 2012: Generation of Eoarchean tonalitetrondhjemite-granodiorite series from thickened mafic arc crust: Geology. doi: 10.1130/ g32729.1 Nutman, A. P. & Friend, C. R. L., 2007: Comment on "A Vestige of Earth's Oldest Ophiolite": Science 318, 746-746. O'neill, C., Lenardic, A., Moresi, L., Torsvik, T. H. & Lee, C. T. A., 2007: Episodic Precambrian subduction: Earth and Planetary Science Letters 262, 552-562. doi: 10.1016/ j.epsl.2007.04.056 Peltonen, P., Kontinen, A. & Huhma, H., 1996: Petrology and Geochemistry of Metabasalts from the 1.95 Ga Jormua Ophiolite, Northeastern Finland: Journal of Petrology 37, 1359-1383. doi: 10.1093/petrology/37.6.1359 Peltonen, P., Kontinen, A. & Huhma, H., 1998: Petrogenesis of the Mantle Sequence of the Jormua Ophiolite (Finland): Melt Migration in the Upper Mantle during Palaeoproterozoic Con- tinental Break-up: Journal of Petrology 39, 297-329. doi: 10.1093/petroj/39.2.297 Polat, A., Hofmann, A. W. & Rosing, M. T., 2002: Boninite-like volcanic rocks in the 3.7-3.8 Ga Isua greenstone belt, West Greenland; geochemical evidence for intra-oceanic subduction zone processes in the early Earth: Chemical Geology 184, 231-254. Rohtert, W. & Ritchie, M., 2006: Three Parageneses of Ruby and Pink Sapphire Discovered at Fiskenæsset, Greenland: Gems & Gemology 42, 149-150. Scott, D. J., Helmstaedt, H. & Bickle, M. J., 1992: Purtuniq ophiolite, Cape Smith belt, northern Quebec, Canada: A reconstructed section of Early Proterozoic oceanic crust: Geology 20, 173-176. doi: 10.1130/0091-7613(1992) 020<0173:pocsbn>2.3.co;2 Shu, L. & Charvet, J., 1996: Kinematics and geochronology of the Proterozoic Dongxiang-Shexian ductile shear zone: with HP metamorphism and ophiolitic melange (Jiangnan Region, South China): Tectonophysics 267, 291-302. doi: http://dx.doi.org/10.1016/S0040-1951 (96)00104-7 Stern, R. J., 2005: Evidence from ophiolites, blueschists, and ultrahigh-pressure metamorphic terranes that the modern episode of subduction tectonics began in Neoproterozoic time: Geology 33, 557-560. doi: 10.1130/ g21365.1 Stern, R. J., 2008: Modern-style plate tectonics began in Neoproterozoic time: An alternative interpretation of Earth's tectonic history: When Did Plate Tectonics Begin on Planet Earth 440, 265-280. doi: Doi 10.1130/2008.2440 (13) Stern, R. J., 2013: When did Plate Tectonics begin on Earth, and what came before? | Speaking of Geoscience. Stern, R. J., Tsujimori, T., Harlow, G. & Groat, L. A., 2013: Plate tectonic gemstones: Geology. doi: 10.1130/g34204.1 Sun & Mcdonough, 1989: Query by Chemistry-REEs. Geochemistry of Rocks of the Oceans and Continents. Hämtad 05-05-2015, från http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/ [Databas] Svetov, S. A., 2002: New Data on Geochemistry of the Oldest (2.95–3.05 Ga) Andesite Association in Eastern Fennoscandia: Geochemistry. Tsujimori, T., Sisson, V. B., Liou, J. G., Harlow, G. E. & Sorensen, S. S., 2006: Very-lowtemperature record of the subduction process: A review of worldwide lawsonite eclogites: Lithos 92, 609-624. doi: http:// dx.doi.org/10.1016/j.lithos.2006.03.054 Valley, J. W., Peck, W. H., King, E. M. & Wilde, S. A., 2002: A cool early Earth: Geology 30, 21 351-354. doi: 10.1130/0091-7613(2002) 030<0351:acee>2.0.co;2 Van Hunen, J. & Moyen, J.-F., 2012: Archean Subduction: Fact or Fiction?: Annual Review of Earth and Planetary Sciences 40, 195-219. doi: 10.1146/annurev-earth-042711-105255 Winter, J. D., 2014: Principles of igneous metamorphic petrology. Harlow : Pearson, cop 2014. 2. ed., Pearson New International Ed. 22 Tidigare skrifter i serien ”Examensarbeten i Geologi vid Lunds universitet”: 405. 406. 407. 408. 409. 410. 411. 412. 413. 414. 415. 416. Jakobsson, Mikael, 2014: Geophysical characterization and petrographic analysis of cap and reservoir rocks within the Lund Sandstone in Kyrkheddinge. (15 hp) Björnfors, Oliver, 2014: A comparison of size fractions in faunal assemblages of deep-water benthic foraminifera—A case study from the coast of SW-Africa.. (15 hp) Rådman, Johan, 2014: U-Pb baddeleyite geochronology and geochemistry of the White Mfolozi Dyke Swarm: unravelling the complexities of 2.70-2.66 Ga dyke swarms on the eastern Kaapvaal Craton, South Africa. (45 hp) Andersson, Monica, 2014: Drumliner vid moderna glaciärer — hur vanliga är de? (15 hp) Olsenius, Björn, 2014: Vinderosion, sanddrift och markanvändning på Kristianstadsslätten. (15 hp) Bokhari Friberg, Yasmin, 2014: Oxygen isotopes in corals and their use as proxies for El Niño. (15 hp) Fullerton, Wayne, 2014: REE mineralisation and metasomatic alteration in the Olserum metasediments. (45 hp) Mekhaldi, Florian, 2014: The cosmic-ray events around AD 775 and AD 993 - Assessing their causes and possible effects on climate. (45 hp) Timms Eliasson, Isabelle, 2014: Is it possible to reconstruct local presence of pine on bogs during the Holocene based on pollen data? A study based on surface and stratigraphical samples from three bogs in southern Sweden. (45 hp) Hjulström, Joakim, 2014: Bortforsling av kaxblandat vatten från borrningar via dagvattenledningar: Riskanalys, karaktärisering av kaxvatten och reningsmetoder. (45 hp) Fredrich, Birgit, 2014: Metadolerites as quantitative P-T markers for Sveconorwegian metamorphism, SW Sweden. (45 hp) Alebouyeh Semami, Farnaz, 2014: U-Pb geochronology of the Tsineng dyke swarm and paleomagnetism of the Hartley Basalt, South Africa – evidence for two separate magmatic events at 1.931.92 and 1.88-1.84 Ga in the Kalahari craton. (45 hp) 417. 418. 419. 420. 421. 422. 423. 424. 425. 426. 427. 428. 429. 430. Reiche, Sophie, 2014: Ascertaining the lithological boundaries of the Yoldia Sea of the Baltic Sea – a geochemical approach. (45 hp) Mroczek, Robert, 2014: Microscopic shock-metamorphic features in crystalline bedrock: A comparison between shocked and unshocked granite from the Siljan impact structure. (15 hp) Balija, Fisnik, 2014: Radon ett samhällsproblem - En litteraturstudie om geologiskt sammanhang, hälsoeffekter och möjliga lösningar. (15 hp) Andersson, Sandra, 2014: Undersökning av kalciumkarbonatförekomsten i infiltrationsområdet i Sydvattens vattenverk, Vombverket. (15 hp) Martin, Ellinor, 2014: Chrome spinel grains from the Komstad Limestone Formation, Killeröd, southern Sweden: A high-resolution study of an increased meteorite flux in the Middle Ordovician. (45 hp) Gabrielsson, Johan, 2014: A study over Mg/Ca in benthic foraminifera sampled across a large salinity gradient. (45 hp) Ingvaldson, Ola, 2015: Ansvarsutredningar av tre potentiellt förorenade fastigheter i Helsingborgs stad. (15 hp) Robygd, Joakim, 2015: Geochemical and palaeomagnetic characteristics of a Swedish Holocene sediment sequence from Lake Storsjön, Jämtland. (45 hp) Larsson, Måns, 2015: Geofysiska undersökningsmetoder för geoenergisystem. (15 hp) Hertzman, Hanna, 2015: Pharmaceuticals in groundwater - a literature review. (15 hp) Thulin Olander, Henric, 2015: A contribution to the knowledge of Fårö's hydrogeology. (45 hp) Peterffy, Olof, 2015: Sedimentology and carbon isotope stratigraphy of Lower– Middle Ordovician successions of Slemmestad (Oslo-Asker, Norway) and Brunflo (Jämtland, Sweden). (45 hp) Sjunnesson, Alexandra, 2015: Spårämnesförsök med nitrat för bedömning av spridning och uppehållstid vid återinfiltrationav grundvatten. (15 hp) Henao, Victor, 2015: A palaeoenvironmental study of a peat sequence from Iles Kerguelen (49° S, Indian Ocean) for the Last Deglaciation based on pollen analysis. (45 hp) 431. 432. 433. 434. 435. 436. 437. 438. 439. 440. 441. 442. 443. Landgren, Susanne, 2015: Using calceinfilled osmotic pumps to study the calcification response of benthic foraminifera to induced hypoxia under in situ conditions: An experimental approach. (45 hp) von Knorring, Robert, 2015: Undersökning av karstvittring inom Kristianstadsslättens NV randområde och bedömning av dess betydelse för grundvattnets sårbarhet. (30 hp) Rezvani, Azadeh, 2015: Spectral Time Domain Induced Polarization - Factors Affecting Spectral Data Information Content and Applicability to Geological Characterization. (45 hp) Vasilica, Alexander, 2015: Geofysisk karaktärisering av de ordoviciska kalkstensenheterna på södra Gotland. (15 hp) Olsson, Sofia, 2015: Naturlig nedbrytning av klorerade lösningsmedel: en modellering i Biochlor baserat på en fallstudie. (15 hp) Huitema, Moa, 2015: Inventering av föroreningar vid en brandövningsplats i Linköpings kommun. (15 hp) Nordlander, Lina, 2015: Borrningsteknikens påverkan vid provtagning inför dimensionering av formationsfilter. (15 hp) Fennvik, Erik, 2015: Resistivitet och IPmätningar vid Äspö Hard Rock Laboratory. (15 hp) Pettersson, Johan, 2015: Paleoekologisk undersökning av Triberga mosse, sydöstra Öland. (15 hp) Larsson, Alfred, 2015: Mantelplymer realitet eller ad hoc? (15 hp) Holm, Julia, 2015: Markskador inom skogsbruket - jordartens betydelse (15 hp) Åkesson, Sofia, 2015: The application of resistivity and IP-measurements as investigation tools at contaminated sites - A case study from Kv Renen 13, Varberg, SW Sweden. (45 hp) Lönsjö, Emma, 2015: Utbredningen av PFOS i Sverige och världen med fokus på 444. 445. 446. 447. 448. 449. 450. 451. 452. 453. 454. 455. grundvattnet – en litteraturstudie. (15 hp) Asani, Besnik, 2015: A geophysical study of a drumlin in the Åsnen area, Småland, south Sweden. (15 hp) Ohlin, Jeanette, 2015: Riskanalys över pesticidförekomst i enskilda brunnar i Sjöbo kommun. (15 hp) Stevic, Marijana, 2015: Identification and environmental interpretation of microtextures on quartz grains from aeolian sediments - Brattforsheden and Vittskövle, Sweden. (15 hp) Johansson, Ida, 2015: Is there an influence of solar activity on the North Atlantic Oscillation? A literature study of the forcing factors behind the North Atlantic Oscillation. (15 hp) Halling, Jenny, 2015: Inventering av sprickmineraliseringar i en del av Sorgenfrei-Tornquistzonen, Dalby stenbrott, Skåne. (15 hp) Nordas, Johan, 2015: A palynological study across the Ordovician Kinnekulle. (15 hp) Åhlén, Alexandra, 2015: Carbonatites at the Alnö complex, Sweden and along the East African Rift: a literature review. (15 hp) Andersson, Klara, 2015: Undersökning av slugtestsmetodik. (15 hp) Ivarsson, Filip, 2015: Hur bildades Bushveldkomplexet? (15 hp) Glommé, Alexandra, 2015: 87Sr/86Sr in plagioclase, evidence for a crustal origin of the Hakefjorden Complex, SW Sweden. (45 hp) Kullberg, Sara, 2015: Using Fe-Ti oxides and trace element analysis to determine crystallization sequence of an anorthositenorite intrusion, Älgön SW Sweden. (45 hp) Gustafsson, Jon, 2015: När började plattektoniken? Bevis för plattektoniska processer i geologisk tid. (15 hp) Geologiska institutionen Lunds universitet Sölvegatan 12, 223 62 Lund
© Copyright 2024