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&#xa0;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