Hopp til innhold

Svalbards geologi

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Longyearbyens første kullgruve, «Amerikanergruva», midt i bildet. Opp til gruva tilhører sandsteinslagene øvre kritt, mens det videre oppover følger tertiære lag, yngre enn 65 millioner år (paleogen). Fra de eldste (nederste) tertiær utnyttet gruva forkullet torv fra den gang en havstrand med myr lå ved gruvenivået. Over gruva starter sandstein og skifer i den såkalte Firkantformasjonen som ikke er kullførende. Den høytliggende rekken av utstående «pyramider» er 60 millioner år gamle, harde sandsteinslag av type Grumantbyformasjonen. Mellom disse har stein og grus rast ut som følge av erosjon, regn og frostsprenging. Den øverste tredjedelen av bildet viser mykere, eroderte sandsteinslag fra midtre og øvre tertiær.
Foto: Erlend Bjørtvedt
Svalbards geologi. Innfelt: Jan Mayen og Bjørnøya.
G = Silurske granittfelt. Kull brytes i felt fra kritt-jura og senere, i det sentrale området (rødt, rosa). Dette omfatter bl.a Longyearbyen, Svea, Grumant og Barentsburg. Det har også vært brutt kull i lag fra karbon ved Pyramiden (lys grønt).

Svalbards geologi er et landfast bilde av geologiske strukturer og prosesser i Barentshavet-området. Dette området har ligget mellom tre grunnfjellsplater: Nord-Amerika, Siberia og Baltika, og er preget av vekselvise strekkinger og sammenstøt mellom disse. Svalbard har en uvanlig variert og komplisert geologi til felles med både det østlige Grønland og havområdene i Barentshavet, som vitenskapen ennå ikke forstår helt. Dagens hovedtrekk i Svalbards geologi skriver seg fra en kombinasjon av sedimentære avsetninger i forbindelse med åpningen av Atlanterhavet, samt hevninger av dypereliggende grunnfjell i forbindelse med jordplatebevegelse, eksempelvis den kaledonske fjellkjedefoldingen for drøyt 400 millioner år siden. Svalbard inneholder rikholdige lag og strukturer som stammer fra perioden kambrium og framover til nyere tertiær. Spitsbergens sentralområde kjennetegnes av gammel havbunn med sandsteinslag helt tilbake til karbon-trias og framover, og kan betraktes som en blottstilt del av lagene på havbunnen her oppe.[1]

Det mest omdiskuterte temaet er hvordan grunnfjellsprovinsene i vest og nord har oppstått. Mens man tidligere mente disse er fragmenter som ble revet av fjerntliggende grunnfjellskjold og siden drev mot hverandre, er det idag en vanligere oppfatning at Svalbards grunnfjell er knyttet til det grønlandske kaledonske grunnfjellskjoldet. I så fall står Svalbard nærmere Nord-Amerika enn Norden i geologisk forstand. Grunnfjellet ligger i dagen i vest og nord, mens det i Sentral-Spitsbergen ligger under et 2–4 km dypt lag av yngre sedimenter.

Det mest iøynefallende trekk for den besøkende er de mange morenene og steinblokkmarkene fra kvartær (nyere istiders avsetninger). Grusvifter, steinurer, blokkmark og morener fyller fjellsidene og elvedalene i store områder, mens brefronter har skjøvet foran seg flere kilometer med morenemateriale helt ut til havet.

Geologisk oversikt

[rediger | rediger kilde]

Svalbard har en nesten komplett lagrekke av bergarter fra jordens oldtid og frem til i dag. Det finnes sjeldne strukturer som vi ikke finner ellers i Nord-Europa. Svalbard er særegent i norsk sammenheng ved å ha de eneste norske landfaste formasjoner fra karbon. De store jura-kritt-formasjoner finner man ikke noe sted på fastlandet utenom Andøya – hvor det i likhet med Svalbard også er funnet fossile fiskeøgler fra jura. Stor avsetning av sedimenter i nyere tid, kombinert med jordskorpeaktivitet hvor geologiske lag både er foldet, innsunket og vendt, har resultert i mye blottlegging av både fossiler, tids-strata og kull. Svalbard har både rike lag av fossiler av dinosaurer og kull – i horisontal såvel som vertikal posisjon. På øygruppen er begge typer geologiske ressurser også mulig å finne helt oppe i dagen, og har gjennom nesten hundre år gjort øygruppen til en viktig arena for både paleontologisk forskning og gruvedrift. Svalbard har på en og samme tid noen av verdens eldste kull og noen av verdens yngste.

Svalbards geologi kan deles i tre hovedelementer:[2]

  • Grunnfjellet på Svalbard med sine alpine, spisse fjell («Spitzbergen») er overveiende ikke så gammelt som i Norden forøvrig, selv om det finnes unntak med små forekomster av 3,3 milliarder år gamle bergarter – like gamle som de eldste på Grønland. Grunnfjellet er stort sett 600–400 millioner år gammelt, fra overgangen mellom jordens urtid (prekambrium) og oldtid (paleozoikum) og videre ut ordovicium til silur. Det består av størknede (magmatiske) og omdannede (metamorfe) bergarter som har vært foldet og omdannet flere ganger, men først og fremst i den kaledonske foldingen for om lag 430 millioner år siden. Vi finner grunnfjellet i tre provinser av ulik alder langs vestkysten og i nord, men alle viser slektskap med Nord-Amerikas og Grønlands grunnfjell. Det eldste grunnfjellet langs vestkysten ble hevet over havnivå først for ca. 40 millioner år siden, da området gled enda lengre bort fra Nordøst-Grønland. Grunnfjellet i nordøst er trolig blottlagt som følge av en mer generell landheving.
Geologiske perioder i fanerozoikum
Tidsskala i millioner år før nå
Hovedavsetning
Neogen 0
Slam
Paleogen
Kritt
100
Kalkstein
Jura
Trias 200
Sandstein
251
Perm
Karbon 300
Skifer
Kalkstein
Sandstein (rød)
Devon
400
Skifer (brun)
Kalkstein, Skifer (lys)
Silur
Ordovicium
Kambrium
500
Sandstein
  • Sedimenter fra sen oldtid / mellomtid (mesozoikum) og framover til nyere tid (kenozoikum) består av ikke-omdannede elve- og havbunnsavsetninger. Fjellene i det sentrale Spitsbergen (det sentrale tertiære basseng) er slike havbunnsavsetninger fra nyere tid, og er noen av de yngste fjellene vi kjenner i Europa. I nord finner vi en stor provins av rød sandstein fra devon, ellers er sentral-Spitsbergen fra Isfjorden og sørover en kileformet provins av ulike nyere sedimenter. Dette kileformede «bassenget» er nedsunket mellom forkastningssoner i vest og øst, og i midten av området (Nordenskiöld Land) er de nyere lagene 2-4 kilometer tykke med en grunnfjellsplattform under. Langs kantene i øst og vest er lagene foldet opp mot det tilstøtende grunnfjellet, slik at forkastningen er vridd 90 grader og stratigrafien blottstilt. Det er en rekke mineraler som har vært forsøkt utnyttet på Svalbard, hvorav kull har vist seg mest lovende. Kullet ved Longyearbyen er med sine 65 millioner år blant verdens yngste, mens kullet ved Pyramiden lengre nord er fra sen devon og tidlig karbon og dermed blant de eldste av verdens kullfelt.[3]
  • Istidene i jordens nyeste tid (neogen) de siste to millioner år har formet landskapet sterkest slik det sees idag. Fjorder, kystsletter og løst steinmateriale er resultatet av erosjon med masser som isbreer og elver har løsnet og brakt med seg. Selve løsmassene omfatter morener, rasmark, elvevifter, talusvifter, steinur og steinblokkmark som dekker store arealer på overflaten. Mange steder er hele daler og fjellsletter helt dekket av slikt løsmateriale. I de større elvedalene er det neogen-masser som preger overflaten, eksempelvis i Sassendalen, Adventdalen og Reindalen. På Svalbard er erosjonen og løsavsetningene etter siste istid så omfattende at det er få landskapsspor å studere som kan berette om tidligere istider. Tidligere tiders morener og blokkmasser er overalt regruppert eller visket ut av den seneste istiden.

Grunnfjellsprovinser

[rediger | rediger kilde]

De tre grunnfjellsprovinsene på Svalbard ble tidligere antatt å være ensartede fra overgangen til paleozoikum, og gikk under betegnelsen Hecla Hoek. Provinsenes ulike karakter ledet den britiske geologen Walter Brian Harland til ideen om at de tydelige nord-sør-løpende grunnfjellsfeltene hadde vært deler av helt forskjellige skjold, for så i tiden etter silur å ha blitt ført sammen fra sør og nord gjennom kontinentaldrift.[4] Han stod bak inndelingen mellom de Sørvestlige, Nordvestlige og Nordøstlige terreng. Det viser seg derimot at bergarter, fossiler og andre trekk ved grunnfjellet alle peker mot en klar forbindelse med Grønland, i motsetning til hva Harlands mente. Grunnfjellet på Svalbard har vært foldet og erodert bort i flere omganger.[5]

Spitsbergen lå fra kambrium via devon og videre klemt mellom Laurentia og Siberia, og ble formet av den kaledonske fjellkjedefolding. Den kaledonske foldingen skjedde trolig for 450–440 millioner år siden, altså i sen ordovicium,[6] basert på studier av Ny-Friesland og Nordaustlandet. Hele vest- og nordkysten er preget av denne foldingen (tidvis kalt Hecla-Hoek-provinsen), med noe nyere, muligens variskisk fjellkjedefolding i sørøst. Fjellene i øst er høyest. Midtpartiet er et 100 km bredt belte fra sør til nord og utgjør en graben som sank ned under platetektonisk aktivitet i devon-perioden. Den nordlige delen av grabenen forble uforandret devonsk, mens den sørlige delen fra Isfjorden og nedover ble dekket av hav og yngre sedimenter langt senere, mange av dem fra kvartær og tertiær.

Mye tyder på at det langs vestkysten er rester av en subduksjonssone (hvor en jordplate har foldet seg under en annen), særlig ved Motalafjellet sør for St. Jonsfjorden. Vi finner i nord en inntil 5 km bred sone av subduksjonsbergarter som eklogitt, serpentinitt, skifer samt rester av typisk havbunnsskorpe. Det som er vanskelig å forklare på vestkysten av Svalbard, er hvorfor subduksjonssonen med havbunnsegenskaper opptrer midt imellom to soner med rester av kontinentalt grunnfjell som er nesten helt identisk. Ulike forklaringer er framsatt for dette fenomenet, det kan skyldes oppsprekking av en riftdal som ble oversvømt, det kan skyldes store sideveis forskyvninger slik Harland mente, eller det kan skyldes at dette var øst-grønlandske kaledonider som ble revet av i devon-tiden.

Det nordøstlige terreng

[rediger | rediger kilde]

Det nordøstlige terreng omfatter øyen Nordaustlandet og nordøstre del av Spitsbergen. Fjellet er eldst i øst, og dateres med sedimentære avsetninger for 1200–900 millioner år siden, og senere vulkanske masser som er 960–950 millioner år gamle.[7] I tiden som fulgte ble disse avsetnings- og smeltemassene omdannet, foldet og brutt ned flere ganger, inntil Hecla Hoek-bergartene framtrer fra 630 millioner år siden med tydelige avsetninger fra isbreer og havbunn. Skiftet har av enkelte vært satt i sammenheng med total nedising av jorda («Snowball Earth») etterfulgt av klimaskifte med stigende havnivå. Isbre-avsetningene er omdannet til et morenekonglomerat som kalles tillitt, og som finnes i grunnfjellsformasjonene her oppe. Havbunnsavsetningsperioden som kan ha fulgt etter en nedisning av jordkloden har på sin side etterlatt mye marin kalkstein som ikke er særlig omdannet.

I Ny-Friesland langs østfjorden av Wijdefjorden er det fem skyvedekker av grunnfjell oppå hverandre med skifer, amfibolitt, gneis og granitt. Nederst ligger inntil 1750 millioner år gammel gneis, med yngre skifer oppå dette, og skyvedekkene er foldet i en 150 km lang fold som kalles Atomfjell-antiformen. Lengre øst i Ny-Friesland finner vi omdannet leirskifer med blant annet fossile trilobitter – som på Øst-Grønland og i Canada. Newtontoppen på Ny-Friesland består av grovkornet, typisk øybue-granitt som er 432–420 millioner år gammel, og kan tyde på at grunnfjellet ble revet løs av Øst-Grønland.[7] Newtontoppens granitt trengte inn i omkringliggende, eldre bergarter for 432 millioner år siden.[8]

Grunnfjellet i midten rundt Hinlopenstretet er yngst – med omdannet sedimenter fra inngangen til oldtiden inklusive ordovicium. Her er lag av karbonatbergarter, sandstein, kvartsitt og leirskifer.

Lengre øst, på nordkysten av Nordaustlandet er grunnfjellet blottet langs kysten og i Rijfdalen mellom de store isfonnene. Øst for Lady Franklinfjorden er det bergarter med granitt, gneis, migmatitt og vulkanske bergarter. Botniahalvøya er i stor grad vulkansk med ca. 950 millioner år gamle lava-bergarter og gangbergarter. Lengre sør har den rosa Rijpfjord-granitten trengt inn i eldre bergarter og omdannet disse. Øst for Duvefjordener det mye migmatitt, gneis og granitt, med hele fire generasjoner av bergarter ute på Isispynten med gneis, granitt, amfibolitt og doleritt.[9]

Det nordvestlige terreng

[rediger | rediger kilde]
Nordspissen av Prins Karls Forland består av en komplisert blanding av grunnfjell fra neoproterozoikum og kambrium. Grunnfjellet ble foldet og hevet under sammenstøt med Grønland-platen for om lag 40 millioner år siden.
Foto: Per Harald Olsen
Grunnfjellet i Krossfjorden er gammelt – fra mesoproterozoikum – men likevel foldet i paleogen for bare omkring 40 millioner år siden.
Foto: Svein-Magne Tunli

Det nordvestlige terreng omfatter nordvestre del av Spitsbergen med Forlandet, Oscar II Land, Haakon VII Land og Albert I Land. Underlaget i nord er klassisk prekambrisk gneis og migmatitt. Men over dette er det gjennomskjærende, riftdal-pregede ganger av diabas fra tiden like før kambrium. Grunnfjellsoverflaten brytes opp i og rundt Raudfjorden, hvor det skjærer inn nord-sør-gående soner av dypbergsartige mylonitter. Foldingene fra det kaledonske sammenstøtet kan være svært uttalte, som ved Liefdefjorden i øst. Nord for Kongsfjorden finner vi generelt mye gneis, migmatitt og granitt, mange steder med innlagte skjærsoner med marmor og kvartsitt. Øst for Magdalenefjorden finner vi en 411 millioner år gammel granitt med navn etter Hornemanntoppen – et fjell som preges av svært bratte fjellformer.[5]

Bockfjorden, som er en sidefjord av Woodfjorden i nordvest, har varme kilder som en rest av nyere tiders vulkanisme fra neogen. Området ligger i forkastningsgrensen mellom det vestlige Hecla Hoek-beltet og den devonske grabenen.

Ved St. Jonsfjorden finnes rester av havbunnsskorpe og subduksjons-materiale som eklogitt, serpentinitt og blåskifer, som er dannet inntil 80 km nede i jordskorpa og siden bragt oppover gjennom heving nedenfra og erosjon ovenfra. Enda lengre sør finner vi mye like strukturer som man finner i det sørvestlige terrenget sør for Isfjorden, med skifer, sandstein, kalkstein og tillitt. Hele den vestligste kystsonen er derimot sterkt preget av en svært sen fjellkjededannelse i tertiær, for 40 millioner år siden.

Det sørvestlige terreng

[rediger | rediger kilde]

Det sørvestlige terrenget omfatter sørvestre del av Spitsbergen sør for Isfjorden: områdene vest for Grønfjorden samt Wedel Jarlsberg Land. Det er et komplisert geologisk område med sterkt foldede strukturer. Bergartene består mye av fyllitt, kvartsitt, kalkstein, dolomitt og konglomerat. Stedvis finner vi både vanlig konglomerat og morene-skapt tillitt som er fra istidsperioden for 600 millioner år siden. Under disse ligger kalkstein og dolomitt hvor det også kan finnes urgamle stromatolitter. I Sørkapp Land finner vi også før-kaledonske avsetninger fra kambrium og ordovicium, med fossile trilobitter, blant annet i fjellet Hornsundtind.

Samme type subduksjonssone som vi finner i det nordvestlige terreng, framstår også i en sone nord-sør i Wedel Jarlsberg Land og nede ved Hornsund og vestlige Sørkapp Land. Trolig har subduksjonen skjedd etter midten av ordovicium – altså ved starten av den kaledonske fjellkjedefoldingen, nettopp da Laurentia-Grønland og Baltica støtte sammen her oppe. Den endelige kollisjonen i silur skapte foldinger som kan være svært uttalte, som ved Midterhuken i Bellsund.

Nordlige sedimenter fra devon

[rediger | rediger kilde]
Satellittfoto av botnen av Woodfjorden, fjellene i Andrée Land i midten, og Wijdefjorden såvidt synlig øverst til høyre. De røde devon-sandsteinene preger det isfrie landskapet.
Foto: Jesse Allen, NASA Earth Observatory

For 405 millioner år siden begynte en langsom nedbrytning av Den kaledonske fjellkjede. Da Grønland og Baltica drev fra hverandre begynte erosjonen på overflaten å sette inn i devon, mens det også skjedde en strekk i jordskorpa som følge av krefter nede i dypet. Strekkingen startet allerede for drøyt 420 millioner år siden og skapte nord–sør-gående bruddsoner over hele Norge og Svalbard.[10] Det store Laurasia-kontinentet var fortsatt samlet, men kollisjonen var på klar retur. Erosjonen brakte store mengder stein og grus nedover grunnfjellssidene og ut på elvesletter, innsjøer og grunn havbunn fra den foregående silurtiden. I det sentrale Spitsbergen gikk det i nord en nord-sørgående graben eller basseng som erosjonsmassene kunne avsettes i.

På denne tida var jordkloden varm og tørr, og antakelig preget av ørken («Old Red-kontinentet») med mye jernoksid som ga erosjonsmaterialet rødfarge. I det sørlige Andrée Land og nordre James I Land og Dickson Land ble det avsatt rød sandstein, såkalt Old Red Sandstone med noe konglomerat fra erosjonen. Det er også avsatt noe leirstein i området, samt innslag av grågrønn og gul sandstein noen steder. Lengre nord ved innløpet til Woodfjorden og Wijdefjorden er massene yngre og avsatt i en periode med mindre tørt kilma – her er de devonske sedimentene grå eller svarte. Overgangssonen midtfjords mellom eldre rød og yngre grå devonsk sandstein har dramatiske forkastninger og fargespill med gul sandstein.

Ved Raudfjorden og Monacobreen i vest er det en isolert nord-sør-gående devonsk struktur i Raudfjord-forkastningen mellom eldre grunnfjellslag. Dette omfatter den eldste Siktefjell-gruppen fra tidlig-devon ved Liefdefjorden, og rundt Raudfjorden Red Bay-gruppen som ligger oppå og er litt yngre. Her er det en del konglomerat, og sandsteinen er på sitt eldste med dyprøde og grå konglomerater avsatt av elver, ikke ulikt devon-avsetningene på Vestlandet. Videre følger Breibogeforkastningen og den sentrale, store Andrée Land-gruppen med gradering fra eldre dyprød lag i sør (Wood Bay) til yngre grå lag oppå disse ytterst i kystsonen (Grey Hoek). Også lengst i sør ved Billefjorden like nord og vest for Pyramiden er det noen yngre lag, men generelt avgrenses røde devonlag i sørøst av Billefjord-forkastningen – herfra og østover ligger de et stykke under nyere lag fra karbon og perm.[11] Felles for det sørligere, «røde» området er at de devonske lagene mange steder er foldet i senere tid.

I devonavsetningene, særlig i de røde i sør, er det gode fossiler av urfisk som er så karakteristiske for devon og som hjelper til dateringen. Lengre nord i de grå-grønne lagene er muslinger mer utbredt. I denne perioden vokste også de første landplanter fram, og det er funnet fossile sporeplanter fra elvesletter og grunne ferskvannssjøer i de nordlige, «grå» områdene lengst nord.[12][13]

Den svalbardske fjellkjededanningen

[rediger | rediger kilde]

I devonlagene i nord er det folder som vitner om fjellkjededanning i sen devon, særlig i vest og sør. I vest ses dette tydelig i overgangene mellom Red Bay- og Andrée Land-gruppene, og fjellkjededanningen var samtidig med Den ellismeriske fjellkjededanningen i Nordvest-Grønland og Nordøst-Canada (Ellesmere Island). Fjellkjededannelsens bevegelser synes å ha vært moderat sterke og fulgt eldre forkastningssoner. Noen steder ble skyvedekker skapt. Langs Billefjord-forkastningen i øst ble grunnfjell fra Ny-Friesland foldet over devonske lag, som dessuten ble foldet. Muligens beveget også devon-bassenget i Andrée Land seg sideveis nordover samtidig.[14]

Store endringer i karbon og perm

[rediger | rediger kilde]
Alkefjellet i Lomfjorden ved Hinlopenstredet, er typisk for karbon-perm-lagene på nordøstre Spitsbergen. Mørk slam- og sandstein fra karbon er overdekket av lysere sand- og kalkstein fra perm. Vi ser at porøse sedimenter egner seg godt som fuglefjell, med tilhørende frodig, godt gjødslet vegetasjon rett nedenfor reirplassene.
Foto: Jerzy Strzelecki
Sassenfjorden har vannrett lagdelte, mørke skiferavsetninger av slam og silt fra perm.

I karbon og perm sprakk landskapet opp, og Grønland og Norge begynte å drive fra hverandre. Det ble dannet riftbassenger på Svalbard og i Barentshavets kontinent. Bassengene skulle etter hvert utvide seg, og elvebassenger og -sletter la mye av Svalbard under elver eller grunne sjøer. Nord-Atlanteren var lukket, men det var åpent hav i nordøstre Barentshavet, og de brede elvedalene førte regnvann og sedimenter fra Svalbard, Grønland og Norge i retning dette havet.[15] I karbon stod grunnfjellet langs vestkysten og fjellene fra Andrée Land og sørover over elveslettene, det samme gjaldt Wedel Jarlsberg Land. I dypbassenger og elvesletter mellom disse sonene skjedde det avsetninger av slam- og sandstein i karbon, og sand- og kalkstein i perm. Det vokste flere titalls meter høye bregne- og mangrove-sumpskoger i området, og de nederste, mørke lagene fra karbon er delvis kull-førende.[16] Formasjonene fra perm preger Billefjorden, Tempelfjorden, Lomfjorden og andre steder på begge sider av Hinlopenstredet. Utviklingen var ganske lik lengre sør i Barents-området ned til Finnmark. I perioden skjedde en langsom stigning av havnivået som først snudde mot slutten av perm, da sørlige og østre Svalbard sto under relativt grunt hav. Slamstein avsatt i grunnsjøer rike på alger, kan føre olje og gass og gir grunnlag for petroleumsletingen i områdene, inklusive Svalbard og Bjørnøya.

Ikke minst oppstod et basseng i vest langs Hornsundforkastningen, en gammel struktur som langt senere også dannet grensen hvor Grønland og Svalbard revnet fra hverandre i nyere tid. Her ble sandstein og konglomerat avsatt i store vifter østover, og kan fortsatt ses i 1,5 km tykkelse i Hornsund.[17] Hele dagens sentral-Spitsbergen var et grunt elve- og sumpområde (Adriabukt) hvor det ble avsatt sand og slam rikt på plantemateriale, med torv og sporeplanter som siden ble til kull. Det var også stor bergartsdannelse øst for Lomfjord-Agardhbukt-forkastningen, dvs helt øst på Spitsbergen og sør på Nordaustlandet. Det var antakelig sideveis bevegelser nord–sør både mellom Norge og Grønland, og lokalt på Svalbard langs de gamle før-devonske forkastningssonene.

Midt i karbon sprakk det opp et riftbasseng langs Billefjord-forkastningen, og denne 15 kilometer brede Billefjordgrabenen la grunnen for de karbonske og permiske avsetningene som går i nord-sørlig retning øst for Isfjorden, i Torell Land og Sabine Land. Det tørre og varme klimaet ga opphav til rød sandstein (Gipsdal), men det ble også avsatt grå anhydritt og mørk dolomitt. Mange av overgangene mellom disse avsetningene kan ses i fjellene bak byen Pyramiden, hvor de grå kullførende lagene fra tidlig karbon ligger under gule, røde og grå sedimentlag fra senere karbon. Her ble kulldriften forøvrig gjort på kullførende lag fra karbon. Liknende forhold kan man se lengre nord innerst i Austfjorden (Wijdefjorden), og lengre sør ved Bjørnøya og i Barentshavet.

Platebevegelsene og riftdanningene stoppet opp i sen karbon, og etter hvert ble et stabilt landskap stående under havvann. Unntaket var langs Hornsundforkastningen, hvor det var en aktivitet som blant annet hevet Bjørnøya oppover. Siden mange høyfjellsområder nå ble oversvømt, ble det lite eller ingen sedimentdannelse i området, med unntak av Billefjordgrabenen som fortsatt ble fylt opp av sedimenter. Mengden koraller, dyr, kalkalger og bløtdyr var stor, så bergdannelsen i Svalbards grunnhav preges derfor i sen-karbon og tidlig perm av kalkstein og dolomitt, som fortsatt kan sees som en tynn kappe over eldre sandstein. Allerede i 1827 fant Baltazar Mathias Keilhau på sin ekspedisjon armfotingen Spirifer keilhavii på Bjørnøya, og enkelte steder er det funnet rester av undervannsrev. Lengre ut i tidlig perm ble området tørrlagt og oversvømt igjen noen ganger, og det ble dannet anhydritt og gips. I Billefjorden ble det for mer enn hundre år siden startet prøvedrift på gips ved Gipshuken innerst i Isfjorden. Fjellet Skansen i Skansbukta i Billefjorden består av gips og anhydritt under 260–250 millioner år gamle lag av kisel fra sen perm (Tempelfjord). Slike kisel-lag danner også Akseløya i Bellsund, de er så harde at isbreene som gravde ut Van Mijen-fjorden ikke maktet å bryte ned dette tverrstilte kisellaget.

I karbon lå Svalbard fortsatt i de nordlige tropene, og sumpskoger skapte avsetning av kull som finnes nord i Billefjorden (Pyramiden). Laurasia drev nordover og skapte et stadig mindre tropisk og mer subtropisk eller temperert klima. Klimaendringene ga stadig nye avsetninger med innslag av tropisk, kullførende sump- og elvelandskap i tidlig-karbon (Billefjord), via ørkenfargede avsetninger i sen-karbon (Gipsdal), og senere kalkavleiringer og deretter sand- og kalkstein i perm (Tempelfjord). Området lå etter hvert på 30–40° nord. Det oppstod avanserte karsporeplanter og tidlige frøplanter, og det skjedde en veritabel eksplosjon i mangfoldet av insekter. Dyrelivet utviklet seg fra panserpadder til reptiler.

Nord-Atlanteren åpnes i perm

[rediger | rediger kilde]

I perm støtte Laurasia og Gondwana sammen til Pangea, som i nord ble separert fra Laurentia ved at Nord-Atlanteren åpnet seg mellom Grønland og Norge, og hele Barentshavet inklusive Svalbard ble oversvømt av hav. Det nordlige Svalbard var et grunt strandområde, resten var havbunn med sand- og slamavsetning (Tempelfjord) snarere enn kalksteinsdannelse. Dette tyder trolig på kaldere og fuktigere klima med mye kiselsvamper i et dypere og kaldere hav, som dannet svært harde bergarter. Noen topper stod opp av havet eller var bare såvidt oversvømt, og kun her ble kalkslam avsatt basert på rikere marint liv i grunnhavene.

Viktige fossilfunn er armfotinger, krinoider, koraller og bryozoer (Kapp Starostin). Enkelte geologer mener at deler av Barentshavet igjen ble landfast i noen millioner år i slutten av perm, en indikasjon på at det stadig stigende havnivået i karbon-perm ble bragt på retur.[18][19] Sandsteinsformasjoner som oppstod på grunt vann kan muligens inneholde olje, noe et funn på Finnmarksplattformen lengre sør i 1993 viste. Perm avslutter jordens oldtid med en masseutsletning som markerer en ny epoke ved inngangen til mesozoikum.

Sedimenter og svaneøgler i mesozoikum

[rediger | rediger kilde]
Skisse av svaneøgle på land. Den norske paleontologen Jørn Hurum har gravd ut slike, blant annet ved Janusfjellet nord for Longyearbyen.
Tegning (Heinrich Harder)
Skisse av tidlig panserpadde
Tegning (Pavel Riha)

Ved overgangen fra perm til mellomtida med trias for 251 millioner år siden, avfødte masseutryddelsen et nytt dyreliv, med dinosaurer på fastlandet i Norge og Norskehavet, og muslinger, blekksprut, fisk og fiske- og svaneøgler i nordhavet ved Svalbard. Disse dyregruppene utviklet seg enda mere i den påfølgende jura. Allerede i trias nærmet Barentshavet seg 50° nordlig bredde og klimaet ble klart temperert og fuktigere, noe som medførte økt avsetning av sand og andre sedimenter.[20] Samtidig steg havet da ismassene sør i Pangea smeltet. I hele trias var fjellrekken langs vestkysten landfast og forbundet med Grønland (Vardebukt). Bjørnøya lå på en høyde som var vekselvis landfast og oversvømt, med bare tynne sedimentlag fra trias som resultat. Også på Svalbard er lagene fra tidlig trias tynne, bare 10–40 meter, og er dominert av leirstein fra tiden med havstigning (Bravaisberg), og sandstein fra tiden med havnivåreduksjon som ved Festningen.[21] I Palanderbukta på Nordaustlandet ligger et tynt lag av meget hard, mørk doleritt fra trias som et erosjons-beskyttende lag over mykere sandstein fra perm.[22]

Utover i trias ble også de høyeste områdene i øst igjen landfaste (Vikinghøgd), med brede elvesletter som brakte slam via strandkanter og deltaer langs forkastningene og inn i grunnhavet som nå bare dekket det sentrale Spitsbergen fra nord til sør. Slamstein fra midtre trias (Botnehei) hadde stort innslag av både fosfat og organisk materiale fra marine alger, og er avsatt midt og øst på Spitsbergen, på Edgeøya, Barentsøya og lengre ute i Barentshavet. På Svalbard ble denne slamsteinen for hundre år siden kalt «oljeskifer», og det ble gjort prøvedrift på fosfat ved Kapp Thordsen i Isfjorden.

På Bjørnøya er det funnet en tre meter lang og om lag 220 millioner år gammel panserpadde fra midtre trias. Det er rikelig med fossiler i slamsteins-lagene langs sørkysten av Isfjorden, bl.a 135 millioner år gamle musling- og blekksprutskall fra jura, 100 millioner år gamle avtrykk av dinosaurer, og 65 millioner år gamle plantefossiler og kull fra tertiær. Fossiler av dinosaurer fra trias-jura er funnet i f.eks. Festningen geotopvernområde som ligger ytterst ved Isfjorden på grensen mellom de yngre midtmassene og de kaledonske dekkene i vestbeltet. Plantedekket bestod hovedsakelig av moderne karsporeplanter og bartrær.

Havbunnsavsetninger i jura og kritt

[rediger | rediger kilde]

Sent i trias var det bare østre og sørøstre Svalbard som stod under vann, og stadig mer organisk slam ble avsatt (Tschermakfjell). Slammet har avsatt en jernholdig, rød leirstein kalt sideritt, eller «purpurskifer». Samtidig førte platebevegelser til heving av områder rundt Svalbard med økt sand- og slamavsetning øst på øygruppen som resultat (De Geerald). Nå oppstod store deltasletter hvor karsporeplanter, alger og andre sumpplanter sank til bunns og skapte kull-leier på Hopen og i Barentshavet i sen trias. Etter hvert ble nesten hele Barentshavet fylt opp og landfast og klimaet varmt og fuktig med stor erosjon, noe som bevitnes i dag av skiftevise lag av lys kvartsitt-sandstein og rødere leirskifer på Spitsbergen (Knorringfjell) fra overgangen mellom trias og jura. Bare Barentsøya og Edgeøya lå da fortsatt under havnvået.

Kong Karls Land fikk en dreining fra sand- til slamtilførsel ettersom dette relativt grunne havet trakk seg tilbake. Det grunne havet skapte lite trykk på sedimentene, og de små øyene har derfor fine lag av lys og mørk sand- og slamstein som kan skjæres med kniv.

I jura var Spitsbergen og øyene i sørøst tidvis dekket av hav, men fortsatt var havet grunt. De store sand- og slamsteinavsetningene skjedde i denne perioden i øst – på Nordaustlandet, Barentsøya, Edgeøya og småøyene lengre øst og sør. Strandkysten med elvedelta-avsetninger av sand og slam nådde Hopen, Kong Karls Land og Hinlopenstredet østfra (Svenskøy, Kongsøy). Senere i jura ble hele Svalbard oversvømt og det ble avsatt fosfatrike, tynne lag av kalksand (Brentskardhaug). På Vest-Spitsbergen var havet dypere og ga godt sammenpressede, tynne sandsteinslag fra jura. Riftdannelsene i Norskehavet forplantet seg aldri lengre nord enn til Bjørnøya, som ble hevet, men ikke landfast. Havet var varmt og fullt av marint liv, og ga grunnlag for oljerikdommer over hele verden. Men det dekkende havet over Svalbard ga derimot ganske liten sedimenttilførsel[23] og gjør det lite sannsynlig med oljefunn fra jura-kritt her. Svart eller mørkt grått slam fra jura har avsatt skiferaktige bergarter over mye av Svalbard, men de er bare bevart i Grønfjorden samt i et langt belte fra Bohemanflya, Janusfjellet og Adventfjorden i nordvest til Agardhbukta i sørøst, samt videre derfra til Kong Karls Land (Agardhfjell, Rurikfjell). De inneholder fossiler av muslingen Buchia, andre bløtdyr og ammonitter, for eksempel på østsiden av Adventfjorden. På Janusfjellet er det dessuten funnet en fiskeøgle samt svaneøglen Tricleidus svalbardensis fra sen jura. Ved overgangen til kritt overtar en gul-grønn leirstein av glaukonitt (Myklegardfjell), som kan tyde på dypere hav.[24]

Ved inngangen til kritt-tiden for 145 millioner år siden, ble kontinentalskorpen hevet fra nord og det nordlige Svalbard ble mere tørrlagt – nordfra og sørover. Dette økte avsetningen av sand og slam nordfra. Samtidig steg havet og nådde sent i kritt sitt høyeste nivå noensinne – kanskje hele 350 meter høyere enn i dag – og stoppet tørrleggingen. Samtidig var Barentsområdet lengre sør og vest også en tilsvarende høytliggende plattform som hindret de norske havriftene fra å trenge østover – de trengte i stedet nordover over Svalbard. Bassenger ble dannet i Sentral-Spitsbergen og utenfor Sørkapp, samt ved Kong Karls Land og Bjørnøya. Sprekkesonen og strekkingen i jordplatene medførte at Svalbard gled lengre bort fra Nord-Grønland. I bassengene ble det avsatt hele 500–700 meter tykke sedimenter i løpet av kritt, mens lagene utenom bassengene er på 200–300 meter med mye avsetning av kalkstein basert på det yrende dyrelivet i havet. Svært mye av lagene er derimot erodert bort i ettertid, men det er betydelige sedimentrester i Sørkappbassenget og Olgabassenget, tilsvarende som i Hammerfest-, Tromsø- og Helgelandsbassengene. Langs nordkysten av dagens Isfjorden ble sand og slam avsatt blant annet ved Grønfjorden (Helvetiafjell). Ved Festningen ytterst i fjorden står de nederste sandsteinslagene vertikalt og danner formasjonen – med fotavtrykk av ulike dinosaurer i sandsteinen. Sentralt på Spitsbergen ble det avsatt tykke sedimentlag (Carolinefjell). Laget er tykkest i sør hvor det har vært mindre erodert, inntil 1 000 meters tykkelse mot bare 200 meter nord i det sentrale Spitsbergen-bassenget.

Ved Bjørnøya var det avsetning av kalkstein og mergel i grunt hav (Kviting). Et annet spesielt fenomen i tidlig kritt var sprekkdannelse mellom Alaska og Asia som forplantet strømmer av lava vestover til Franz Josef Land og Kong Karl Land – en av de få vulkanske restene på Svalbard.[25] Disse vulkanlagene ga en erosjon som avsatte skittengrå-grønne sandsteinslag i de øvre lagene av Helvetiafjellformasjonen, både på østlige Spitsbergen, Barentsøya og Edgeøya.

Betydelig havbunnsspredning i verdenshavene ga mye utsig av CO2 i kritt, og dermed jevnt høy temperatur kloden over; 10 °C høyere enn 2006 og med isfrie, skogdekte polområder.[26] Vi finner rester av de tempererte løvskogene i fossiler fra kritt i for eksempel Longyeardalen. Frøplantene utviklet seg raskt i kritt. I dyreriket hersket fuglene og dinosaurene, med funn av blant annet Iguanodon fra Svalbard. Ellers var marine skalldyr og alger sammen med krypdyr som kjempeskilpadde, fiske- og svaneøgler viktige i alle oversvømte områder, som i Sentral-Spitsbergen. Kritt avsluttes med en masseutrydding av de store krypdyrene.

Kenozoikum og kullet på Svalbard

[rediger | rediger kilde]
Fossil av lønneblad fra Longyeardalen, trolig fra tertiær.
Foto: Erlend Bjørtvedt

Inngangen til paleogen (tertiær) og jordens nytid kenozoikum for 65 millioner år siden, markerer en fortsettelse av sedimentavsetningene på sentral-Spitsbergen (Aspelintopp). I denne perioden skjedde det stor havbunnsspredning hvor først Norskehavet, og deretter Grønlandshavet åpnet seg kraftig. Forut for dette var det noe strekking i jordskorpen mot Svalbards vestkyst, og sammen med den påfølgende havbunnsspredningen ved Grønlandshavets utvidelse for 35–30 millioner år siden, skapte dette sterke forkastninger og graben-dannelse ved blant annet Forlandet. Fjellkjeden langs vestksten av Svalbard ble foldet opp og Spitsbergen ble presset sammen med anslagsvis 10 kilometer.[27] Dette sees idag som sterke foldebelter i fjell nord for Isfjorden og i Midterhuken i Bellsundet. Det er også synlige skyvedekker flere steder i Oscar II Land og Wedel Jarlsberg Land. Fjellkjededannelsen fra vest presset mot sentralbassenget på Spitsbergen og bygde opp en vertikal «brett» langs Grønfjorden.

Samtidig ble hele Barents- og Svalbardområdet sterkt hevet. I løpet av kenozoikum ble Svalbard hevet hele 3 000 meter, mest i nord. De hevede områdene ble deretter sterkt erodert, men det er fortsatt et synlig trekk at fjellområdet på Spitsbergen heller sørover. Den sterke erosjonen i hele området har fjernet mye av kenozoikum-lagene i Barentshavet med unntak av Hammerfest- og Bjørnøybassengene. I sentralbassenget på Spitsbergen kan de samme lagene studeres på land.

Under havbunnsspredningen i paleogen oppstod det vulkanisme som blant annet la grunnlag for Jan Mayens framvekst, og det er vulkanske basalter også i Andrée Land og ellers rundt Woodfjorden i nord. For 25–10 millioner år siden dekket et inntil 400 meter tykt lag av mørk lavastein de røde devonskiferne i fjellområdet mellom fjordene i Andrée Land. På enkelte fjelltopper ligger hard basalt igjen som en beskyttelse mot forvitring. Vulkanismen i Atlanterhavet medførte at CO₂-mengder og temperaturer steg inntil en påfølgende nedkjøling startet i neogen (kvartær) for 2 millioner år siden. Dette var ledsaget av at Norge og Svalbard drev videre nordover – så sent som ved inngangen til paleogen for 65 millioner år siden lå Svalbard bare 60° nord. Det var temperert løvskog med mye bøk på Svalbard, mens strendene langs havbukten var preget av torv mellom elvene. Gastropoder (snegler) og mange slags muslinger og fisk overtok havene. En midlertidig utvidelse av havbukten i sentralbassenget før eocen, for ca. 60 millioner år siden, ga oversvømming av nye deler av sentralbassenget og avsetning av sandstein nye steder (Basilika, Grumantby). De øverste, sedimentære lagene fra paleogen og neogen ligger således over de kullførende lagene fra tidlig-paleogen. Vi ser utspring av sandstein fra Basilika- og Grumantby-formasjonene som tydelige framstikkende former i fjellene rundt Longyearbyen. I eocen fra om lag 55 millioner år siden økte avsetningen av sedimenter (Frysjaodden), og snart ble dette så omfattende at avsetningene fylte opp sentralbassenget og bygde opp fast land fra vest mot øst (Battfjell). Denne nye kyst-oppbyggingen sees i fjellene som skråstilte lagstrukturer (klinoformer) på tvers av de generelle sedimentlagene, eksempelvis i Adventtoppen like ved Longyearbyen. Da havbukta ble fylt igjen, oppstod det bare sedimentdanning i elvedalene (Aspelintopp), hvor torvvekst ga de øverste, tynne kullagene.

Sentralt på Spitsbergen er det dannet kull av plantemateriale – forkullet sumpskog fra kritt, og forkullet torv og løvtrær fra paleogen (tertiær) som er inntil 65 millioner år gammel.[28] Planteslekter i de frodige, delvis sumpaktige skogene var blant annet lønn, hestekastanje, snelle, Ginkgo, Glyptostrobus, Koelreuteria, Metasequoia, Nyssidium, Osmunda, platan, Pseudolarix, Sequoia og Taxodium.[29][30][31][32] Dette er blant de yngste kulleiene vi kjenner til – kull forbindes andre steder oftest med den langt eldre karbon-perioden. I dagens kullfelt er det lag fra kritt og paleogen som utnyttes (rosa og rødt på kartet lengre oppe i artikkelen), og det er hele fem vertikale lag (fløtser). Den nederste Svea-fløtsen er fem meter tykk og består av rent, høyverdig kull. Den midterste kalles Longyearbyen-fløtsen og utnyttes både der og i Barentsburg. De øverste, tynne fløtsene fra torvvekst i elvedalene har også vært forsøkt utnyttet.

Kullforekomsten i Pyramiden tilhørte langt eldre lag av forkullet sumpskog og bregneplanter fra karbon. Kullagene er horisontale ved Longyearbyen, som ligger midt i sentralbassenget, men vertikale ved Barentsburg og skrå ved Sveagruva, som ligger i henholdsvis vest- og østgrensen av bassenget. Det har vært leting etter olje siden 1960-tallet, spesielt helt innerst i Billefjorden, men det er ikke gjort drivverdige funn.

Panorama over indre Longyeardalen. Til venstre den nedlagte Nye Gruve 2, i midten dalen fra Larsbreen langs utstikkeren Sarkofagen, videre Lars Hiertafjellet bak til høyre og kanten av Nordenskiöldkammen i forgrunnen til høyre. Helt nederst i dalbunnen og langs foten av Sarkofagen ligger kvartære morener og blokkmasser som isen har felt ut i løpet av de siste ti tusen år. Ellers følger lagene hovedprinsippet med de eldste lagene nederst og de nyeste øverst - fra kritt nederst til midtre tertiær øverst. Gruvene ligger i overgangen fra kritt til tertiær. Til høyre for gruva ses tydelige talusvifter nedover fjellsida.
Foto: Erlend Bjørtvedt

Istider og løsmasser

[rediger | rediger kilde]
Freemansundet mellom Barentsøya og Edgeøya viser lagdelte sedimentfjell fra trias, men først og fremst ser vi resultater av istidene: brede elvesletter under fjellmassiver dekket av løsmark av steinblokker.

Ved inngangen til pleistocen (kvartær) for 2,588 millioner år siden innledet jordkloden et dramatisk klimaskifte med overgang til istider. De resulterende isbreene førte til mye produksjon av løsmasser i form av morener, blokkmark og steinur over hele det sentrale Spitsbergen og andre øyer. Siden landhevingen samtidig har vært stor, i alt 3 000 meter i løpet av paleogen og neogen, er løsmassene fra isbre- og elvepåvirkning spredt over en rekke høydelag i store områder. Svalbard var dekket av is både i Saale- og Weichsel-istidene. Et viktig produkt av istidene er de brede strandflatene i nord, som kalles fly langs kystene av Svalbard. En av de største strandflatene på hele Svalbard er Nordenskiöldkysten sør for utløpet av Isfjorden. Dessuten gravde isen ut elvedaler til veritable fjorder, eksempelvis Van Mijenfjorden.

I mellomistidene var det mildt og det ble avsatt både sedimentære og marine materialer som blåskjell og andre bløtdyr. Dette skjedde både i siste mellomistid (eem) fra Billefjorden og under den sterke avsmeltingen for 10 700 – 4 500 år siden.[33] Dagens isbreer på Svalbard er i mange tilfeller maksimalt 3 000 år gamle, ifølge analyser av bunnslam som er tatt i boreprøver fra Linnévatnet ved Festningen geotopvernområde. Det var varmest for 8 200 til 6 500 år siden, men det var også svært mildt i flere perioder også etter dette. Blåskjell, som ikke finnes idag, er funnet i lag rundt Isfjorden fra etter siste istid.[34]

Istidene omfattet også en siste episode av vulkanisme i Bockfjorden, hvor Sigurdfjellet utgjør en inntil 1 million år gammel vulkan med rester av både tilførselsganger og tilknyttede varme kilder. Den er forbundet med en manteldiapir nordvest for Svalbard.[35]

Referanser

[rediger | rediger kilde]
  1. ^ Skjeseth, Steinar: Norge blir til - Norges geologiske historie, Schibsted, Oslo 2002, side 50–53.
  2. ^ Elvevold 2007, s. 8.
  3. ^ Ramberg 2007, s. 269.
  4. ^ Ramberg 2007, s. 226–227.
  5. ^ a b Elvevold 2007, s. 11.
  6. ^ Birkenmajer, Krzyscztof: «Caledonides of Svalbard and Plate Tectonics». Bulletin of the Geological Society of Denmark, bd. 24, 1975, side 15.
  7. ^ a b Ramberg 2007, s. 228.
  8. ^ Elvevold 2007, s. 12.
  9. ^ Elvevold 2007, s. 13.
  10. ^ Ramberg 2007, s. 237–238.
  11. ^ Ramberg 2007, s. 253–254.
  12. ^ Elvevold 2007, s. 14–15.
  13. ^ Ramberg 2007, s. 256.
  14. ^ Ramberg 2007, s. 257.
  15. ^ Ramberg 2007, s. 266–267.
  16. ^ Elvevold 2007, s. 30.
  17. ^ Ramberg 2007, s. 266.
  18. ^ Ramberg 2007, s. 280.
  19. ^ Elvevold 2007, s. 15.
  20. ^ Ramberg 2007, s. 332–333.
  21. ^ Ramberg 2007, s. 337–338.
  22. ^ Elvevold 2007, s. 16.
  23. ^ Ramberg 2007, s. 392.
  24. ^ Ramberg 2007, s. 414.
  25. ^ Ramberg 2007, s. 437–438.
  26. ^ Ramberg 2007, s. 421.
  27. ^ Ramberg 2007, s. 472.
  28. ^ Elvevold 2007, s. 31.
  29. ^ Uhl, Dieter m.fl. (2007). «Fossil leaves as palaeoclimate proxies in the Palaeogene of Spitsbergen (Svalbard)». Acta Palaeobotanica. 47 (1): 89–107. ISSN 0001-6594. 
  30. ^ Birkenmajer, Krzyscztof og Zastawniak, Ewa (2005). «A new late Palaeogene macroflora from Bellsund, Spitsbergen». Acta Palaeobotanica. 45 (2): 145–163. ISSN 0001-6594. Arkivert fra originalen 31. mars 2016. 
  31. ^ Schweitzer, Hans-Joachim (1980). «Environment and climate in the early Tertiary of Spitsbergen». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 30: 297–311. ISSN 0031-0182. doi:10.1016/0031-0182(80)90062-0. 
  32. ^ Manum, Svein (1964). «Studies in the Tertiary flora of Spitsbergen, with notes om Tertiary floras of Ellesmere Island, Greenland, and Iceland: a palynological investigation». Norsk Polarinstitutt Skrifter. 125. ISSN 0369-5417. 
  33. ^ Ramberg 2007, s. 501 og 509.
  34. ^ Ramberg 2007, s. 549.
  35. ^ Elvevold 2007, s. 24–25.

Litteratur

[rediger | rediger kilde]

Se også

[rediger | rediger kilde]

Eksterne lenker

[rediger | rediger kilde]
Autoritetsdata


Hentet fra «https://no.wikipedia.org/w/index.php?title=Svalbards_geologi&oldid=24744795»