Tiden, berggrunden och istiderna

Från uråldern till Kvarken

Världsarvet i Kvarken kännetecknas av välkända särdrag såsom olika slags morän, landhöjningen och det ställvis blottade urberget där man kan se spår efter inlandsisen som har slipat berget. De här särdragen har uppkommit genom en rad geologiska fenomen. Genom att studera dem kan vi förstå hur berggrunden och olika sedimentformationer har uppstått och hur Kvarken och dess skärgård kommer att förändras i framtiden.

En stor tidsrymd

Då man talar om geologisk tid förlorar årtionden eller århundraden ofta sin betydelse. Tidsrymderna varierar från hundratusentals till miljoner eller till och med miljarder år. Geologiskt sett är nuet alltså en försvinnande liten punkt på en oändlig tidssträcka (bild 1).

Geologisk tid får konkreta proportioner om man till exempel studerar jordklotets ålder. Man har fastställt jordens ålder till cirka 4,56 miljarder år. Om varje år i vår planets historia skulle markeras med en flagga som är tio centimeter bred skulle kedjan som bildas gå mer än tio varv runt ekvatorn.

Spricka

Bild 1. En spricka orsakad av den senaste istiden för mindre än 24 000 år sedan i en sten som är över en miljard år gammal.

Särdrag i vår berggrund

Finlands geologiska historia rymmer många händelser som man knappt kan tro har inträffat när man studerar den nuvarande topografin. De viktigaste utvecklingsskedena är koncentrerade till perioden mellan 2 800–2 700 och 1 900–1 800 miljoner år sedan, då vår berggrund flera gånger utsattes för orogenes, bergskedjebildning. Genom orogeneserna (Sveco-fenniska orogenesen och Svecokarelska orogenesen) bildades det höga berg i vårt land. Andra viktiga skeden i vår berggrunds utvecklingshistoria representeras av de 1575 miljoner år gamla Rapakivigraniterna och de något yngre diabasgångarna som finns i de sydvästra och sydöstra delarna av landet samt på Åland. Diabasgångarna är den senaste händelsen som har format vår berggrund.

Diabasgång

Bild 2. En cirka fem meter bred diabasgång i Åbolands skärgård.

De äldsta delarna av vår berggrund finns i de östra och norra delarna av Finland, på den så kallade prekambriska Fennoskandiska urbergsskölden. Prekambrium är en tidsperiod som anses ha upphört för 542 miljoner år sedan (med evolutionens ”Big Bang”) (bild 3). Sköldens kärna består av de områden som är äldst och som länge har varit tektoniskt stabila och som bildades under eonen arkeikum. Eonen arkeikum är den tidsperiod i jordens historia som började för 4 000 miljoner år sedan och upphörde för 2 500 miljoner år sedan. Denna eon var i själva verket mycket betydelsefull för jordklotets historia. Under den här perioden blev jorden kraftigt avkyld, atmosfären började bildas och de första fasta delarna i jordskorpan uppstod.

Diabasgång

Bild 3. Indelning av tiden enlig IUGS (2009). Bilden visar eoner och eror

Cirka en tredjedel av berggrunden i Finland består av arkeiska områden. De äldsta bergarterna i området uppgår till 3 500 miljoner års ålder (granulit och trondhjemit i Pudasjärvi), men de huvudsakliga bergarterna är ändå "avsevärt" yngre, dvs. 2 800–2 700 miljoner år gamla. Våra mest typiska arkeiska bergarter är de intrikat deformerade ”randiga stenarna”, dvs. gnejser, grönstensbälten som uppstått till följd av urtida vulkanisk verksamhet samt glimmerskiffer och paragnejs som uppkommit då söndervittrad bergsubstans har rekristalliserats genom metamorfos (högt tryck och hög temperatur).

Var är bergen?

Då en solvarm rundhäll bränner under fötterna ser vi ändå inga storslagna berg eller lavasprutande vulkaner i närheten. Orsaken är enkel: vi står inne i berget. Bergen har under tidens gång utsatts för stark erosion och det urberg som vi nu ser har en gång i tiden funnits på närmare tjugo kilometers djup. Dessutom ligger Finland numera långt från kanten av kontinentalplattan. Vår berggrund ligger geologiskt sett i ett mycket lugnt område och vi har till exempel ingen vulkanisk verksamhet.

De klippor vi ser i vår omgivning är alltså ett bevis på vårt lands skiftande geologiska historia, vilket behandlas ytterst kortfattat i den här texten. Du kan läsa mer om de olika utvecklingsskedena i jordens och Finlands berggrund på webbportalen Geologia.fi.

Istiden

Då man känner varma sommarvindar blåsa tänker man inte i första hand på att vi faktiskt lever i en istid. För att vara exakt befinner vi oss nu i en mildare period under Kvartärtiden, den istid som inleddes för 2,5 miljoner år sedan. Kvartärtiden indelas liksom tidigare istidsperioder i glacialer och i varma och kalla (isfria) perioder. Varma perioder under en istid kallas interglacialer och kalla perioder interstadialer. Den nuvarande interglacialen som också kallas holocen började för 11 590 år sedan då Weichsel-nedisningen upphörde (bild 7).

Även om nedisningen anses ha upphört är en tiondedel av jordens yta fortfarande täckt av is. Stora glaciärer påträffas i dag främst i polarområdena. Exempelvis Grönlands yta är till 80 procent täckt av is (bild 4).

Grönland

Bild 4. Bilden föreställer Grönland. Lägg märke till genomskärningen av istäcket som är nästan tre kilometer tjockt.

Hur glaciärer uppstår

Glaciärer uppstår oftast i bergiga och höglänta områden där det råder gynnsamma nederbörds- och temperaturförhållanden. I bergsområden måste slänterna vara tillräckligt flacka så att snön hålls kvar och inte försvinner vid snöskred (bild 5). Skanderna är ett bra exempel på ett glaciärbenäget område. Här har glaciärerna i norra Europa fått sin början.

Glaciär

Bild 5. En glaciär börjar bildas när det råder lämpliga förhållanden.

När det råder lämpliga förhållanden smälter inte snön som fallit under vintern trots att det blir sommar utan den börjar gradvis packas ihop till firn. Luften pressas ut ur firnsnön och den förvandlas långsamt till glaciäris. Nyfallen snö innehåller mer än 90 procent luft medan glaciäris innehåller mindre än 20 procent luft inkapslad i små gasbubblor. En glaciär växer vanligtvis något under vintern då det kommer ny snö. Detta kallas ackumulation. Den ismängd som en glaciär förlorar under året kallas ablation. Genom förhållandet mellan ablation och ackumulation kan man se om glaciären växer, står stilla eller drar sig tillbaka.

Ackumulation

Bild 6. Isen smälter och det bildas isberg. Ackumulation och ablation.

Glaciärbildning är summan av flera faktorer. Förutom lämplig temperatur och nederbörd kan olika geologiska processer främja glaciärbildningen. Bland de geologiska processerna har plattektoniken stor betydelse. Man vet att det på jorden alltid har förekommit glaciärbildning när en stor del av litosfärplattorna, som varje år förflyttar sig några centimeter, har drivits mot polartrakterna. Även kortvariga förändringar, såsom askmoln som uppstår till följd av vulkanutbrott, kan påskynda glaciärbildningen eftersom ett tätt askmoln effektivt reflekterar bort värmen från solen och på så sätt påverkar jordklotets yttemperatur. Glaciärbildning gynnas också av att det förekommer mindre solstrålning i polartrakterna jämfört med exempelvis vid ekvatorn.

Då glaciären har vuxit sig tillräckligt stor reflekterar den vita ismassan en stor del av solstrålningen tillbaka till rymden. Glaciären har alltså en hög reflektionskoefficient (albedo). Ju mer utbredd en glaciär blir desto mer värmestrålning reflekterar den. Vissa vetenskapsmän anser att en sådan här situation kan bli självnärande och glaciärerna skulle då kunna fortsätta att växa tills de täcker nästan hela jordklotet.

Jordens elliptiska bana, jordaxelns lutningsgrad och precessionsrörelse påverkar också uppkomsten av istider. De här variationerna i jordens rörelser kring solen och kring sin egen axel kallas Milanković-cykler efter en serbisk matematiker. De påverkar till exempel somrarnas längd och temperatur. I grova tal varierar jordens elliptiska bana i cykler om cirka 100 000 år, lutningsvinkeln i cykler on 41 000 år och precessionen i cykler om 26 000 år.

Tillväxt och rörelse

En glaciär anses ha bildats när istäcket är tillräckligt tjockt för att kunna flöda. Glaciärer rör sig huvudsakligen på två sätt, genom plastiskt flöde eller genom att glida längs botten. Då glaciären glider längs botten sänker trycket från ismassan vattnets smältpunkt. I mellanrummet mellan isen och markytan bildas då ett tunt vattenlager som möjliggör rörelse. Inlandsisen på Grönland är ett exempel på en glaciär som rör sig på det här sättet.

Tunnare glaciärer, där trycket inte räcker till för att bilda ett vattenlager, kan vara bottenfrusna. Dessa har vanligen ett plastiskt flöde i glaciärens övre delar. En bottenfrusen glaciär kan jämföras med en kortpacke: om man håller kortpacken i handen och skjuter undan korten med fingret, hålls de nedre korten på plats medan de övre korten rör på sig. Plastiskt flöde kan å sin sida jämföras med honung som rinner. Tänk dig en burk med kristalliserad honung som ställs fram över natten. Om honungsburken vänds upp och ner ser det först ut som om honungen hålls på plats. Under natten har dock honungen runnit ut ur burken och ut på bordet. I glaciärens övre delar (< 50 m) är isens tryck lägre och isen är skörare. Till exempel under Weichsel-nedisningen (bild 6) betedde sig den glaciär som täckte Norden sannolikt på alla de ovannämnda sätten.

Äldre än de gamla

Man vet att det har förekommit nedisningar under väldigt lång tid och man spekulerar om att de första inträffade redan för drygt 2 500 miljoner år sedan. Det finns dock inga direkta bevis på så tidiga nedisningar. Däremot finns det i Nordamerika och Europa tydliga bevis på något yngre glaciärer och allmänt kan man säga att det finns väldokumenterade exempel på istider som inföll för 2 200–800 miljoner år sedan.

Ett klassiskt spår efter tidiga istider finns i Ontario i Kanada. Där finns avlagringar som tillhör den så kallade huronska supergruppen och som uppstod för 2 500–2 200 miljoner år sedan. I Europa har man hittat spår efter tidiga nedisningar i Urkkavaara-formationen i östra Finland. Där finns 2 440–2 350 år gamla sedimentstenar (diamiktit) av kraftigt varierande kornstorlek samt fallstenar i turbidit. Turbidit uppstår genom turbiditströmmar. Strömmarna uppstår när det finns rikligt med finkornig substans i vatten som rinner nerför en sluttning. Fallsten uppstår när ett stenblock lossnar från en glaciär eller ett isberg och landar i det mjuka sedimentet.

Man vet ganska mycket om de nedisningar som förekommit under de senaste 600 000 åren och om de isfria eller varma perioderna mellan dem. Bild 7 visar en grov indelning i de senaste glacial-, interglacial- och interstadialperioderna.

 

Nedisning

Bild 7. Nedisningar i Finland under de senaste 600 000 åren (enligt Koivisto 2005).

Rikligt med material

En glaciär för alltid med sig rikligt med material som den enorma kraften i ismassan river loss från berggrunden under isen. Det lösa materialet förs bort av glaciären. Till följd av istransporten uppstår det rikligt med material i olika storlekar där kornstorleken varierar från fint grus och stenblock till gigantiska collage (bild 8). Materialet i en glaciär kan också ha förts dit av vinden. I sådana fall har dammet som har landat på glaciärens yta så småningom dragits in i glaciären och sedan bidragit till de avlagringar som glaciären bildar.

Klippblock

Bild 8. Ett stort klippblock i Kvarkens skärgård. Det finns två teorier om klippblockets ursprung: det är antingen ett flyttblock som förts hit av inlandsisen eller en urtida magmakammare vars väggar har eroderat bort. Bild: Ari Brozinski.

En glaciär som rör sig flödar alltid framåt, också när den drar sig tillbaka. Med andra ord transporteras det blandade materialet som glaciären fört med sig till dess kant, där det vartefter isen smälter bildar olika avlagringar. Avlagringarna grupperas till exempel enligt huruvida de är avlagringar från glaciärfloder eller om de har avlagrats längre bort i en sjö som bildats framför glaciären. Generellt kan man säga att finkornigt material förs längre bort från glaciärkanten än tyngre material. I Kvarkenområdet kan man se många slags sediment som härstammar från glaciärer (bild 9).

Sediment

Bild 9. Sediment från glaciärer (Saale, Weichsel) i centrum av Vasa i korsningen mellan Verkstadsgatan och Olympiagatan.

Källor:

Eyles, N. 1993: Earth's glacial record and its tectonic setting. Earth-Sci. Rev. 35: 1-248.

Koivisto, M. 2005. Jääkaudet. WSOY. Porvoo, Suomi. 240 s.

Mutanen, T. ja Huhma, H. 2003. The 3.5 Ga Siurua trondhjemite gneiss in the Archaean Pudasjärvi Granulite Belt, northern Finland. Bulletin of the Geological Society of Finland 75: 51–68.

Press, F., Siever, R., Grotzinger, J. ja Jordan, T. H. 2003: Understanding Earth, 4th ed. W.H. Freeman and Company. USA. 568 s.