Tirsdag 18.6.2019 - Uke 25
logo   128 000 besøkende i 2018

Samarbeidspartnere

Litosfæren er det ytre skallet på jorda. Ved hjelp av data fra landhevning etter siste istid kan vi konkludere med at den elastiske litosfæren under oss er ca. 40 km i tykkelse.


530x178 isutbredelseTre utvalgte steg i deglasiasjonen brukt i modelleringen; 20 000, 15 000 og 9 000 år før nåtid (BP). I modelleringen brukes tidssteg for hvert 1000. år.

Det er liten enighet blant forskerne om hvor tykk litosfæren er i Skandinavia. Det har kommet estimater av litosfærens tykkelse i vårt område fra 40 km opptil mer enn 150 km. Ikke alle disse estimatene kan være riktige.

Det er liten tvil om at det er landhevningen i de perifere delene av de tidligere nedisete områdene som styres mest av litosfærens egenskaper. Det er derfor avgjørende viktig at vi bruker data om strandlinjene fra perifere områder.

Vi har på denne bakgrunn gjort ny modellering av landhevningen, basert på høyere oppløsning (10 km) enn tidligere (50 km), og med nye data for deglasiasjonen (figuren over) og havnivå.

Litosfæren og isostasi

Litosfæren (av gresk; lithos=stein; sphaira=sfære) kan betraktes som et fast legeme som flyter på en seig masse (mantelen). Litosfæren vil bøye seg som en elastisk plate når den påføres belastning, og bevege seg isostatisk.

Isostasi (av gresk; iso=lik; stasis=stilling) er læren om likevekt i jordas øvre deler, og er anvendelse av Archimedes’ prinsipp på de øverste lag av jorda. Isostatisk likevekt betyr at det under et vist dyp (kompensasjonsdypet) må være hydrostatisk trykk. De prosessene som fører til etablering av likevekt mellom litosfære og mantel, kalles isostatiske bevegelser.

Isostasi er en av de viktigste prosesser i geologien.

530x490 Fig 1Illustrasjon av glasial isostasi av Nansen (1921).

Teorien om isostasi ble lansert av Airy og Pratt i 1855. 10 år senere hevdet Jamieson (1865) at laster (f.eks. iskapper) på overflaten ville deformere fjellgrunnen. En ville få hevning eller nedpressing ved isavsmelting og isframstøt. Han anså landhevningen i Fennoskandia for å være bevis på dette, og introduserte dermed glasial isostasi. Men begrepet ’isostasi’ ble først introdusert av Dutton i 1889.

530x227 fig2Illustrasjon av isostasi; til venstre lokal Airy isostasi, til høyre regional isostasi på grunn av litosfærens styrke.

Noen år senere skrev Nansen (1921) at vi kan forestille oss at jordskorpen er som en plate som er bøyelig over lange tidsrom og flyter på et viskøst underlag. Selv om litosfæren (jordskorpen) ble betraktet som viktig i glasial isostasi, var teorien på denne tiden mer av kvalitativ art, og ikke kvantitativ.

Det var først etter 1935 at litosfærens egenskaper ble introdusert i kvantitative modeller av glasial isostasi. Tidligere ble det antatt at litosfæren var uten styrke, og at en kunne bruke Airy modell til å beregne effekten av glasiasjoner (figuren over). Dette betyr at effekten av en islast bare var en funksjon av tetthetskontrasten mellom is og mantel; det vil si innsynkning ville bli ca. 30 % av isens tykkelse.

Pionerene bak kvantitative modeller som inkluderte litosfærens styrke var Van Bemmelen og Berlage (1935), Haskell (1935) og Vening Meinesz (1937). Isostatisk kompensasjon ble beregnet ut fra formler for bøyning av en elastisk plate på et flytende underlag. Senere har det kommet mer avanserte modeller, som selv-graviterende, globale visko-elastiske modeller (Peltier, 1974; Cathles, 1975; og andre). Med slike modeller er det mulig å gjøre estimater av litosfærens egenskaper ved å sammenholde beregninger med observasjoner.

Hvis en last legges på en seig væske, vil overflaten trykkes ned til vekten av den fortrengte væsken balanserer lasten. Hvis en elastisk plate dekker den seige væsken, vil vekten delvis balanseres av platen og delvis av oppdrift i væsken. Dette innebærer at isostatisk kompensasjon ikke er lokal, men regional. Hvis litosfæren ikke har styrke nok, vil en kunne få lokal kompensasjon ifølge Airy modell, eller en blanding.

Et mål for den elastiske styrken av litosfæren er en parameter som kalles ’bøyningsfastheten’, dvs. litosfærens motstand mot bøyning. Bøyningsfastheten er en funksjon av litosfærens tykkelse. Hvis vi finner litosfærens bøyningsfasthet, har vi dermed også et mål for dens tykkelse.

Langs kysten kan vi observere (eller konstruere basert på observasjoner) strandlinjer fra tidligere tider; disse ligger høyere jo lenger inn i landet en kommer fordi isen var tykkest nær Bottenviken. Helningen på strandlinjene er viktige data som kalibrering til modellering, og bedre enn annen type data for å gjøre estimater av litosfærens egenskaper.

Observasjonene vi har brukt er fra fem lokaliteter langs kysten (figuren under); Sotra og Sunnmøre, Trøndelag, Lofoten og Finnmark.

530x219 fig4Beregnet og observert helning av 12 000 år gamle strandlinjer langs norske-kysten. Til venstre er beregnet strandlinjehelning (basert på 40 km litosfære) vist i farger, og observasjoner i de fem områdene innen de hvite sirklene. Til høyre er vist beregnet strandlinjehelning basert på 100 km tykk litosfære, med samme fargeskala som figuren til venstre.

Observert helning på 12 000 år gamle strandlinjer er på Sotra 1.3 m/km, på Sunnmøre 1.3 m/km, i Trøndelag 1.7 m/km, i Lofoten 1.1 m/km og i Finnmark 0.6 m/km.

Metode og parametre for beregningene er beskrevet i Fjeldskaar et al. (2000). Beregninger basert på deglasiasjons-historien i figuren øverst og med en litosfære-tykkelse på 40 km gir veldig god overensstemmelse med observert data (figuren over). En litosfære-tykkelse på 100 km (eller mer) gir derimot dårlig overensstemmelse med observasjonene.

Konklusjonen er at litosfæren i Norge er omtrent 40 km tykk. Litosfærens egenskaper er essensielle for isostatiske beregninger uansett årsak, også for sedimentære basseng.


Referanser
Cathles, L.M., 1975. The Viscosity of the Earth's Mantle, 386 pp., Princeton Univ. Press, Princeton, N. J., USA.
Dutton, C., 1889, On Some of the Greater Problems of Physical Geology. Bull. Phil. Soc. Wash., 11:51-64.
Fjeldskaar, W., Lindholm, C., Dehls, J.F. and Fjeldskaar, I., 2000. Post-glacial uplift, neotectonics and seismicity in Fennoscandia.  Quaternary Science Reviews 19, 1413-1422.
Haskell, N.A., 1935. The motion of a viscous fluid under a surface load. Physics 6, 265-269.
Jamieson, T.F., 1865. On the history of the last geological changes in Scotland. Geological Society of London Quarterly Journal 21,161-203.
Kjemperud, A., 1986. Late Weichselian and Holocene shoreline displacement in the Trondheimsfjord area, central Norway, Boreas, 15, 61-82.
Lohne, Ø. S., Bondevik, S., Mangerud, J., and Svendsen, J. I., 2007. Sea-level fluctuations imply that the Younger Dryas ice-sheet expansion in western Norway commenced during the Allerød. Quaternary Science Reviews 26, 2128-2151
Møller, J.J., 1989. Geometric simulation and mapping of Holocene relative sea-level changes in northern Norway. J. Coast. Res. 5, 403–417.
Nansen, F., 1921. The strandflat and isostasy. Avh. Nor. Vid. Akad. Oslo, 11: 1-313.
Peltier, W.R., 1974. The Impulse Response of a Maxwell Earth, Rev. Geophys. Space Phys., 12, 649-669.
Romundset, A., S. Bondevik and O. Bennike, 2011. "Postglacial uplift and relative sea level changes in Finnmark, northern Norway." Quaternary Science Reviews 30(19-20): 2398-2421.
van Bemmelen, R.W., and H.P. Berlage, 1935. Versuch einer mathematischen Behandlung geotektonischer Bewegung unter besonderer Berucksichtegung der Undationstheorie, Beitr. Geophys. 43, 19-55.
Vening Meinesz, F.A., 1937. The determination of the earth's plasticity from the post-glacial uplift of Scandinavia, isostatic adjustment. Proc. K. Ned. Akad. Wet., 40: 654-662.

 

Samarbeidspartnere

Nyhetsbrev

captcha 

200 ledige stillingerb

200 Tips oss

200 Fortell om din forskning

 

 Ukens PhD comics

phd103111s


Redaktør: Denne e-postadressen er beskyttet mot programmer som samler e-postadresser. Du må aktivere javaskript for å kunne se den.å

Om: Info om Geoforskning.no

Annonsere: Informasjon og priser

Kontakt: Kontaktinformasjon Tips oss

Webløsning ©2013-15 av Web Norge. Skjerm: