To minutter uten friksjon

5-ingress
08.03.2017
I geofaget må man innstille seg både på de lange og de korte tidsskalaene. Hendelser som forandrer den geologiske utviklingen kan skje på kort tid: Store fjellskred, jordskjelv og meteorittnedslag har en tidsskala på noen få minutter.

Noen få minutter der det blir utløst ekstremt høye mengder energi, og fjell blir knust i sjokk-deformasjon.

Sporene etter slike katastrofale hendelser kan være vanskelige å tolke. De skjer sjelden, og hvis det finnes øyenvitner har de som regel andre ting å tenke på i disse minuttene enn å gjøre geologiske observasjoner.

For å tolke sporene etter fortidas katastrofer må vi kombinere feltarbeid med laboratorieforsøk og modeller av hvordan fjell og sedimenter oppfører seg under sjokk.

 

Hanen i ura

 

Skredet i Gloppedalsura.

Skredet i Gloppedalsura.
Sentral lobe med store blokker og lobe til venstre som har strømmet langs dalbunnen på nokså lav skråningsvinkel ned mot Gloppevatnet. 

 

Gloppedalsura i Rogaland er en av de største ras-urene nord for Alpene. Det går sagn om den. Folk sa at raset begravde en gård, og at man i sju år kunne høre en hane gale inne i ura.

Under skredet i Gloppedalen, som i virkeligheten gikk like etter at innlandsisen trakk seg tilbake, har steinmassene fylt opp hele dalbunnen og flytt videre langs dalen et stykke. Det virker som friksjonen har vært lavere enn det en ville vente.

Det finnes fjellskred med mer ekstreme bevegelser enn Gloppedalsura. En venn av meg kom nylig fra sommerferie i Canada og viste meg et opptrykk av den geologiske rapporten fra 1904 om Frank Slide i Alberta.

 

Frank slide. Kilde: Google Earth

Frank slide.
Kilde: Google Earth

 

Han hadde aldri sett et slikt ras selv om han kom fra en vestlandsbygd. Massene bestod av oppsprukket kalkstein som raste fra ca. 900 høydemeter ned i dalen og fortsatte med en fart av ca. 50 kilometer i timen over elva og nesten to km opp den slake skråningen på den andre sida før de bråstoppet. Steiner på flere meter i diameter føyk gjennom lufta, og hele rasområdet ble dekket av et lag på 15-20 meter med stein. En del av gruvelandsbyen Frank ble begravd av massene.

Geologene rapporterte at utformingen av rasmassene var som om de hadde beveget seg som en seig væske. Det virker det som at disse steinmassene har beveget seg med lavere friksjon enn i «vanlige» skred der energien har vært mindre.

I Wyoming ligger Heart Mountain med blokker av kalkstein fra karbon oppå bassenginnfylling av paleocen alder. Kalksteinene ligger i en trolig flere tusen meter tykk pakke som er flyttet minst 40 kilometer.

Den tektoniske grensa mellom disse enhetene er gjennom tidene blitt tolket på ulike måter, som utglidning og som skyvegrense. I dag regnes dette paleocene skredet som det største som hittil er påvist på landjorda.

 

Mjølnir og Ritland: Strukturer som trengte en forklaring

På slutten av 1980-tallet arbeidet jeg med tolkning av Oljedirektoratets 2D-seismikk for å kartlegge de uåpnete områdene i Barentshavet.

En av de seismiske linjene viste en uvanlig struktur i jura-lagene nær havbunnen. I mangel av en bedre forklaring la jeg den inn på kartet som en plugg av magmatiske bergarter.

Jeg var ikke helt fornøyd siden dette var et område der det ikke var kjent vulkansk aktivitet.

Noen år seinere foreslo Steinar Gudlaugsson en alternativ tolkning. Han påviste at det var en 40 km stor ringformet struktur rundt pluggen, og hevdet at pluggen var den sentrale høyden i et meteorittkrater.

Seinere boringer og analyser viste sjokkomvandlete kvartskorn og at Steinar hadde rett. Mjølnirkrateret var påvist. Og jeg satt igjen med spørsmålet: Hvorfor har de store nedslagskratrene en sentral høyde, og hvorfor var det ikke en dyp kratergrop rundt Mjølnir?

 

Seismisk flatekart av Mjølnirkrateret i Barentshavet på bunn kritt nivå. 

Seismisk flatekart av Mjølnirkrateret i Barentshavet på bunn kritt nivå.
Den sentrale høyden stikker opp ca 200 m fra den ringformete strukturen som er 40 km i diameter. Krateret ble dannet i løse sedimenter i overgangen mellom kritt og jura, og er i dag for det meste begravd under yngre sedimentære lag.
Kilde: http://folk.uio.no/ftsikala/mjolnir

 

Når man kommer fra Hjelmeland i Ryfylke og går inn i Ritlandsstrukturen åpner landskapet seg mot en skrent av alunskifer. Den ligger omgitt av grunnfjell, mer enn 300 meter under det subkambriske peneplanet i området.

Første gang jeg var der med kolleger midt på 1980-tallet så vi etter fossiler, men vi ble også overrasket over å finne en sedimentær lagrekke med tykke konglomerater og sandsteiner under alunskiferen.

De neste 15 årene besøkte jeg strukturen mange ganger på dagsturer, uten å forstå geometrien av strukturen og hvordan den kunne være dannet.

Jeg prøvde å tolke den i lys av det jeg kjente til fra før: det subkambriske peneplanet, basalkonglomeratet, folder og skyvedekker, men det jeg så passet ikke med noe jeg hadde sett i fjellkjeden tidligere.

I 2000 gjorde jeg en kartlegging av utbredelsen av de tykke konglomeratlagene som ligger mellom skiferen og grunnfjellet. Det ble klart at dette var rasvifter som var eldre enn skiferen, og kartet over rasviftene definerte en sirkulær struktur som var nesten tre kilometer i diameter.

Det var på tide å mobilisere geologene på Universitetet i Oslo, der det norske miljøet for forskning på meteorittkratre er samlet.

Johan Naterstad viste meg borkjernene gjennom hele lagrekka i Gardnoskratret. Henning Dypvik dro i gang flere runder med feltarbeid og ekskursjoner. Og veiledet meg inn i faglitteraturen. Nå begynte brikkene å falle på plass.

 

Utsikt fra nord over Ritlandstrukturen.

Utsikt fra nord over Ritlandstrukturen.
Grønn ring: Grense for sedimenter og skyvedekker avsatt etter dannelsen av krateret.
Hvit linje: Grense for den bevarte delen av kraterveggen. Hvit pil (til venstre) peker på kratervollen.

 

Tørt fjell som flyter

Jay Melosh publiserte i 1989 et arbeid om kraterdannelse som burde bli lest av alle som er interesserte i sjokkdeformasjon og den korte tidsskalaen i geologi. Han sammenstilte og korrelerte data om kratre på Jorda, planetene og månene i solsystemet og modellerte de fysiske prosessene.

Under selve kraterdannelsen oppfører fjellet seg som en «Bingham fluid». Det vil si at for stress under et visst nivå vil det deformeres plastisk, ved skjærbevegelser, men over dette nivået vil det flyte som en seig væske.

En kan skille mellom den umiddelbare kraterformen som dannes i løpet av noen sekunder ved sammenstøtet mellom Jorda og prosjektilet fra verdensrommet, og den endelige formen.

Den endelige formen er blitt til ved at fjellet som knuses i kollisjonen i løpet av et minutt eller to strømmer tilbake ned i den umiddelbare kratergropa. Dette tidsrommet der fjellet flyter tilbake mot krateret kalles modifiseringsfasen. Når den tar slutt har krateret fått sin endelige form.

Jo større prosjektilet er, jo lengre tid vil kollisjonen og modifiseringsfasen ta, fra ett til flere minutter.

I store kratre danner denne innstrømmingen en sentral høyde, akkurat som når regndråper treffer en vannoverflate og vannet kommer opp igjen fra treffpunktene. Denne innstrømmingen skjer raskt. Hastigheten er omtrent som man observerer i store fjellskred, størrelsesorden 50 km i timen.

Prosessene skjer på samme måte på Jorda, på Mars og månene i solsystemet, og krever ikke at det er vann tilstede.

Melosh skriver også om ejekta: materialet som kastes ut av krateret som følge av kollisjonen.
 
Nær kraterkanten vil en forvente å finne et sammenhengende flak av ejekta. Lengre ute ligger avsetninger av fjellblokker og steiner som er gått i ballistiske baner og som avtar i størrelse vekk fra kraterkanten. Tenk på hva som skjer når man kaster en stein ut i vannet: Det kommer opp et flak av vann og en sprut av dråper.

 

Ejekta forteller om energien i sammenstøtet.

Ejekta forteller om energien i sammenstøtet.
15-50 meter tykke megablokker (gul linje) som er kastet nesten 1 kilometer utenfor kraterkanten. Det subkambriske peneplanet er vist med rød linje.


Det virkelig banebrytende i arbeidene til Melosh er at han også introduserte og beregnet en fysisk modell for hvordan strømningen foregår.

Tanken er at fjellet rundt kollisjonspunktet brytes opp og fragmentene kolliderer med hverandre under de kraftige rystelsene som blir utløst av den enorme energien i kollisjonen. Bevegelsen av fjellmassene kan modelleres som en væske, men i detalj strømmer det som følge av utallige kollisjoner mellom fragmentene det er delt opp i.

Strømmingen slutter når rystelsene dør ut – etter ett eller flere minutter - og da stivner krateret i sin endelige form. Prosessen er allment akseptert i miljøene som forsker på nedslagskratre og kalles akustisk fluidisering. Fjellet oppfører seg som en væske selv om det er tørt.

 

I felt med modell

Henning Dypvik ved Universitetet i Oslo fant sjokk-strukturer i kvartskorn i prøver vi samlet inn fra Ritlandsstrukturen i 2007. Funnet ledet fram til et større prosjekt finansiert av Norges forskningsråd for å finne ut mer om dette krateret som nå var sikkert påvist.

 

Mikroskopbilde av kvartskorn med sjokklameller.

Mikroskopbilde av kvartskorn med sjokklameller.
Slike lameller kan bare dannes under ekstremt høye trykk, slik en får i nedslagsområdet.

 

Valerij Shuvalov fra det russiske vitenskapsakademiet i Moskva ble nå med på prosjektet for å lage en matematisk modell for dannelsen av krateret.
 
Krateret var vanskelig å påvise fordi det er modifisert av geologiske prosesser gjennom mer enn 500 millioner år. Nedslaget som dannet Ritlandskrateret skjedde i tidlig eller mellom-kambrium og traff det grunne havet som den gangen dekket det subkambriske peneplanet.

Krateret ble seinere fylt igjen med marine sedimenter, begravd under kaledonske skyvedekker og delvis erodert fram igjen under istidene.

Når Elin Kalleson, Abdus Azad, masterstudentene, Henning og jeg skulle gå i felt var det viktig å holde greie på nøyaktig hvor vi var i forhold til det opprinnelige krateret. Kombinasjonen av feltarbeid med en nøyaktig modell som vi hadde plassert inn i en terrengmodell var svært nyttig.

 

Modell av krateret (Shuvalov), plassert inn i terrengmodell.

Modell av krateret (Shuvalov), plassert inn i terrengmodell.
Sett fra vest. Orange prikker viser grense for rasvifter og grønne prikker undergrense av mellomkambrisk skifer.

 

Ritlandsområdet viste seg å inneholde mye mer enn vi hadde drømt om. Det viser unike profiler fra sentrale deler av krateret, langs kraterveggen, gjennom kratervollen og fire kilometer gjennom ejekta, helt dit hvor steinmaterialet fra krateret blir for smått til å kunne kjennes igjen uten mikroskop.

Slike profiler er svært viktige fordi de fysiske modellene for kraterdannelse bygger mye på bilder fra planeter og måner, på laboratorieforsøk og matematisk modellering. På jorda kan modellene bli kalibrert med studier i felt.

 

Ritlandskrateret, kraterkanten i sør.

Ritlandskrateret, kraterkanten i sør.
Grunnfjellet er knust ned til store og små biter på grunn av kreftene som ble utløst av nedslaget. Foto tatt fra drone (A.Deryabin). Blotningen er ca. 50 m lang.

 

 

Energi og rystelser - ikke bare i nedslagskratere

Rystelsene fra et stort jordskjelv varer i ca. ett minutt. Energien i de kraftige jordskjelvene er så stor at den får jordaksen til å vippe litt.

Breksjene som dannes i en tektonisk knusesone kan i noen tilfeller likne på breksjene vi finner i veggen på Ritlandskrateret.

Seismologene har et problem med å forklare at forskyvningene under de store jordskjelvene ser ut til å gå nesten uten friksjon selv på store dyp der det er svært lite fluider tilstede.

En dag i felt spurte jeg Elin Kalleson om det kunne være mulig at en kan bruke teorien for akustisk fluidisering også for å analysere bevegelsen i glideplanet under de kraftigste jordskjelvene. «Joda, sa Elin. Selvsagt. Jay Melosh publiserte en artikkel på det i Nature i 1996. Jeg kan gi deg referansen.»

Energien som ble utløst i Storeggaraset forårsaket en tsunami - og laget sitt eget nedslagsfelt. Det ble publisert av Petter Bryn og hans medarbeidere i 2005 og beskrevet som en «impact zone» der havbunnstopografien flater ut på ca. 2500 meter vanndyp.

Rasmassene har hatt stor fart ned skråninga og dumpet ned på en flatere del av havbunnen. På figuren ser vi nedover langs rasgropa mot denne nedslagssonen, som er ca. 80 kilometer bred

På seismiske profiler er de bløte sedimentene i dette «kraterområdet» transparente, det ses ikke noen tydelig lagning. Nedslagsfeltet er omgitt av en voll med diatome-slam som har svært lav tetthet og derfor stor oppdrift. Utenfor vollen ligger det en lav kompresjonsrygg.

Hvilke mekanismer er det som overfører kreftene fra nedfallet av rasmasser til kompresjonsryggen i disse bløte sedimentene?

 

3D-modell av havbunnen i nedre del av Storegga-raset  med utsikt mot nedslagsfeltet.

3D-modell av havbunnen i nedre del av Storegga-raset med utsikt mot nedslagsfeltet.

 

Teorien om akustisk fluidisering kan anvendes på fjell som utsettes for ekstreme rystelser over kort tid (noen få minutter).

Innenfor miljøet som forsker på utviklingen av vårt solsystem er den allment akseptert og anvendt på nedslagskratre og store skred. Innenfor klassisk geologi virker det for meg som at teorien er lite kjent.

Ritlandsprosjektet har vist at det er svært god overensstemmelse mellom geologiske observasjoner og fysisk modell, både i krater og ejekta.

Jeg tror det ville være svært nyttig å teste og prøve å kalibrere denne teorien også på andre naturfenomener der store energimengder blir utløst på kort tid, slik som i skred og store jordskjelv. Det ligger flere mysterier der som venter på sin forklaring.


Tema: Geologi