Den geologiske Naturs Udvikling og Dynamik

P:\TOMMYJ\Geologi A 2001-02\tekster\UDVIDY2001b.DOC 

1 

Den geologiske Naturs 

Udvikling og Dynamik

Jørgart, T. 2001: Den geologiske naturs udvikling og dynamik. 

Publikationer fra Institut for Geografi og Internationale 

Udviklingsstudier. Kompendium nr. 91. 2. udgave. 2. 

oplag (elektronisk). Roskilde Universitetscenter. 


2

Indhold 


3 

Indhold..................................................................................................................................................3 

Tak........................................................................................................................................................4 

Introduktion..........................................................................................................................................5 

Universets og stoffets udvikling...........................................................................................................6 

Universets oprindelse ................................................................................................................................................6 

Tidsmåling. Aldersbestemmelse ved radioaktivt henfald. Datering af grundstofdannelsen.......................................7 

Stjernernes og grundstoffernes udvikling ..................................................................................................................8 

Solsystemets og Jordens oprindelse og udvikling..............................................................................11 

Solsystemets oprindelse...........................................................................................................................................11 

Temperatur og kemisk miljø i Jordens nærmeste omgivelser umiddelbart før Jordens dannelse ............................13 

Kvantitativ model for solsystemets temperatur og kemiske miljø forud for planeternes dannelse ..........................13 

Dannelsen af planeterne...........................................................................................................................................17 

Jordens termale og kemiske udvikling.....................................................................................................................18 

En model for dannelsen af de primære sfærer: kerne og kappe (øvelse) .................................................................18 

Hvordan laver man en rapport om Jordens termale udvikling? ...............................................................................20 

Jernkernens indsynkning og Jordens termale udvikling, et eksempel på en rapport................................................20 

Udviklingen fra en totalt smeltet Jordklode til de ældste bjergarter ........................................................................21 

Jordskorpens udvikling og dynamik...................................................................................................23 

Pladetektonik...........................................................................................................................................................23 

Bjergkædedannelse (orogenese) ..............................................................................................................................25 

Årsager til pladebevægelser.....................................................................................................................................28 

Kontinenternes udvikling.........................................................................................................................................29 

Dannelsen af bjergarter ved smeltning og størkning..........................................................................32 

NaCl-vand som modelsystem ..................................................................................................................................32 

Dannelse af basalt....................................................................................................................................................34 

Dannelsen af SiO2-overmættede bjergarter..............................................................................................................35 

Dannelsen af granitiske bjergarter (øvre kontinentskorpe)......................................................................................37 

Dannelse af malm ....................................................................................................................................................40 

Atmosfærens og hydrosfærens udvikling...........................................................................................43 

Selvtest ...............................................................................................................................................45 

Referencer ..........................................................................................................................................46 

Stikordsregister...................................................................................................................................47

Tak 


4 

Tak til Ingrid Jensen for grafisk assistance til denne såvel mange andre opgaver gennem årene.

Introduktion 


5 

Dette kompendium omhandler følgende: 1) Den geologiske naturs udviklingshistorie lige fra 

universets skabelse og til i dag. 2) De dynamiske processer, der danner og vedligeholder de globale 

geologiske miljøer i naturen. 

Kompendiet fungerer som den første introduktion til geologi ved geografiuddannelsen ved 

Roskilde Universitet, kaldet Geologi A. Ved undervisning i geologi er det en gammel erfaring, at et 

tidligt overblik over sammenhænge i det geologiske spektrum er vigtigere end alle andre gode 

formål. En ufuldstændig, til tider mangelfuld fremstilling af de enkelte delemner med mange løse 

ender er den pris, der (gladelig) betales. Eneste faremoment er den fejlagtige forestilling, at 

kompendiets ordforråd og faglige niveau afspejler de endelige pensumkrav til Geologi A. For at 

befordre overgangen til niveauet ovenover, henvises jævnligt til anden litteratur, hvoraf noget er 

pensum. Vigtigste pensum er Brown et al. 1992: “Understanding the Earth”. Referencer til denne 

skrives f. eks U2, hvilket betyder kapitel 2 i denne bog. Nærmere oplysning om pensum findes i 

pensumlisten. Der henvises også til andre kompendier, der bruges til undervisning på Geologi A, f. 

eks. “Den geologiske Naturs Processer og Materialer (Jørgart, 1997). Ofte står der bare “se 

andetsteds”, hvilket betyder at en eksakt henvisning ikke er mulig for nærværende. 

I øvrigt er det hensigten at benytte 5 slags referencelitteratur: Faglige referencer, hvor sagen 

blev præsenteret første gang (f. eks. Bowen 1928), gedigne lærebøger (Sharma 1986, Mason & 

Moore 1982), sidste skrig, opslagsværker (Gummibiblen, Robie et al. 1978), 

undervisningsmaterialer til gymnasiet og HF (Sørensen 1989) og populære bøger eller artikler 

(Teuber, Allaart). Det er kun alt for sjældent muligt at finde alle 5 typer. Kommende udgaver af 

kompendiet skal arbejde på den side af sagen. 

I kompendiet indgår et antal problemstillinger, nogle af dem forholdsvis krævende. De er 

beregnet til at træne studenternes arbejde med modeller. Modelarbejde er opklaringsarbejde. Hver 

eneste geologiske påstand er en slags konklusion, der bygger på modelarbejde. De få hundrede 

modeller, der arbejdes instrumentelt med i kursusforløbet, skal repræsentere tankegangen i de 

utallige modeller, der ikke er kapacitet til at gennemarbejde. Studenterne skal vænne sig til, at 

modellerne altid ligger skjult i de nøgne sætninger, hårdkogt formuleret, men de forventes forstået 

alligevel. Studenterne skal opøve evnen til at indtage den rigtige distance til de geologiske påstande, 

de læser: ikke udenadslære, heller ikke nødvendigvis fuld beherskelse, men noget derimellem, lad 

os kalde det forståelse. De metoder, der skal bruges hertil, hentes fra fysik, kemi, naturgeografi, 

matematik, EDB, biologi. Det er ikke altid påkrævet at arbejde kvantitativt, men ind imellem er det 

uomgængeligt. 

Øvelse. Hvad menes der med følgende sætning: Radioaktiv varmeudvikling i bjergarten er 

utilstrækkelig til at smelte den indenfor geologisk tid. 

Mindst 5 forskellige geologiske og geofysiske begreber skal være forstået for at denne sætning 

giver fuld mening. 

Denne 2. udgave fra 1999 har været udsat for mange redaktionelle forbedringer i forhold til 1. 

udgave fra 1997. Den elektroniske version af 5. sep. 2001 indeholder herudover kun få ændringer.

Universets og stoffets udvikling 


6 

Oversigt: Universets hyppigst forekommende stoffer: hydrogen og helium er opstået, kort efter 

universet blev skabt ved “Big Bang” for 10-20 milliarder år siden. Den hydrogenrige gas har 

fungeret som udgangsmateriale for kerneprocesser i stjerner, hvorved de fleste andre grundstoffer 

er blevet udviklet. Supernovaeksplosioner har dannet resten af de tungeste grundstoffer og 

befordret en effektiv og spredning af samtlige grundstoffer i rummet. En supernovaeksplosion fandt 

sted for 5 milliarder år siden i vor del af Mælkevejen og efterlod en gasblanding, beriget på 

gammelt stjernemateriale. Der dannedes tåger, hvorfra Solen og solsystemets planeter, heriblandt 

planeten Jorden, opstod ved sammentrækning. 

Universets oprindelse 

Spørgsmålet om universets oprindelse blev første gang genstand for videnskabeligt arbejde med 

Einsteins almindelige relativitetsteori i 1915. Siden den tid er den moderne kosmologi bygget op. 

Medvirkende til kosmologiens sene start var, at astronomerne først så sent som i 1923 erkendte, at 

der fandtes galakser, uden for vor egen galakse, Mælkevejen. Hubble, som stod bag denne 

opdagelse, fortsatte i 1929 med at vise, at disse fjerne galakser bevæger sig væk fra os og fra 

hinanden med hastigheder, der må tolkes ved, at universet ekspanderer. 

Hvis vi følger ekspansionen bagud i tid, vil alt stof i universet være samlet i et ganske lille 

område for 10-20 milliarder år siden. (1 milliard år betegnes 1 Ga = giga annae, dansk giga-år). Den 

alment accepterede teori er, at en gigantisk eksplosion ("Big Bang" = Det store Brag, the primordial 

fireball = ur-ildkuglen) fandt sted på daværende tidspunkt, hvilket markerede skabelsen af 

universet. (Kosmologiske grundbegreber er fremstillet populært af Teuber 1994). 

Men hvad eksploderede? Hvad gik forud? Dette er spørgsmål, som drukner i fundamentale 

videnskabsteoretiske og kvantemekaniske vanskeligheder. Hvilke eksplosionsprodukter dannedes? 

Kernefysiske beregninger viser, at eksplosionsprodukterne vil være hydrogen blandet med 23-28 % 

helium og ganske små mængder lithium og beryllium. 

Den nøjagtige bestemmelse af universets alder er ikke helt ligetil og diskuteres jævnligt. Et 

særligt problem er, at der findes stjerner, der er bestemt til at være 15-20 Ga, dvs tæt på at være 

ældre end Big Bang. Alle andre kendte aldre passer ellers godt nok: Solsystemet, grundstofferne og 

andre delsystemer er alle yngre, endda væsentlig yngre end universet. Udfra mængden af radiogent 

bly dannet ved henfald af radioaktivt uran kan man datere grundstofdannelsen til ca. 5 Ga. (følgende 

afsnit).

Tidsmåling. Aldersbestemmelse ved radioaktivt henfald. Datering af 

grundstofdannelsen 

Tidsmåling er så fundamental, at nogle principper og et enkelt eksempel er påkrævet fra start. 

Enhver proces har en hastighed, med hvilken den forløber, og hastighedens omvendte funktion har 

dimensionen tid pr “et eller andet, der lader sig måle”. Det er derfor muligt at bruge en proces med 

kendt hastigheder til at måle den tid, i hvilken processen har forløbet. Det simpleste eksempel er et 

timeglas. Hvis x korn passerer glassets indsnævring pr. sekund, måles tiden som 

t = y/x, 


7 

hvor y er det antal korn, der passerer i den tid, man ønsker at bestemme længden af. 

Et andet simpelt eksempel: En bil, der kører fra København til Korsør befinder sig i Ringsted. 

Klokken er 11 10 , bilen kører 55 km i timen. På hvilket tidspunkt forlod bilen København? Dette 

eksempel er let at løse, når man har foretaget nogle geografiske opslag. Forskellige mere eller 

mindre tvivlsomme forudsætninger skal dog gøres (intet rødt lys eller benzinpåfyldning undervejs, 

etc.). Dette eksempel ligner dateringen af Big Bang en hel del. Naturlovenes invariable karakter 

skåner os dog for at skulle tage stilling til genvordigheder som rødt lys o.l. Til gengæld dukker 

andre besværligheder op: hvor meget bremses ekspansionen af massetiltrækningen? 

Ethvert udtryk, hvori tiden indgår som parameter, kan i princippet bruges som tidsmåler, 

d.v.s. løses med hensyn til t. Den nødvendige og tilstrækkelige betingelse er blot, at der kan skaffes 

kendskab til alle andre størrelser i udtrykket. Vil man bestemme længden af en tidsperiode i 

naturen, må man opstille en hændelsesmodel, hvori tidsafhængigheden er formuleret. Vi skal senere 

i dette kompendium formulere modeller til bestemmelse af Solens brændetid og oceanbundens 

alder. 

Antallet af muligheder til geologisk aldersbestemmelse er meget stort, men et flertal af disse 

hviler på hypotetiske forudsætninger. Simplest og sikrest virker isotopgeologisk aldersbestemmelse 

(for det meste kaldet radiometrisk aldersbestemmelse; hvilket er fejlagtigt: radiometri er faktisk 

noget andet). Isotopgeologisk aldersbestemmelse forudsætter, at geologiske materialer indeholder 

målelige mængder af et eller flere radioaktive grundstoffer og deres datterisotoper, en forudsætning, 

der er opfyldt for de fleste bjergarter og meteoritter. 

Isotopgeologisk aldersbestemmelse tillige med andre typer dateringer er behandlet af 

Hawkesworth & van Calsteren (U7). Endvidere henvises til et kompendium om isotopgeologisk 

aldersbestemmelse, der indeholder et mindre antal øvelser (Jørgart 1996a). På dette sted vil vi blot 

give et første indtryk af metodens karakter. 

Et geologisk materiale, hvor samhørende målinger af mængderne af en radioaktiv isotop og 

dens datterisotop er bestemt, indeholder information om alderen af materialet. I heldigste fald kan 

en alder udregnes direkte udfra en simpel tidsbestemmelsesformel: 

t = (1/λ) ln ((N+D)/N), 

hvor λ er henfaldskonstanten, N er antal atomer af den radioaktive moderisotop, D er antal atomer 

af den radiogene datterisotop. Vi vil nu bestemme grundstofsyntesens alder, idet vi benytter 

henfaldsserien 235 U- 207 Pb, d.v.s., at N = antal atomer af 235 U, D = antal atomer af 207 Pb. λ for denne 

henfaldsserie er 9.72 10 –10 a –1 . (a=år).

Ifølge Rösler & Lange (1972, tabel 92) opgives mængderne af jordskorpens indhold af U og 

Pb af seks forfattere A-F som følger: 

A (1924) B (1933-9) C (1937) D (1949) E (1962) F (1964) 

Pb (ppm) 20 16 16 16 16 12. 5 

U (ppm) 80 4 4 3 2.5 2.7 


8 

Rösler & Lange (1972, tabel 13) opgiver også isotopsammensætningen af U og Pb, idet det opgives, 

at 235 U udgør 0.72% af U, og 207 Pb udgør 22.60% af Pb. Udfra tabellens kolonne F finder vi, at der 

skal bruges godt 5.2 milliarder år på at udvikle den observerede mængde 207 Pb. Men hvad er det 

egentlig for en tid, vi har bestemt? Hvis vi antager, at skorpen er dannet engang i Jordens urtid og 

oprindelig indeholdt U, men intet 207 Pb, der således udelukkende må stamme fra henfaldet i den 

forløbne tid, er det kontinenternes sande alder, vi har bestemt. Men disse forudsætninger er jo højst 

spekulative. Og givet er det, at skorpen ikke kan være blevet dannet før Jorden selv, der er 4.6 

milliarder år gammel. Hvis vi antager, at U og Pb forekommer i skorpen i samme mængdeforhold 

som i solsystemet som helhed, og at alt 207 Pb stammer fra henfaldsreaktionen og ikke fra 

grundstofsyntesen, bliver det nemmest. I så fald er det urans (og de øvrige tungere grundstoffers) 

dannelsestidspunkt, vi har bestemt. Med tilnærmelse er det sådan, det forholder sig. 

Grundstofdannelsen fandt sted for ca. 5 milliarder år siden. Men mange overvejelser skal gøres før 

man kan føle sig overbevist herom. 

Stjernernes og grundstoffernes udvikling 

Den gasblanding som fyldte universet efter "Big Bang" indeholdt hovedsagelig hydrogen og helium. 

Dannelse af de øvrige grundstoffer kræver en anden form for grundstofsyntese. Kernefysiske og 

astrofysiske studier har vist, at der i stjernernes centrum hersker betingelser, hvorunder de fleste 

grundstoffer kan dannes ved kerneprocesser med hydrogen som det primære råmateriale. 

Kerneforbrænding af hydrogen påbegyndes og vedligeholdes ved temperaturer af størrelsen 10 7 K 

(Kelvin). Udløsningen af gravitativ (potentiel) energi i forbindelse med udviklingen fra gaståge til 

stjerne kan forklare, hvorledes denne høje temperatur fremkommer. Når hydrogen er antændt 

bremses yderligere sammentrækning af strålingen. Hovedparten af en stjernes liv er domineret af 

rolig hydrogen-forbrænding gennem mange milliarder år. Vor egen stjerne, Solen, er et eksempel på 

en hydrogenforbrændende stjerne, hvis regelmæssige kerneild har leveret energi til Solens 

udstråling i 4.56 milliarder år. 

Reaktionskæden, hvorved H forbrænder til He, består af mange trin, der sammenlagt giver 

nettoreaktionen 

4 1 H = 4 He + 2e + + energi (stråling) 

Energimængdens størrelse bestemmes udfra masseændringen for reaktionen i henhold til Einsteins 

velkendte formel E = mc 2 .


9 

Øvelse: Model for Solens energiforråd og brændetid. Til bestemmelse af solens omtrentlige 

energiforråd antages det, at solen udelukkende består af hydrogen, som skal forbrændes 

fuldstændigt til helium. Massetabet ved reaktionen bestemmes i procent. idet isotopmasserne slås 

op i “Gummibiblen (Handbook of Chemistry and Physics, 1996). Elektronens masse er svær at 

finde i Gummibiblen. Den er 0.00054860 amu. Solens masse M ✺ = 2.10 30 kg. Brug Einsteins formel 

til at bestemme energiforrådet i solen og sammenlign resultatet med den årligt udsendte solenergi på 

10 34 J. 

Hydrogenforbrændingen vil i henhold til modelberegningen kunne fortsætte i over 100 

milliarder år, men dette vil ikke svare til virkeligheden. Når H er opbrugt i centrum kan 

sammentrækningen fortsætte her. For Solens vedkommende vil dette tidspunkt komme om ca. 5 Ga. 

Andre stjerner har andre tidsskemaer, hvilket afhænger af stjernemassen. 

En model for den fortsatte grundstof dannelse i stjerner følger. Når H er opbrugt i centrum af 

stjernen vil forbrændingen slukkes her, og sammenfaldet af stjernens kerne finde sted. 

Temperaturen vil da stige, indtil den når op omkring 10 8 K, hvor He begynder at brænde til kulstof: 

3 4 He = 12 C + energi (stråling). 

Energiudviklingen bliver nu meget voldsom: Stjernen bliver til en rød kæmpe. 

Fra nu af går udviklingen hurtigt. Temperaturen i centrum når snart et punkt, hvor 4 He kan 

begynde at reagere med det nydannede kulstof. Herved dannes oxygen ( 16 O). Yderligere forhøjelse 

af temperaturen tillader dannelsen af neon ( 20 Ne), magnesium ( 24 Mg), silicium ( 28 Si), svovl ( 32 S) 

o.s.v., alle multipla af 4 atommasser. Princippet er simpelt. Når et grundstof er opbrugt i centrum, 

trækker stjernen sig sammen som følge af tyngdekraften, dens temperatur stiger og antænder en ny 

reaktion, hvorved 4 He reagerer med det sidst dannede grundstof under energiudvikling. 

Ved de høje temperaturer vil stjernen imidlertid i stigende omfang producere andre 

grundstoffer end dem, som er kombinationer af heliumkerner. Dette sker ved sammenføjning med 

protoner og neutroner, som opstår ved voldsomme sammenstød mellem atomkerner i centret. Nogle 

af de dannede kerner er ustabile (radioaktive) og henfalder til mere stabile kerner. Reaktionerne i 

stjernernes indre følger samme mønster frem til dannelsen af grundstoffer med massetal på op til ca. 

60 (jern, kobolt og nikkel). To forhold ændrer sig herfra: De tungere grundstoffer såsom tin, bly og 

bismuth kan på grund af den større kerneladning ikke bygges ved fusion af ladede partikler, men må 

benytte neutronindfangning, hvorved kernerne bygges ved, at indfange et stort antal neutroner 

enkeltvis. Overgangsformerne er imidlertid stærkt ustabile og når som regel at henfalde inden ny 

neutronindfangning finder sted. Neutronindfangning er derfor ineffektiv. Opbygning af de tungere 

grundstoffer er endvidere hæmmet af, at de pågældende kerneprocesser ikke frigør, men absorberer 

energi. (Normalt kan kun processer, der frigør energi forløbe spontant, jfr. forbrænding af benzin i 

en motor eller en kugle, der ruller nedad en skråning). Af samme grund kan stjernen ikke længere 

producere energi til udstråling. Dens videre udvikling fører til endnu en sammentrækningsfase. 

Stjernernes udvikling herfra kan følge flere veje. Hvis stjernen er tung nok, vil stjernen kunne 

eksplodere som en supernova. I eksplosionsøjeblikket dannes ekstremt store mængder af neutroner, 

hvilket fører til, at de tungeste grundstoffer (og mest neutronrige isotoper) kan blive dannet i 

tilstrækkeligt tempo til, at de kan vinde kapløbet med henfaldet. Mason & Moore (1982, p. 24-26) 

giver en mere detaljeret oversigt over grundstofdannelsen, der kan anbefales. 

Ved supernovaeksplosionen bliver det meste af stjernens materiale slynget ud i rummet 

mellem stjernerne, hvor det blander sig med resterne af den oprindelige hydrogengas. Når nye 

stjerner dannes i et område, hvor en supernova er eksploderet, er hydrogengassen, som de dannes


10 

fra ikke mere ren. En stjerne, der er dannet af en sådan uren hydrogengas, vil fra begyndelsen 

indeholde alle mulige grundstoffer (elementer). De andre grundstoffer har ikke større indflydelse på 

hydrogenforbrændingen i den nye stjerne. Derimod har de tungere grundstoffer altafgørende 

betydning for om et drabantsystem med faste planeter kan udvikles. 

Solen er en stjerne, der er opbygget af uren hydrogen. Spektralanalyse af sollyset viser, at 

solen består af hydrogen, helium og tungere grundstoffer. Solen omkredses også af planeter, hvoraf 

nogle er opbygget af grundstoffer tungere end hydrogen og helium. Solsystemets tungere 

grundstoffer viser, at solsystemets byggemateriale delvis er dannet i en forhenværende stjerne, der 

afsluttede sit liv som supernova. 

Alderen af supernovaeksplosionen er ovenfor foreløbig bestemt til ca. 5 milliarder år. 

Solsystemets alder kan udfra chondrit-meteoritterne bestemmes til 4.56 milliarder år. Nogle af disse 

meteoritter indeholder henfaldsprodukter af ekstremt kortlivede radioaktive isotoper, der må anses 

for dannet i supernovaen, hvilket viser, at der højst har været nogle få gange 10 millioner år til at få 

samlet de spredte eksplosionsprodukter og få påbegyndt dannelsen af solsystemet.

Solsystemets og Jordens oprindelse og udvikling 


11 

Oversigt: Jordens oprindelse kan kun forstås i sammenhæng med dannelsen af solsystemet: Solen 

og planeterne er opstået samtidig ved koblede hændelsesforløb, hvorved sol og planeter er opstået 

udfra interstellare støv- og gasskyer. Kemisk modelberegninger tyder på, at det materiale, planeten 

Jorden blev opbygget af, var koldt forud for indfaldet. På grund af udløsningen af mekanisk energi 

ved indfald af materialer under planetopbygningen (akkretionen), blev Jorden sandsynligvis 

opvarmet og smeltet. Påfølgende indsynkning af jernkernen førte til den første globale lagdeling 

(kerne og kappe). Den hermed forbundne energiudløsning i Jordens indre førte med stor sikkerhed 

til totalsmeltning. Den ældste jordskorpe, der dannedes på toppen af dette magmaocean, kendes 

ikke. For ca. 4 Ga siden udvikledes de første skorpebjergarter med betydelige ligheder med 

moderne skorpebjergarter, henholdsvis gnejs-granit og basalt-gabbro. 

Solsystemets oprindelse 

Solsystemet er et kompliceret og dog regelbundet system af himmellegemer. Nogle af de vigtigste 

data er vist tabel 1. Solsystemets egenskaber vedrørende omløb, rotation og kemisk beskaffenhed 

kan sammenfattes således: 1) Solens masse udgør 99.8 % af solsystemets masse, men 98 % af 

bevægelsesmængdemomentet er knyttet til planeterne. 2) Planeternes omløb omkring Solen foregår 

i samme retning og deres baner ligger tilnærmelsesvis i samme plan. 3) Egenrotationen for Solen og 

planeterne foregår i samme retning og samme retning som omløbet, men der er undtagelser og nogle 

planeters omdrejningsakser udviser store afvigelser fra ekliptikaplanets pol. 4) Planeternes afstand 

fra Solen fordeler sig lovmæssigt Rn = a exp (bn), hvor n er planetnummer, a og b er konstanter. 5) 

Planeterne danner to grupperinger: de terrestriske planeter fra Merkur til Mars, og de store planeter: 

fra Jupiter til Neptun. 

En teori for solsystemets oprindelse skal kunne forklare alle disse forhold. Gennem tiden er 

teorier af to hovedkategorier blevet forsvaret med vekslende held: 

l) Teorier, som betragter dannelsen af planeterne som uafhængig af dannelsen af Solen. I teorier af 

denne art er Solen på tidspunktet for planeternes dannelse allerede en fuldt færdig stjerne. Denne 

klasse er delt i to underklasser efter planetmaterialets oprindelse: 

a) Planetmaterialet er trukket eller slynget ud fra solen eller en anden stjerne. 

b) Planetmaterialet stammer fra det interstellare rums gas- og støvskyer. 

2) Teorier, ifølge hvilke sol og planeter er cogenetiske, dvs dannet i koblede hændelsesforløb udfra 

interstellare gas- og støvskyer. 

I dag samler opmærksomheden sig mere og mere om den sidste kategori. Det er almindelig 

accepteret, at stjerner dannes kontinuerligt udfra det interstellare materiale i Mælkevejen, men 

beregningerne viser, at der er dynamiske vanskeligheder at overvinde inden det kommer så vidt. På 

grund af Mælkevejens rotation vil den vordende stjerne rotere hurtigere og hurtigere, når den 

trækker sig sammen. Til sidst er rotationen så hurtig, at yderligere sammentrækning af stjernen kun 

kan finde sted, hvis bevægelsesmængdemomentet på én eller anden måde reduceres. Den mest 

nærliggende strategi for proto-stjernen (proto = før) vil i denne situation være at udskille materiale


12 

med et overskud af bevægelsesmængdemoment. Dette vil ikke være nok i det lange løb, så sidenhen 

skal der om muligt yderligere transmitteres bevægelsesmængdemoment til omgivelserne. 

Tabel 1. Solsystemets egenskaber. 

Middelafstand, masse og radius af planeter er målt i forhold til Jorden 

n Himmel-legeme Middel- Masse (J=1) Radius Massefylde Ukomprimeret 

afstand 

(J=1) 

massefylde 

0 Solen - 333441. 109.3 1.41 (4) 

1 Merkur 0.387 0.055 0.3820 5.47 5.3 

2 Venus 0.723 0.816 0.9506 5.24 3.9 

3 Jorden 1.000 1.0000 1.0000 5.517 4.04 

Månen 0.01230 0.273 3.33 3.3 

Jorden+Månen 5.44 3.96 

4 Mars 1.524 0.107 0.530 4.0 3.8 

5 Asteroiderne 2.7 (1) 3.9 3.9 (2) 

6 Jupiter 5.203 317.9 10.97 1.35 (4) 

7 Saturn 9.539 95.1 9.03 0.71 (4) 

8 Uranus 19.18 14.6 3.72 1.2 (4) 

9 Neptun 30.06 16 3.8 1.7 (4) 

l0 Pluto 40 (3) 0.03 0.25? 1.5 1.5 

(1) Middelværdi. (2) Gennemsnit for alle meteoritter. (3) Excentrisk. (4) Solen og de store 

planeter er gasformige eller gasrige og har derfor ingen ukomprimeret massefylde. 

En virkningsfuld måde at overføre bevægelsesmængdemoment fra en stjerne til omgivelserne 

er gennem magnetiske kraftlinier. Hvis man f.eks. forestiller sig, at den nyfødte stjerne var i 

besiddelse af et medroterende magnetfelt, ville de elektriske strømme, der induceredes i 

omgivelserne, frembringe magnetfelter, der ville accellere det omgivende stofs hastighed og 

nedsætte solens hastighed ganske effektivt. Tilstedeværelsen af stærke magnetfelter omkring meget 

unge stjerner viser, at en sådan mekanisme er plausibel. Andre mekanismer til overførelse af 

bevægelsesmængdemomenter også fundet mulige. Uanset hvordan det tænkes foregået, er det 

nødvendigt, at der i stjernens omgivelser er materiale, der kan tage imod det for sammentrækningen 

besværlige bevægelsesmængdemoment. Uden stof i omgivelserne, ingen stjerne. Heraf kan vi 

forsøgsvis slutte, at normal stjernedannelse ledsages af udskillelse af materiale, der senere udvikler 

sig som et planetsystem eller dobbeltstjernesystem. Normale stjerner har planeter omkring sig. 

Iagttagelser af pertubationer (dvs små forskydninger) i stjernernes positioner peger på, at disse i 

mange tilfælde virkelig er udstyret med et drabantsystem.


13 

Temperatur og kemisk miljø i Jordens nærmeste omgivelser umiddelbart før Jordens 

dannelse 

Det primitive solsystems kemiske sammensætning benytter Solens nuværende sammensætning som 

model. Solens sammensætning anses for repræsentativ for materialet i vort solsystem og i øvrigt 

også i vor del af galaksen og er (efter vægt): 78% H, 20% He og 2% tungere grundstoffer. 

Mængderne af grundstofferne i Solen og andre stjerner er bestemt spektroskopisk, hvilket ikke kan 

gøres særlig nøjagtigt. Indholdet af grundstoffer i meteoritterne, som kan bestemmes ved klassisk 

kemisk analyse eller røntgenfluorescensanalyse (XRF) bruges derfor som model for solsystemets 

kemiske sammensætning, når større nøjagtighed er påkrævet (se U2, fig. 2.1). Meteoritterne har dog 

et markant underskud af gasser, såsom H, He, andre ædelgasser, oxygen og nitrogen. Solen er 

således den vigtigste kilde til oplysning om H og He i det primitive solsystemet, men disse gassers 

tilstedeværelse i hele solsystemet bekræftes delvis af, at de to store planeter, hvis masse er mere end 

10 gange resten af planeterne (se tabel 1), domineres af hydrogen og helium. Alle planeterne har 

dog større mængder af tungere grundstoffer end Solen. De terrestriske planeter har kun ubetydelige 

mængder af H og He og er for små til at fastholde disse gasser. 

Dannelsen af planeten Jorden har været underkastet en intens faglig diskussion. De foreslåede 

modeller spænder fra kondensering direkte fra varm gas til koldt indfald af partikler. 

Termodynamiske beregninger med udgangspunkt i solsystemets kemi viser, at nogle af de 

grundstoffer og kemiske forbindelser, der forekommer på Jorden og i meteoritterne, ikke synes at 

kunne indgå i kemiske forbindelser, der kan kondensere direkte fra en varm gas. Det drejer sig om 

H2O, Cl, N, C, S, Cd, In o.a. (såkaldte flygtige eller volatile stoffer). 

Højtemperatur teorierne har også haft svært ved at forklare tilstedeværelsen af oxideret jern i 

planeterne. Med det primitive solsystems kemiske miljø er jern reduceret ved højere temperaturer 

end 120 °C, svarende til, at reaktionen 

3 Fe + 4 H2O = 4 H2 + Fe3O4 

er forskudt næsten helt mod venstre (se det følgende). 

Kvantitativ model for solsystemets temperatur og kemiske miljø forud for 

planeternes dannelse 

Læsevejledning: I første omgang gør man klogt i at begrænse indsatsen til at danne sig et overblik 

over konstruktionen af diagrammet Figur 1 og relativt hurtigt gå over til tolkningen af og færdslen i 

dette diagram startende fra det afsnit, der begynder “Nu er diagrammet færdigt...” 

Denne model skal vise, hvorledes miljøforhold i et naturligt system kan bestemmes kvantitativt. 

Hertil benyttes termodynamiske beregninger, men det er vigtigt at gøre sig klart, at det i denne 

sammenhæng kun er hensigten at påvise, at der eksisterer en fremkommelig praktisk procedure. En 

beslægtet fremgangsmåde, der tillader temperaturbestemmelse ved hjælp af mineral-ligevægte i 

bjergarter demonstreres andetsteds (Jørgart 1997). Termodynamiske beregninger indgår som en 

vigtig del af geokemi i vandigt miljø (Jørgart 1998). Begrebet “fase” benyttes i det følgende. Et 

lynkursus: En fase er en i fysisk og kemisk forstand homogen materialeenhed (saltvand, glas, ikke 

tåge, ikke mælk, whisky og soda består af tre faser). Begrebet behandles mere indgående andetsteds.


14 

Ligevægtskonstanten for den kemiske reaktion 

opskrives som 

3 Fe + 4 H2O = 4 H2 + Fe3O4 

jern gas gas magnetit 

K(T)=[H2] 4 [Fe3O4]/[Fe] 3 [H2O] 4 

idet kantet parentes omkring en substans angiver dens aktivitet (koncentration) i den fase, hvori den 

indgår. Ligevægtskonstanten kontrollerer således koncentrationernes indbyrdes afhængighed. Det er 

dog ikke nogen konstant i en absolut forstand, da den er temperaturafhængig. 

Under forudsætning af, at Fe og Fe3O4 forekommer som to selvstændige faste materialer (fast 

fase, dvs mineraler, henholdsvis metallisk jern og magnetit), medens H2O og H2 er på gasform og 

derfor fuldt blandbare, kan ligevægtskonstanten forenkles til 

K(T) = [H2] 4 /[H2O] 4 , 

idet koncentrationen af Fe og Fe3O4 i deres respektive faser jern og magnetit er lig 1 (én), mens de 

to gasser kan blandes indbyrdes. Udtrykket fortæller nu, at forholdet mellem hydrogen og vandamp 

er lig med den fjerde rod af ligevægtskonstanten. Kender man ligevægtskonstanten, kan 

blandingsforholdet i ligevægt udregnes. 

Det vil nu blive beskrevet i fem trin, hvorledes man udleder en formel for 

ligevægtskonstanten (herunder dens temperaturafhængighed). Det er som nævnt kun den praktiske 

procedure, der har interesse i denne sammenhæng, da tilegnelse af termodynamisk teori kræver 

langt mere tid. 

l) Ligevægtskonstanten for en kemisk reaktion kan beregnes af 

K(T) = e -∆G°/RT = e -∆H°(298)/RT + ∆S°(298)/R , 

hvor e er grundtallet for den naturlige logaritme, R er gaskonstanten, R = 8.3143 J.grad −1 .mol −1 , T 

den absolutte temperatur i Kelvin, og ∆G° er en termodynamisk energistørrelse, der kaldes Gibb's 

fri energi. ∆G° er en størrelse, der er karakteristisk for reaktionen. Den kan tilnærmes 

∆G°(T) = ∆H°(298) − T∆S°(298), 

hvilket er baggrunden for det sidste udtryk i ligningen for K(T). ∆H° og ∆S° kaldes henholdsvis 

standard enthalpi og standard entropi for den kemiske reaktion. Standardværdierne refererer til 

valgte standardbetingelser, såsom 25 °C (=298.15 Kelvin) og 1 bar. Baggrunden for at opskrive 

denne tilnærmelse er, at ∆H°(298) og ∆S°(298) kan skaffes relativt let ved opslag og ∆G°s 

temperaturafhængighed er i det store hele tilgodeset ved hjælp af T i tilnærmelsen.

2) For en given reaktion bestemmes ∆H° som forskellen mellem produkternes og reaktanternes 

∆H°-værdier, dvs ∆H° (reaktion) = 4 ∆H° (hydrogen) + ∆H° (magnetit) -3 ∆H° (jern) - 4 ∆H° 

(vanddamp). Med indlysende analogi gælder det samme for ∆S°. Opskriv! De enkelte substansers 

standard enthalpier og entropier slås op i tabeller, f.eks. Robie et al. 1978. 

3) For den betragtede reaktion findes ∆H° = -148470 J•mol −1 , og ∆S° = -167.86 J.grad −1 .mol −1 . 

Indsættes disse værdier i udtrykket for K(T) fås 

K(T) = e 18225/T−19.68 . 


15 

4) Tages den fjerde rod af dette udtryk fås et nyt udtryk for koncentrationsforholdets afhængighed af 

temperaturen. 

Øvelse. Opskriv udtrykket. Tegn en kurve, der viser ligevægtsblandingens sammensætning som 

funktion af T i et xy-diagram. Den skulle gerne se ud som Figur 1. På kurven er reaktionen i 

ligevægt. Dette indebærer, at alle fire substanser fra reaktionen er til stede. 

5) Vi mangler nu at bestemme, hvilken side af reaktionen, der er høj-T-siden, dvs den side 

reaktionen er forskudt til ved højere temperatur end ligevægtstemperaturen. Hertil bruges Le 

Chateliers princip. Det nemmeste er at gætte på, at en af siderne er lav-T siden f.eks. den venstre. 

Dette er samtidig lav hydrogensiden, hvilket er smartere at bruge med den viden, vi har. Vi starter 

nu under kurven og bevæger os mod større værdier af H2. Derved kommer vi på et tidspunkt op på 

kurven, hvor Le Chateliers princip nu udsiger, at der vil forløbe en reaktion, der tenderer mod at 

forhindre stigningen i H2 ved at forbruge H2. Der er imidlertid intet H2 at bruge af på venstresiden. 

Nyt gæt: højresiden er lav-T-siden. Nu er der H2 at bruge af, gættet altså bekræftet. Nu kan 

diagrammet Figur 1 forsynes med stabilitetsområder, dvs Fe3O4 skrives på lav-T-siden og Fe på høj- 

T-siden. 

Nu er diagrammet færdigt, og det næste er nu, at bruge det til at bestemme det primitive 

solsystems temperatur og kemiske miljø. Inden vi begynder på dette, bør nogle færdselsregler 

indøves (selvstudium). Lad os antage, at magnetit er til stede, men koncentrationsforholdet 

[H2]/[H2O] er større end det forhold, der svarer til ligevægt. I så fald vil ligevægt blive forsøgt skabt 

ved, at reaktionen forløber i en retning, der vil mindske H2 i forhold til H2O, d.v.s. reaktionen vil gå 

mod venstre indtil koncentrationsforholdet er faldet til ligevægtsforholdet. I det primitive solsystem 

er der en bundgrænse for koncentrationsforholdet, idet mængden af H2O under ingen 

omstændigheder kan blive stor på grund af mangel på O2 eller Fe3O4. Af afsnittet om solsystemets 

sammensætning fremgår det nemlig, at andre stoffer end H2 og He udgør mindre end 2%. 

Koncentrationsforholdet [H2]/[H2O] vil derfor ikke kunne gå ned under 100 eller 1000. For værdier 

af T, der fordrer, at ligevægtsforholdet ligger herunder, vil reaktionen være forskudt helt til venstre, 

hvilket vil sige, at et af stofferne på højresiden er helt opbrugt. (Det vil selvfølgelig være Fe3O4). 

I argumentationen herunder bruger vi følgende oplysninger: 1) Lave værdier af [H2]/[H2O] er 

ikke realiserbare på grund af solsystemets dominans af hydrogen. 2) Jorden består overvejende af 

oxider. 3) Andre metaloxyders stabilitetsforhold ligner jernoxiders: de er stabile ved lav temperatur, 

metallerne derimod ved høj temperatur.

20 

15 

log([H2]/H2O]) 

10 

5 

0 

-5 


16 

Ligevægtskoncentrationen 

Minimumskoncentration 

Jern 

Jernoxid (magnetit) 

0 200 400 600 800 1000 

Temperatur (K) 

Figur 1. Stabiliteten af magnetit og jern i et diagram, hvor temperatur og [H2]/[H2O] er på akserne. Kurven 

gælder for ligevægt for reaktionen 3 Fe + 4 H2O = 4 H2 + Fe3O4. I lav-T-området er højre side af reaktionen 

stabil, i høj-T-området ligger reaktionen til venstre. Den vandrette dobbeltlinie i diagrammet angiver den nedre 

grænse for det kemiske miljø i det primitive solsystem. Diagrammet er fremstillet i EXCEL og importeret og 

redigeret i WORD. 

Den vandrette dobbeltlinie i diagrammet Figur 1 angiver en hurtig anslået nedre grænse for 

det kemiske miljø i det primitive solsystem. Argumentet lyder nu: Da Jorden domineres af oxygen 

fortrinsvis bundet i oxider, såsom magnetit (Fe3O4) må vi antage, at det materiale, der tilførtes 

Jorden i opbygningsfasen, allerede befandt sig på oxideret form umiddelbart forinden indfaldet. 

Alternativet til dette ville være, at metal og vand skulle lade sig tilføre separat. Der skulle i givet 

fald tilføres store mængder vand til evt. senere dannelse af alle jordens oxider. Da diagrammet 

viser, at temperaturen i denne situation må være høj, kan det ikke nytte at forestille sig, at vandet 

ville befinde sig på fast form (is). Dette ville jo være ønskeligt, da man nok fysisk kunne forestille 

sig indfald af isblokke, men muligt er det altså ikke. Ved de lave tryk i det daværende solsystem er 

det end ikke vand, der er stabilt, men vanddamp! (vands fasediagram, se senere). Vi kan vel næppe 

tro på, at indfald eller indfangning af vanddamp kan finde sted? Eneste mulighed er altså indfald af 

metaloxider, hvilket i henhold til diagrammet fordrer, at temperaturen er lav. Diagrammet viser 

ganske vist også, at ved lave værdier af koncentrationsforholdet hydrogen/vanddamp kan 

temperaturen godt være høj og magnetit stabil, men netop denne situation er umulig i det meget 

hydrogenrige rum. Vi kan ikke have haft miljøforhold, der ligger under den vandrette dobbeltlinie. 

Den højeste mulige temperatur indenfor magnetit-feltet, men ovenfor dobbeltlinien er ca. 400 K.

Dannelsen af planeterne 


17 

Modellen afviser klart de teorier, der opererer med dannelse af planeterne udfra direkte 

kondensation fra en varm gas. Om temperaturen på et tidligere tidspunkt i solsystemets historie har 

været høj i nærheden af Jordbanen eller andre steder afgøres ikke udfra disse overvejelser. Flere 

forhold, der bl.a. bygger på studier af de chondritiske meteoritters struktur og mineralogi, peger på, 

at de har været udsat for temperaturer i nærheden af 1500 K tidligt i deres dannelsesforløb (se 

Taylor, U2, p 28, 31). 

Moderne studier af planeter, måner og meteoritter fører til stedse mere komplekse og 

detaljerige resultater. Taylor (U2, p. 26-27) anfører fem forhold, der tyder på, at planeternes 

opbygning har fundet sted hierarkisk, hvorved små legemer er blevet samlet til større og større 

legemer (planetesimaler), der til sidst har dannet planeterne. Vigtigst blandt de fem forhold er 

planeternes kraterdækkede overflader. Månekraterne har været kendt i århundreder, men først efter 

månelandingerne er det blevet alment accepteret, at de er nedslagskratere. Månekraternes 

aldersfordeling medvirker til at se de ældste af disse kratere i sammenhæng med 

planetopbygningen. 

Et større handicap for fremme af denne forståelse var også Jordens tilsyneladende mangel på 

kratere. Nogle hundrede kratere på Jorden er efterhånden blevet accepteret som 

meteornedslagskratere, men kun unge kratere har overlevet de nedbrydende kræfter. Kun disse kan i 

heldigste fald utvetydigt identificeres som nedslagskratere og de stammer således ikke fra 

planetopbygningen. Som omtalt af Taylor (U2, p. 32) tilhører de meteoritter, der rammer Jorden i 

dag, ikke den samme meteoritpopulation, som i sin tid opbyggede Jorden og de øvrige terrestriske 

planeter. 

Jorden, de terrestriske planeter og det indre solsystems tidligste udvikling skete i henhold til 

følgende hændelsesmodel: 1) Ved afkøling af varm gaståge kondenserer forskellige mineraler, 

herunder silikater og metaller som støv. 2) Silikaterne samler sig i mm-store aggregater, der smelter 

til dråber og krystalliserer som chondrer. Dette er gået hurtigt, da nogle af chondrerne indeholder 

glas. 3) Chondrerne indbygges i chondritiske meteoritter. I matrix (mellemmassen) indgår silikater, 

metaller, sulfider og organisk stof. 4) Planetlegemer af alle mulige størrelser opbygges og samler sig 

i flere omgange til de nu kendte planeter, måner og asteroider. Chondritiske meteoritter og små 

kloder overlever til i dag i asteroidbæltet. 5) Planeterne og planetoiderne smelter og udvikler de 

første primitive sfærer: jernkerne og silikatkappe (gravitativ differentiation). 6) I asteroidbæltet 

ødelægges mange af de nyligt dannede små kloder ved sammenstød og splitter op i fragmenter, 

herunder achondritiske (ikke-chondritiske) stenmeteoritter og jernmeteoritter. 7) En blanding af 

store og små, udifferentierede og differentierede, hele og itubrudte planetesimaler bestående af 

silikat og jern samles til planeterne, bl. a. Jorden. 

Taylor (U2) anfører, at punkt 1-5 i hændelsesmodellen kunne gennemføres på omkring 20 

Ma. Afviklingen af punkt 7 har givet anledning til omfattende faglige diskussioner. 

Nødvendigheden af at danne solsystemets karakteristiske fordeling af store og små planeter er 

bedømt udfra simulationsmodeller. Det ser ud til, at et større antal partikler i tilfældigt omløb om en 

centralmasse, af sig selv vil resultere i en struktur meget lig solsystemet (Dole). Planetopbygningen 

af Jorden kan godt have taget nogle hundrede millioner år, men skal være afsluttet på tidspunktet, 

hvor de første sedimentbjergarter markerer begyndelsen af normale overfladeforhold for ca. 3.8 

milliarder år siden. Månen var på dette tidspunktet udsat for et sidste massivt bombardement af 

store legemer. Sådanne må også have ramt Jorden på denne tid. 

Buchwalds (1992) bog om meteoritter kan anbefales.

Jordens termale og kemiske udvikling 


18 

Jordens massefylde (ρ = 5520 kg/m 3 ), jordindrets seismik foruden andre fysiske egenskaber 

tyder på, at jorden består af 3500 km stor kerne af jern, udenpå hvilken, der ligger 2900 km 

silikatkappe og -skorpe.(Både jernkernens præcise sammensætning og silikatkappens beskaffenhed 

diskuteres, se Taylor og Anderson (U2 og U3). Situationen er et produkt af begivenheder, der 

rækker tilbage til solsystemets oprindelse. 

Indfaldet af sten og jern (akkretionen) under Jordens opbygning må uanset, at 

udgangsmaterialet var koldt, have ført til betydelig opvarmning. Partiklerne har nemlig, idet de 

rammer Jorden, en bevægelsesenergi på ½ mv 2 , som udløses som varme. Det er beregnet, at Jorden 

på denne måde er tilført 38000 Joule pr g stof. Denne varmemængde er rigelig til at fordampe hele 

Jorden, men da dette jo er undgået, må det betyde, at hovedparten af varmen kunne slippe væk f. 

eks. ved at stråle ud i rummet i takt med akkretionen. 

Øvelse. Model for Jordens og Månens forskellige termale udvikling. Et legeme, der skal kunne 

forlade Jorden, må have en hastighed på mindst 11 km/sek. Denne størrelse kaldes Jordens 

løsrivelseshastighed. Omvendt betyder det, at et legeme, der falder frit fra rummet mod Jorden vil 

accellereres til denne hastighed. Beregn den energi, der udløses, når en meteorsten rammer Jorden 

(bevægelsesenergi ½mv 2 ). Sammenlign tallet med den energimængde, teksten opgiver i forbindelse 

med akkretionen af planeten Jorden. Forklar forskellen og overvej, hvilke konsekvenser, dette kan 

få for Jorden i dens opbygningsfase. Månens løsrivelseshastighed er 3 km/sek. Kan 

løsrivelseshastighederne forklare, hvorfor Månen og ikke Jorden har bevaret sin primitive skorpe? 

Studier af Månens bjergarter viser i øvrigt, at disse har været smeltet. De yngste magmabjergarter på 

Månen er 3.16 mia. år. Hvilke overvejelser kan det give anledning til? Månen er lille sammenlignet 

med Jorden (Tabel 1). Overvej, hvordan dette påvirker varmetab ved udstråling. 

Smeltning af bjergarter har ramt selv relativt små kloder i solsystemets tidligste dage. Månen 

har næppe været totalsmeltet. Den har undgået global differentiation, der kunne har givet den en 

jernkerne. Den har størknet hurtigt, til en vis grad på grund af dens ringe størrelse. En planet som 

Jorden har modtaget væsentlig mere energi. Total smeltning har sandsynligvis ikke kunnet undgås. 

Det må formodes, at Jorden samtidig med eller lige efter hovedstrømmen af planetesimal indfald 

har fået sine ældste primitive sfærer, kerne og kappe, i én arbejdsgang. Smeltet jern (homogent 

blandet med nikkel og heterogent blandet med smeltet jernsulfid eller jernoxid) er sunket indad og 

blevet opsamlet i en jernkerne i midten af Jorden og efterladende et 2900 km dybt ocean af smeltet 

silikat udenpå. Al yderligere termal og petrologisk udvikling på Jorden er et produkt af denne 

situation. 

En model for dannelsen af de primære sfærer: kerne og kappe (øvelse) 

Studievejledning: Det vigtigste formål med denne model er pædagogisk. Geologi kommer man 

længst med, hvis man forstår (og forstår at udnytte), at virkeligheden kun kan anskues gennem 

modeller. Selv tilsyneladende besværlige forhold kan opklares ved brug af enkle modeller. Det er 

ønskværdigt, at modellerne gøres forståelige og tilgængelige med allehånde fantasifulde 

forenklinger og problematiseringer. Lær teknikken med at revidere og simplificere modeller 

således, at en beregning kan finde sted. Det er vigtigt at mobilisere den fornødne stædighed til at 

gennemføre beregninger og overvejelser, også selvom man fornemmer, at problemet er forenklet for 

meget. Det giver træning og øget forståelse og perspektiv i forbindelse med de næste skridt. Det er


19 

også vigtigt at gøre sig klart, at et forsøg på at afklare et spørgsmål ved brug af utilstrækkelige 

metoder og mangelfulde data er bedre end det samme uden metoder og data, hvilket ofte er 

alternativet. Modelarbejdet forudsætter kendskab til varmefylde, smeltevarme, energi og 

tilgrænsende dele af mekanisk fysik og varmelære. Der er hjælp til alle faser i modelarbejdet, men 

den endelige beregning udføres af de studerende og konklusionerne drages af de studerende. 

Problematisering: I slutningen af forrige afsnit står der: “Total smeltning har sandsynligvis ikke 

kunnet undgås”. Formuleringen lyder som en subjektiv vurdering. Kan påstanden underbygges eller 

forkastes udfra mere fagligt forankrede modeller fra varmelæren? Hvilken energi skal der faktisk 

bruges til opvarmning og smeltning? 

For at kunne besvare spørgsmålet opstilles en model, kaldet model I: Vi betragter to kugler A 

og B. A er homogen, mens B er opdelt i kappe og kerne. Kappens massefylde dsilikat sættes til 3 

g/cm 3 og kernens massefylde djern = 8 g/cm 3 . Både kugle A og B's radius er R=6400 km. 

Overgangen mellem kappe og kerne sætter vi til R/2. Lav tegning. (Alle værdier er omtrentlige for 

at få gang i sagerne). Det ideelle ville nu være at beregne, hvilken energi, der udløses, når A overgår 

til B. Vi indser imidlertid straks, at dette er alt for svært, dvs vi kan ikke løse problemet med 

købmandsregning. Vi formulerer da en ny model (model II), idet kuglerne erstattes af søjler A og B, 

som vi for nemheds skyld tildeler massen 1 kg. 

Vi skal nu "blot" bestemme den energi, der udløses, når jernsøjlen og silikatsøjlen i A ændrer 

placering til et nedre og et øvre lag som vist i B. 

Efter nogen overvejelse synes også dette for svært, og vi formulerer nu en model, hvor kun 

tyngdepunkternes ændring benyttes til at bestemme energiudløsningen ved overgangen A til B. Vi 

forestiller os altså, at energiudløsningen beregnes som det arbejde, tyngden udfører, ved at føre 

masse fra tyngdepunktet i model IIA til tyngdepunktet i model IIB. Den ny model kalder vi model 

III. Skitser denne. 

Den velkendte formel for potentiel energi af et legeme i et tyngdefelt lyder 

E = mgh, 

hvor m er massen af legemet, g er tyngdens acceleration, og h er højden over referenceniveauet. 

Hvis massen er i kg, g er angivet i m.sek -2 og h er i meter, fås E i enheden J (Joule). Benyt formlen 

til at opskrive et udtryk for Efør, energien af massen 1 kg i tyngdepunktet af A (højde = R/2) og 

Eefter, energien af 1 kg fordelt mellem de to tyngdepunkter i B. Beregn energigevinsten

∆E = Eefter - Efør. 

Sammenlign denne energistørrelse med nogle relevante smeltevarmer (heat of fusion) og 

varmefylder (specific heat) fra Gummibiblen (Handbook of Chemistry and Physics 1996 eller 

ældre). 

Hvordan laver man en rapport om Jordens termale udvikling? 


20 

I næste afsnit er vist en skitse til besvarelsen af problemstillingen. Besvarelsen er et tænkt 

produkt af gruppearbejde. Det er dog ikke mere tænkt end, at der tidligere er blevet indleveret 

rapporter, der har indeholdt alle vigtige ingredienser. Besvarelsen er kompakt, en stil, der skal 

læres: Indenfor naturvidenskabelige discipliner er det læserens ansvar at kunne genskabe 

beregninger, der kun er omtalt i store træk. I overensstemmelse hermed er det forfatterens ansvar at 

forvente fornøden kompetence hos læserne og skrive økonomisk. Bemærk: Opgaven er til træning af 

den instrumentelle tilgang, som studerende af geologi skal have til et udvalg af emner. Dette står i 

kontrast til afliring, som uundgåeligt må finde sted en gang imellem, men man skal vide, hvornår 

man gør det ene eller det andet. Eksamensopgaver følger et andet koncept 

Jernkernens indsynkning og Jordens termale udvikling, et eksempel på en rapport 

Diskussionen om Jordens termale udvikling fokuserer bl.a. på spørgsmålet om, jordvarmens 

oprindelse. Det skal belyses, om jernkernens indsynkning kan have bidraget med energi, i givet fald 

hvor meget. 

Opstilling af modeller og yderligere forenklede modeller følger ovenstående trin, model I til 

III. Vi vil beregne energiudløsningen, når 1 kg i højden R/2 (energi-før Eør) overføres til de to 

tyngdepunkter i henholdsvis 3R/4 (kappen) og R/4 (kernen), (tilsammen energi-efter Eefter). Idet ρ er 

Jordens gennemsnitsmassefylde og v er voluminet af det pågældende kg fås 1= vρ = (3v/2 + 8v/2), 

idet 3 og 8 er massefylden for stenkappen, henholdsvis jernkernen, begge målt i kg/dm 3 . Heraf fås ρ 

= 5.5 kg/dm 3 og v = 2/11 dm 3 . Videre Efør = gR/2 og Eefter = g(v/2)3(3R/4) + g(v/2)8(R/4) = 

17gR/44. (Formlen for Eefter er skrevet med to kompakte produkter af 4 størrelser). ∆E bliver da ∆E 

= (1/2 -17/44)gR = 7.3 10 6 J/kg. 

Uanset eventuelle forbehold over for fremgangsmåden, kan der drages en meget klar 

konklusion: Energimængden ved indsynkning af jernkernen er fuldt tilstrækkelig til at smelte hele 

Jorden.

Udviklingen fra en totalt smeltet Jordklode til de ældste bjergarter 


21 

På basis af Jordens struktur og nuværende termale situation (Figur 2) kan det formodes, at en 

udvikling fra en totalt smeltet Jord til situationen af i dag må forløbe ved størkning af kappen fra 

bunden og opefter. Det må antages, at de mineraler, der udkrystalliserer, er tungere end smelten, de 

krystalliserer fra, så de bliver på bunden af kappen. (Protestér ikke, hvis du kommer til at tænke på 

isbjerge; is er en af de få sjældne undtagelser). Krystallisationsvarmen transporteres bort igennem 

tusindvis af km smeltet kappe, men dette er intet problem, idet strømninger (konvektion) i kappen 

vil kunne transportere varmen op til overfladen meget hurtigt. Fra den glødende jordoverflade vil 

varmen kunne afgives videre til rummet som stråling. Også dette vil foregå med stor effektivitet. 

Total størkning af kappen kunne finde sted på mindre end 100 millioner år, hvis ikke situationen 

ændrede sig inden. Man må imidlertid formode, at overfladen størkner på grund af den kraftige 

køling her. Tilstedeværelsen af et fast, sammenhængende lag vil bevirke, at varmeafgivelsen går 

drastisk ned, fordi varmen nu må overføres ved ledning, hvilket ikke er særlig effektivt. 

(Sammenlign med følgende instruktive analogi: Cirkulation fører varmen fra varmeapparatet rundt i 

stuen om vinteren, temperaturen er næsten konstant. Væggene omkring de varme stuer nedsætter 

varmetab ud af huset, fordi varmen transmitteres ved ledning). 

Når skorpen blokkerer for varmestrømningen, vil krystallisationen i kappen være nødt til at 

tilpasse sig de nye forhold: lav varmeafgivelse medfører lav størkningsrate. Den primitive skorpe 

kan ikke have været særlig robust, og adskillige hundrede millioner år må være gået med gentagen 

opbrydning og størkning. Intet fragment af Jordens primitive skorpe har overlevet til i dag. Månen, 

derimod, har stadig sin primitive skorpe bevaret på største parten af sin overflade, omend den er 

stærkt breccieret (knust) efter bombardementet for 3.8 milliarder år siden (U1, fig. 1.1). 

Måneskorpen består af anorthosit, en krystallinsk bjergart, der næsten udelukkende består af Ca-rig 

plagioklas. Anorthositskorpen på månen krystalliserede for 4.5-4.0 milliarder år siden, begyndende 

kort efter Månens og solsystemets dannelse. Plagioklas er det ene af to vigtige mineraler, der 

krystalliserer fra basaltisk magma. Hvis den primitive måne under sin størkning udviklede et 

basaltisk magmaocean, må plagioklas, der er et let mineral, på grund af sin opdrift formodes at blive 

koncentreret øverst i magmaet, hvor det kan samle sig til en skorpe. Det er foreslået, at Jordens 

primitive skorpe på tilsvarende måde kunne have bestået af anorthosit, men Jordens stejlere 

trykprofil og vandindhold destabiliserer plagioklas og gør derved en anorthositisk skorpe mindre 

sandsynlig (Taylor, U2, p. 39-40). 

De ældste bjergarter, der kendes fra Jorden, er omkring 3.9 milliarder år gamle. Så gamle 

bjergarter kendes fra flere kontinenter bl.a. nogle båndede gnejser fra Grønland. Ikke ret mange 

bjergarter fra Jorden er ældre end 3 milliarder år, men det gælder for en stor del af disse meget 

gamle bjergarter, at de ved deres dominans af kvarts og feldspat kandiderer som typiske 

kontinentbjergarter. En anden gruppe af meget gamle bjergarter er de såkaldte grønsten, som er 

stærkt metamorfoserede mørke bjergarter. Det er nærliggende heri at se en ækvivalent til den 

moderne oceanskorpe. De strukturelle forhold er dog meget anderledes i de gamle bjergarter, hvor 

grønstensbælter med dimensioner på nogle få hundrede km indtager mellemrum mellem granitiske 

domer. Det har dog givet anledning til at formode, at Jorden påbegyndte en normal 

kontinentudvikling senest ca. 0.7 milliarder år efter dens dannelse for 4.56 milliarder år siden. 

Størkningen fra bunden af kappen og dannelsen af den ældste skorpe foroven førte til 

indespærring af et smeltet lag imellem disse enheder. I den moderne teori om Jordens egendynamik 

og skorpeudvikling med pladebevægelser og bjergartsdannende virksomhed i oceanrygge og 

bjergkæder, indgår eksistensen af et delvis smeltet lag i kappen, kaldet asthenosfæren. Er det 

tænkeligt, at asthenosfæren kan have en forhistorie, der går 4 milliarder år tilbage?

Temperatur (K) 

8000 

6000 

4000 

2000 

0 


22 

0 2000 4000 6000 

Dybde (km) 

Jordindrets 

temperatur 

Kappens 

smeltetemperatur 

Kernens 

smeltetemperatur 

Figur 2. Jordens termale situation (princip). Opbygningen af Jordens indre er godt kendt takket være 

seismologien (studiet af jordskælvsbølger). Temperaturforholdene er derimod kun tilgængelige gennem 

beregninger og vurderinger af spekulativ karakter. Vigtige nøglebetingelser er: 1) temperaturen på 

jordoverfladen; 2) temperaturen i den øvre kappe, hvor basaltiske smelter kommer fra samt 3) temperaturen på 

overgangen mellem flydende og fast kerne, der skal svare til den eksperimentelt bestemte smeltetemperatur for 

jern ved det pågældende tryk. En mulig fordeling af temperaturen i Jorden som funktion af dybden er vist. 

Hypotetiske smeltetemperaturerne for silikatkappen og jernkernen er vist. Tilsammen sammenfatter disse kurver 

til trods for deres principielle karakter meget præcist den nuværende fysiske tilstand i Jordens karakteristiske 

succession af skaller: Asthenosfærensom er det delvis smeltede lag, der underlejrer de stive lithosfæreplader, 

opstår næsten af sig selv ved konvergensen af de to sæt kurver. Figuren viser, at temperaturgradienten aftager 

med dybden. Dette bygger på formodningen om, at varmetransmissionen ved høj temperatur er mere effektiv end 

ved lav temperatur, idet den foregår ved stråling. I den ydre jernkerne, som stadig er flydende, transmitteres 

varmen ved konvektion (cirkulation, strømning) eller anden materialetransport. Materialebevægelser et den mest 

effektive proces, når det gælder temperaturudligning i jordindret. Det bemærkes, at temperaturprofilet er 

konstrueret uden nogen forsøg på at gøre forskel på områder, hvor varmen transmitteres ved ledning fremfor 

konvektion, f. eks på overgangen mellem kerne og kappe. Gør man dette bliver resultatet som vist af Wyllie (U4, 

fig. 4.1b). Figuren giver holdepunkter for at bedømme den termale situation tidligere i Jordens historie.

Jordskorpens udvikling og dynamik 


23 

Oversigt: Der findes to typer jordskorpe: oceanskorpe og kontinentskorpe. De dannes begge som 

led i pladetektoniske processer. Oceanskorpen, der består af basalt og gabbro, udvikles ved 

opstigning og størkning af basaltisk smelte fra kappen. Kontinentskorpen, der domineres af 

granitisk gnejs, dannes ved en kompliceret proces, hvor oceanskorpen, den øvre kappe og vand 

deltager tillige med kontinentskorpe fra tidligere dannelsescykler. Den almindelige vulkanske 

bjergart andesit, der dannes i øbuer, antages at spille en rolle som mellemprodukt. 

Strontiumisotoper tyder på, at uanset hvordan kontinentskorpe end dannes, dominerer nydannelse 

tilsyneladende over genbrug. 

Der findes ingen observationer eller teoretiske holdepunkter, der tillader os at bedømme, hvordan 

den primitive (ukendte) skorpe blev afløst af den første skorpe. Det er heller ikke ligetil at 

bedømme, hvordan den ældste skorpe genetisk forholder sig til den moderne skorpe. Vi kan derfor 

med fordel rette opmærksomheden mod den nuværende egendynamik. 

Jordens opbygning er kendt fra seismiske studier. De vigtigste enheder er vist Figur 3. 

Læsevejledning: Studer figuren med det formål at kunne definere og afgrænse de forskellige 

bjergarter og sfærer. Læsningen skal endvidere føre til en vis fortrolighed med disses 

karakteristiske egenskaber (mekanisk, kemisk, geografisk). 

Som Figur 3 viser, har Jorden to typer jordskorpe: oceanskorpe og kontinentskorpe. 

Oceanskorpe er basaltisk og er afgivet som smelte direkte fra Jordens kappe. Kontinentskorpen er 

granitisk, dvs kvarts-feldspat holdig og er også dannet i forbindelse med omfattende smeltning. 

Ifølge pladetektonikken har dannelsen af begge slags skorpe sammenhæng med mekaniske 

processer i de yderste 700 km af Jorden. 

Pladetektonik 

En af 1960’ernes vigtigste opdagelser er, at lithosfæren til trods for sin stivhed ikke udgør en 

sammenhængende skal som f. eks. skallen på et æg. Den er tværtimod delt op i et antal plader, som 

forskyder sig i forhold til hinanden (Figur 4). Pladernes bevægelse i forhold til hinanden forklarer 

mange geologiske fænomener såsom jordskælv og vulkanisme. Det er muligt at forklare mange 

sider af jordskorpens udvikling, specielt oceaners og kontinenters dannelse. Dannelsen af 

oceanskorpe menes at være vel forstået. Når to plader, der adskilles af en revne, bevæger sig fra 

hinanden, stiger smeltede silikatmasser, magma, op fra asthenosfæren, intruderer mellemrummet 

mellem pladerne og størkner her (se Figur 3). Dette sker f. eks. i midten af Atlanterhavet, hvor en 

undersøisk bjergkæde i hele Atlanterhavets længde følger spredningszonen. Bjergkæden deler 

Atlanterhavet i midten, hvorfor den ofte kaldes midtoceanryggen (MOR). Alle større oceaner har 

sådanne spredningsrygge, men de ligger ikke nødvendigvis i midten. Ved størkning af magmaet, 

vokser begge de oceaniske lithosfæreplader. Ny revnedannelse og pladeforskydning væk fra 

spredningszonen til begge sider fortsætter gennem længere tid med en hastighed på nogle få cm om 

året. Med tiden bliver det færdige resultat en oceanplade med 6 km oceanskorpe af basalt og gabbro 

ovenpå ca. 100 km nydannet kappe af peridotit. Hvis vi betragter den samlede

"skorpedannelseskapacitet" af midtoceanrygge over hele verden (f.eks. på grundlag af Figur 4), 

finder vi, at der årligt dannes adskillige km 2 ny oceanskorpe. 


24 

Figur 3. Snit gennem jordkloden, som viser dens indre opbygning (for klarhedens skyld med stærkt forvrængede 

dimensioner). Langt den største del af jorden udgøres af det, vi kalder kappen. Den er vist med en 

mosaiksignatur, der skal udtrykke, at kappen er krystallinsk. Den består af peridotit, en bjergart med dominans af 

mineralet olivin. Under kappen ligger jernkernen. På kappen hviler jordskorpen. Der findes to slags jordskorpe: 

Oceanskorpen, som er ca. 6 km tyk og kontinentskorpen, som er ca. 35-40 km tyk. Oceanskorpen består i 

hovedsagen af basalt og gabbro, medens kontinentskorpen domineres af granitiske bjergarter. Begge former for 

jordskorpe har en anden sammensætning end kappen. De to slags skorpe danner sammen med den øverste del af 

kappen en mekanisk enhed kaldet lithosfæren, som er den yderste stive, ca. 100 km tykke jordskal. I større dybde 

findes et plastisk lag, asthenosfæren, Det formodes, at lithosfæren glider på asthenosfæren, som en isflage på en 

sø. Plasticiteten i asthenosfæren skyldes tilstedeværelsen af små mængder smelte (< ca. 1%) som befinder sig i 

mellemrummene mellem kornene. Denne smelte er markeret med sort på figuren (smeltemængden overdrevet). 

Smelten fra asthenosfæren vil fortrinsvis stige op og danne ny oceanskorpe langs midtoceanrygge, men vil også 

fra tid til anden gennembryde ældre lithosfære. Figuren viser magmatisk og vulkansk virksomhed på et gammelt 

kontinent. Efter størkning indgår de magmatiske indslag i kontinentskorpen. Også ældre oceanlithosfære 

gennembrydes af ny vulkanisme, hvorved oceanøer dannes. 

Øvelse: Model for alderen af oceanskorpe. Udregn (tilnærmelsesvis) hvor lang tid, der er medgået 

til at danne det nuværende oceanskorpeareal? Hjælpespørgsmål: Hvor omtrent vil man vente at 

finde de ældste oceanbundsprøver?

Bjergkædedannelse (orogenese) 


25 

Den tilvækst af jordskorpe, der sker ved oceanryggene, må kompenseres af en bortfjernelse eller 

sammenbrokning af jordskorpe andre steder på Jorden. Det sker i de smalle verdensomspændende 

zoner, hvor aktiv bjergkædedannelse foregår. Dette er de såkaldte orogene zoner. Her mødes 

pladerne i et frontalt sammenstød, og her omsættes kollisionsenergien til jordskælv, vulkanudbrud 

og ikke mindst mekanisk arbejde til at opbygge og deformere en bjergkæde. 

Figur 4. Jordskorpens inddeling i 8 stive plader, med deres bevægelsesretninger angivet. Pladernes 

spredningszoner er vist med dobbeltlinier, hvis afstand er proportional med pladernes relative hastighed (1-6 

cm/år). Kollisionszonerne er vist som streger i tilknytning til skematisk angivne jordskælv i forskellige dybder. 

Tre typer af bjergkæder må opstå svarende til, om sammenstødet foregår kontinent mod 

kontinent, kontinent mod ocean eller ocean mod ocean. 

De mægtigste bjergkæder opstår, hvor to kontinenter støder sammen, hvilket illustreres ved, at 

Jordens mest massive bjergkæde ligger netop, hvor det indiske subkontinent maser sig ind mod 

Asien. Også kontinent-ocean sammenstød fører til mægtige orogener, som i det vestlige


26 

Sydamerika. Forskellige typer af deformationsstrukturer observeres i disse bjergkæder. Vulkanisme 

spiller en fremtrædende rolle i ocean-kontinent-sammenstød. 

Hvor det er to oceanplader, der støder sammen, bliver bjergkæden ikke så mægtig. Selve 

bjergkæden udgøres af en lang række af vulkaner, der stikker op som øer. Ofte er rækken af øer 

krummet en del, hvilket har ført til betegnelsen øbue for hele rækken. I nogle tilfælde kan øbuerne 

udvikle sig til hele "mikrokontinenter" som Japan og New Zealand. 

Det kunne være nærliggende at forklare dannelsen af øbuer og bjergkæder som en følge af 

sammenbrokning af de sammenstødende pladerande, og dette rummer en del af sandheden, især i 

sammenstød mellem to kontinenter. Hvor to oceanplader støder sammen undviger den ene ved at 

dykke ned under den anden. Pladekontakten markeres ikke af øbuens vulkaner, men af en dybgrav, 

der ligger 100-200 km væk fra øbuens vulkanske toppe. Vulkanerne står således et godt stykke inde 

på den overliggende lithosfæreplade. Den dykkende plade fortsætter op til 700 km ned af en skrå 

bane. Processen betegnes oceanbundsunderskydning (engelsk: subduction). Vidnesbyrd om 

deformation består af kraftige jordskælv til dels lokaliseret på og langs med underskydningsplanet. 

De bjergarter, der opbygger øbuerne, er stort set begrænset til de direkte udbrudsprodukter: lava og 

aske. Bjergarten betegnes efter sin sammensætning som andesit, en bjergartstype, der i forhold til 

basalt indeholder mere silicium og vand. Magmaet synes at have sin oprindelse på eller lige over 

den underskudte plade. Der er blevet gjort ihærdige forsøg på at vise eksperimentelt, at det rent 

faktisk var mulig at fremstille øbuernes andesitiske bjergarter udfra opsmeltning af oceanbundens 

basalter, men eksperimenterne viste sig ikke konklusive. Andre mere komplicerede modeller, der 

involverer kappen ovenover den underskudte oceanbund såvel som sidstnævntes vandindhold, har 

nu fået vind i sejlene (U5, fig. 5.6). Det er stadigvæk gådefuldt, hvordan andesitten dannes, og 

hvorfor det netop skal være andesit, der så konsekvent dannes i det geologiske miljø, der defineres 

af ocean-ocean sammenstød. 

En model for Jordkloden, der sammenfatter lithosfærens tektoniske og magmatiske processer 

er vist Figur 5.


27 

Figur 5. Skematisk (proportionsforvrænget) snit gennem jordkloden visende oceaner (hvid) kontinentskorpe 

(bølget), oceanskorpe (tæt skraveret), kappe (hvid), asthenosfære (sortprikket) og kærne (skraveret). Snittet viser 

de vigtigste aspekter af plade-bevægelserne, dvs over- og underskydningerne og den til pladekanterne hørende 

vulkanisme. Man kan godt forsøge at sammenligne figurerne med et realistisk profil igennem Jordkloden, f.eks. 

1: Atlanterhavet, 2: Europa, 3: Alperne, 4: Middelhavet, 5: Afrika, 6: Indiske Ocean, 7: Australien, 8: Stillehavet, 

9: Tonga-Kermadec-New Zealand, 10: Stillehavet, 11: Andes, 12: Syd- og Mellemamerika. Bemærk i så fald, at 

det realistiske profil bugter sig og slet ikke kan bringes til at hænge sammen i enderne (øvelsen herunder). 

Alligevel kan figuren være nyttig ved, at give en oversigt over de mulige "mekaniske miljøer" og deres indbyrdes 

sammenhæng. 

Øvelse: Pladetektonik. Afgræns pladerne på Figur 5 og angiv deres indbyrdes bevægelsesretninger 

med pile. Numrene fra 1-12 på figuren markerer som omtalt et bugtet profil på jordoverfladen. Følg 

(og afsæt eventuelt) dette profil på verdenskortet Figur 4. Tegn et skematisk profil fra Afrika over 

Antarktis til Asien.


28 

Øvelse. Pladehastigheder. Visse vulkanske oceanøer ligger ikke på pladegrænser, men dannes udfra 

magma, der har sin oprindelse i en såkaldt “hot spot” under lithosfæren. Hawaii er et eksempel. Den 

er det yngste led i en kæde af vulkanøer og undersøiske vulkankegler (“seamounts”), der strækker 

sig tusindvis af km over Stillehavet (U9, fig. 9.15). Find Stillehavspladens hastighed i forhold til 

magmakilden i kappen. Er dette en relativ eller absolut hastighed? 

Årsager til pladebevægelser 

Årsagerne er stadig ukendte og feltet er præget af betydelig spekulation. Vi prøver at nærme os 

problemet gennem nogle øvelser. 

Øvelse. Pladernes kinetiske energi. Bestem den kinetiske energi af en lithosfæreplade efter eget 

valg. Sammenlign med relevante energistørrelser såsom varmefylde, smeltevarme og kemisk energi. 

Spiller den kinetiske energi nogen rolle for opretholdelse af pladebevægelserne? 

Øvelse. Hvor sidder motoren, der driver pladerne? Pladernes randzone kan være af 4 forskellige 

typer: 1) konstruktiv rand(= midtoceanryg), 2) destruktiv underskudt rand, 3) destruktiv med 

overlejrende rand og 4) neutral rand. Fremstil en oversigt over følgende egenskaber ved syv 

lithosfæreplader: De syv pladers absolutte hastighed og hver enkelt plades procentvis andel af de 

fire rand-typer. Forstadier til tabellen er vist herunder: 

Plade Hastighed 

(cm/a) 

Eurasiske plade 1 

Afrikanske plade 2 

Nordamerikanske plade 2 

Sydamerikanske plade 3 

Nasca-pladen 6 

Indiske plade 8 

Stillehavspladen 9 

Konstruktiv 

rand 

Destruktiv 

rand U 

Destruktiv 

rand O 

Neutral rand 

Andelen af de fire typer af pladerande bestemmer du selv, f. eks. udfra Figur 4. Diskriminér herefter 

mellem tre modeller til forklaring af pladebevægelserne: A) Skub væk fra de konstruktive 

pladegrænser. B) Træk ved de dykkende destruktive pladekanter. C) Konvektionsstrømme. 

Statistikken peger på, at plader med stor neddykkende forkant er de hurtigste. Dette kan 

antyde, at pladernes bevægelse styres af træk fra forkanten. Pladernes trækstyrke er imidlertid i 

praksis lig nul, så en mere kompliceret mekanisme er på spil. Måske styrer pladerne sig selv, idet de 

stedse søger at placere sig i udfra mindste modstands princip. Viger en af kanterne, følger resten 

efter. 

Konvektionsstrømme i klassisk forstand som mægtige transportbånd, der fører materiale op 

ved midtoceanryggen og trækker de to sider af oceanbunden til hver sin side, falder til jorden alene 

på den uacceptable geometri. Hvordan skulle sådanne konvektionsstrømme dog kunne skabe 

riftzonerne udenom Afrika (jfr. Figur 4)?


29 

Det er også svært at finde en meningsfyldt måde at anbringe konvektionsstrømme op til de 

transforme forkastninger. Disse forkastninger går på tværs af midtoceanryggen, og forsætter 

forløbet af ryggen op til flere hundrede km. 

For en uddybning af pladetektonikken, se van Andel (U9) og Smith (U10). Begge er pensum. 

Pladetektonikkens begrænsninger: Kontinenterne er ikke stive i en geometrisk forstand, men 

falder sammen under deres egen vægt, se England (U14). Asthenosfæren er svær at få øje på i 

tomogrammer, se Anderson (U3, fig. 3.12). Ufuldstændig gennemførelse af pladetektonik er 

nødvendig for at danne sedimentære bassiner med kulbrinter, se Watts (U15). 

Kontinenternes udvikling 

Når vi taler om kontinentskorpe, vil vi se bort fra de løse øvre jordlag, de kvartære lag og den unge 

udeformerede undergrund. Kontinentskorpen er det faste krystallinske grundfjeld, der underlejrer 

alle andre formationer. Det drejer sig om bjergarter, dannet på dybet eller transporteret til dybet 

under orogenese, senere hen bragt frem ved erosion og tektoniske processer. Mest dominerende er 

granitiske bjergarter, ofte med stribning eller bånding, hvorefter de kaldes gnejs. 

Kontinentbjergarter kan dog være meget varierende i sammensætning. 

Absolutte aldersbestemmelser viser, at kontinenterne i grove træk består af en gammel kerne 

omgivet af gradvist yngre zoner. De yngste zoner er de i dag aktive orogener. De ældre dele af 

kontinenterne kan forklares som dybt nedslidte bjergkæder. Kontinenterne synes at vokse sidelæns 

ved orogenese. 

Dyb erosion er ensbetydende med, at meget materiale er blevet nedbrudt og borttransporteret. 

Tykke pakker af sedimenter og metamorfe bjergarter viser på den anden side hen til betydelig 

akkumulation og opbygning (eller genopbygning). Hvorvidt nedbrydning og opbygning 

kompenserer for hinanden er uklart. Den nøjagtige omsætning (input-output balance) for 

kontinenterne ville nok være værd at kende, og mange kræfter har været sat ind på at finde den. 

På forhånd eksisterer flere mulige input-output modeller, men uden at behøve at kende den 

nøjagtige dannelsesmekanisme, kan vi betragte to ekstremer: 

l) Kontinentskorpen er opstået een gang for alle i en fjern fortid, og samtlige yngre bjergarter er 

udviklet ved genbearbejdning af denne urskorpe. 

2) Kontinentmaterialet tilføres fra en eller anden kilde (reservoir) lidt efter lidt. 

Studiet af strontium-isotoper i kontinentbjergarter var blandt de første metoder, der gav mulighed 

for at diskriminere mellem de to hypoteser. 

Figur 6 viser, at udviklingen af Sr-isotoper i kontinentbjergarter harmonerer meget stærkt med 

mulighed 2 og afviser enhver model, der opererer med genbearbejdning af gammelt 

kontinentmateriale i større stil. Andre isotopmetoder støtter den opfattelse, at kontinenterne er 

vokset igennem geologisk tid, omend de giver flere nuancer, og betydelig mere genbearbejdning. Se 

O´Nions, U8. 

Vedrørende Figur 6: For at fa det fulde udbytte af figuren er det nødvendigt at kende principperne i 

isotopgeologisk tidsmåling (Jørgart 1996a, Hawkesworth & Calsteren, U7). Figuren lader sig dog 

også nødtørftigt tolke selv uden forståelse af, hvordan isotopudviklingen registreres.


30 

Figur 6. Sr-isotopudviklingen i ca. 90 kontinentbjergarter gennem geologisk tid. Hvert liniestykke repræsenterer 

en bjergart, der udvikler sig fra det oprindelige (initiale) Sr-isotopforhold nederst til venstre til det nuværende i 

figurens højre kant. Denne udvikling finder sted på grund af radioaktivt henfald af 87 Rb, der ved henfaldet danner 

87 Sr. Figuren viser, at kontinentbjergarter tilsyneladende altid krystalliserer med et lavt (primitivt) initialt Srforhold 

på ca. 0.70 - 0.71. Hermed føres vi til den tolkning, at kontinentbjergarterne (og dermed selve 

kontinenterne) kontinuerligt differentieres fra et reservoir, der er karakteriseret ved dette Sr-isotopforhold. 

Grunden til, at kontinentbjergarternes Sr-forhold stiger forholdsvis hastigt fra dette niveau efter krystallisationen, 

er, at disse bjergarter har medtaget et uforholdsmæssigt stort indhold af Rb, da de udskiltes fra reservoiret. 

Figur 6 er en støtte for den påstand, at kontinentdannelsen foregår ved differentiation fra 

kappen og/eller underskudt oceanbund. Det har været almindeligt formodet, at vulkansk 

virksomhed i andesitiske vulkaner i de orogene zoner bidrager til, at nyt kontinentskorpe-materiale 

bliver tilvejebragt. De gnejser, der opbygger kontinenterne bærer ganske vist ikke præg af at være af 

vulkansk oprindelse. Men en vulkansk bjergart kan jo gennem gentagen nedbrydning, omdannelse 

og metamorfose skifte karakter, og nogle af de subvulkanske produkter, (dvs sådanne, der ikke når 

ud på jordoverfladen), kan fra starten have karakter som kontinentbjergarter, dvs. være 

krystallinske. Et større problem er sammensætningen. Hvis man skal føle sig overbevist om, at 

kontinentmaterialet kan have en forhistorie i en orogen vulkanekæde, må det kræves, at


31 

gennemsnitssammensætningen af vulkanerne svarer til kontinenternes gennemsnitssammensætning. 

Da de orogene vulkanerne består af andesit og kontinenterne af granit skulle man måske formode, at 

hypotesen straks er i vanskeligheder. Det behøver imidlertid ikke være tilfældet, fordi den nedre 

kontinentskorpe er delvis ukendt. Modeller for hovedelementindholdet i den nedre kontinentskorpe, 

kan tilpasses således, at det materiale, der opbygger vulkanerne, kandiderer som vordende 

kontinentmateriale. At dømme efter sporelementindholdet er noget sådant imidlertid ikke muligt 

(U8). 

Øvelse. Model af det globale kredsløb, der opbygger kontinent- og oceanskorpe. Bestem den 

vulkanske aktivitet (f.eks. i km 3 /år) under antagelse af, at udbrudsprodukterne i dag findes som 

kontinentskorpe, og at denne er dannet igennem 4 milliarder år. Kontinentskorpen udgør 40% af 

den faste jordoverflade, er i gennemsnit 35 km tyk. Udregn tilnærmelsesvis, hvor meget 

oceanskorpe, der dannes i hele Jordens system af midtoceanrygge ved vulkansk aktivitet dér. Benyt, 

at oceanskorpe er 6 km tyk. Oceanryggenes længde skønnes fra Figur 4. Sammenlign de to 

resultater og giv kommentarer. Fremstil et rutediagram, der viser de vigtigste elementer i det globale 

kredsløb.

Dannelsen af bjergarter ved smeltning og størkning 


32 

Dybe jordskælv under vulkaner og bjergkæder viser, at processer i skorpen og den øvre kappe er 

koblede. De i denne forbindelse interessante materialer omfatter derfor bjergarter fra såvel skorpen 

som kappen. "Nøglebjergarterne" og deres forekomstmåde er opført i det følgende stærkt forenklede 

skema: 

Bjergart Forekomst 

1 Peridotit Kappen 

2 Gabbro og basalt Oceanskorpen 

3 Andesit 

a. Granitoide bjergarter 

Aktive orogener 

4 b. Gnejser og migmatiter 

c. Metamorfe bjergarter 

Kontinentskorpen 

5 a. Sand- og lerbjergarter 

b. Kalkbjergarter 

Undergrunden 

Vigtigheden af disse bjergarter fremgår af, at de har meget stort volumen samt, at de i store træk 

repræsenterer trinene i en udvikling fra 1 til 5. Alle de nævnte bjergarter fra 1 til 4 dannes ved høj 

temperatur, men mellem trinene har temperaturen været lav. Ved højtemperatur trinene, bortset fra 

4c, har smeltning af bjergarterne fundet sted. Smelteprocesser i så komplicerede materialer som 

bjergarter er ikke helt simple og skal behandles nærmere. 

NaCl-vand som modelsystem 

Smeltning af bjergarter vil blive forklaret ved hjælp af et modelsystem. Det simplest 

tænkelige system H2O (vand-is) er for simpelt, vi skal bruge en model"bjergart" bestående af to 

mineraler: salt og is. I dette system er den smeltede substans ("magmaet") saltvand. Fremstillingen i 

det følgende knytter sig ikke til noget bestemt salt, men man kan med fordel tænke på almindeligt 

køkkensalt, NaCl. Der er to fordele ved denne betragtningsmåde: 1) Is-salt systemets praktiske 

konsekvenser er kendt af de fleste fra vinterens saltning på vejene, 2) Temperaturen ligger bekvemt 

med henblik på eksperimentelt arbejde ved hjælp af vandhanen, saltbøssen og dybfryseren. Et 

skematiseret tilstandsdiagram er vist Figur 7. 

Ved hjælp at dette eksperimentelt fremstillede diagram kan den stabile tilstand for enhver 

sammensætning i systemet salt-vand og et vist temperaturområde aflæses. Det stabile materiale ved 

en totalsammensætning 90 % vand, 10 % salt og 50 °C, dvs. ved punkt A, er saltvand. Afkøling 

medfører ingen ændringer i systemets tilstand før B, men herefter begynder frysningen af ren is af 

sammensætningen C. Ved fortsat afkøling og udkrystallisation af is må vandets sammensætning 

blive mere salt: linien BD følges. Herved holder totalsammensætningen is + saltvand sig på linien 

AG. Ved D er saltopløsningen blevet mættet. Af diagrammet kan man aflæse den mættede


33 

opløsnings sammensætning og temperatur. Yderligere afkøling vil nu ikke sænke temperaturen, 

men blot bevirke krystallisation af både salt og is i sådanne mængder, at opløsningen beholder sin 

sammensætning D, medens den krystalliserer (eutektisk krystallisation). Saltet er i diagrammet 

antaget at være sammensat som den rene komponent F. Dette er en lidt forenklet fremstilling i 

forhold til NaCl-H2O-systemet, hvor saltet udkrystalliserer som et hydrat, NaCl•2H2O, men denne 

forenkling skader ikke den principielle tankegang. 

Ved den fortsatte udkrystallisation efter skemaet 

saltvand(D) → is(E) + salt(F) 

opbruges saltvandet til sidst og resultatet er en krystallinsk blanding af is og salt. Temperaturen kan 

nu atter sænkes uden ændring af mineralerne eller deres mængde. 

Øvelse. Opsmeltningen af is-salt blandingen foregår i modsat orden. Følg den. 

Figur 7. Fasediagram for NaCl (stensalt)-H2O systemet. Forenklet. 

Smeltereaktioner i et 2-komponent-system (kaldet binært system) er altså væsentligt mere 

komplicerede end smeltning og størkning af et enkelt stof. Inddrager man tre eller flere 

komponenter, bliver forholdene yderligere kompliceret. På den anden side er der ikke noget 

principielt anderledes i systemer med mange komponenter. De fleste af de regler, der kan 

formuleres på grundlag af det simple saltvandsdiagram virker således uantastet, selv om det drejer 

sig om mere indviklede systemer med silikater og silikatsmelter. Specielt henledes 

opmærksomheden på de følgende principper: 

a) Smeltning og størkning foregår over et temperaturinterval. I silikatsystemer er dette ofte mange 

hundrede grader. 

b) Smeltereaktioner, der involverer flere mineraler, foregår ved lavere (ofte langt lavere) 

temperaturer end de rene mineralers smeltepunkter.


34 

c) Sammensætningen af smelte (opløsning) i ligevægt med mineraler skifter med temperaturen. 

d) Mineralerne udkrystalliserer og opløses kun til en vis grad samtidig. 

e) Den eutektiske temperatur (det eutektiske punkt) er konstant. Det er den laveste temperatur i 

systemet, ved hvilken smelte kan eksistere. 

f) På det eutektiske punkt er alle systemets mineraler i ligevægt med smelten, og smeltens 

sammensætning er konstant. 

g) Eutektisk krystallisation er ofte forlænget i tid, medens smelten krystalliserer færdig (afkøling) 

eller udvikles (opvarmning). 

De sidste 3 regler er mindre generelle end de øvrige, idet der findes systemer, der ikke har et 

eutektisk punkt. Der kan være flere grunde hertil. Størst betydning for geologiske processer har det, 

såfremt et eller flere mineraler er medlem af en blandingsserie, hvilket bevirker, at mineralet skifter 

sammensætning under smelte/størknereaktionen. I så fald spredes det eutektiske punkt ud over et 

temperaturinterval og kaldes nu en cotektisk kurve. I praksis er der altid et forlænget 

krystallisationsforløb eller opsmeltningsforløb ved næsten konstant temperatur. 

Øvelse. Hver enkelt af punkterne a)-g) kontrolleres med Figur 7: 

Den laveste beliggende temperatur-sammensætnings kurve (eller -flade), hvor en smelte er 

stabil, kaldet solidus. Den højest beliggende temperatur-sammensætnings-kurve (-flade), hvor det 

sidste mineral endnu ikke er smeltet, kaldes liquidus. Smeltes en bjergart, hvor alle mineraler findes 

i rigelige mængder vil smeltning længe kunne finde sted på eller i nærheden af solidustemperaturen. 

Hvis et eller flere mineraler findes i ganske ringe mængde, kan det omvendt hænde, at de 

pågældende mlneraler opløses totalt allerede i den første opsmeltningsfase. Temperaturen vil i så 

fald kunne stige indtil et niveau nås, hvor de resterende mineraler, hovedmineralerne, kan reagere 

med smelten i lang tid. Dette niveau nås undertiden så hurtigt, at det opfattes som bjergartens 

egentlige smeltetemperatur. Når man siger, at granit smelter ved 800 °C, basalt ved 1100 °C og 

peridotit ved 1600 °C er det dette niveau, der menes. Fasediagrammer og deres bidrag til forståelse 

af smelteprocesser i naturen og anvendelse i konkrete sammenhænge behandles mere detaljeret 

andetsteds. 

Dannelse af basalt 

Basalt er en mørk vulkansk bjergart, der er stærkt dominerende på Jorden og de andre terrestriske 

planeter. På oceanøer og midtoceanryggene kan man observere basaltdannelse i sin mest typiske 

udformning. Også i øbue-systemer og bjergkæder trænger basaltiske smelter frem, men disse er i 

underskud i forhold til andesit, der bl.a. indeholder mere SiO2 og H2O. En anden og mere 

kompliceret mekanisme er på spil i øbuerne. Kun dannelsen af oceanbasalt (i modsætning til 

øbuebasalt) skal derfor betragtes i denne sektion. 

Studiet af jordskælv under vulkaner viser, at basalten på sin vej passerer dybder fra 20 til 60 

km under oceanerne. Dannelsen sker således i Jordens kappe. Den opfattelse, at den øvre kappe 

består af peridotit er i vore dage næsten eneherskende. For det første indeholder basalt 

indeslutninger af peridotit (knolde) i større mængde end andre typer bjergarter. Dertil viser 

geofysiske, især seismiske observationer, at kappematerialer har fysiske egenskaber som peridotit. 

Det er desuden anset af betydning, at chondritiske meteoritter nærmer sig peridotit i 

sammensætning. Eksperimenter bekræfter, at chondrit-peridotit smelter således, at den udviklede


35 

smelte har basaltisk sammensætning. En grov model af den primitive kappe udgøres af 3/4 olivin 

plus 1/4 basalt. Den nøjagtige sammensætning af den nu eksisterende kappe vil afhænge af dens 

udgangssammensætning og historie. Vigtige stikord er opsmeltningsgrad, tryk (dybde), temperatur, 

vandindhold, hvor meget basaltisk smelte, kappen har mistet ved udpresning og den nøjagtige 

sammensætning af basaltsmelten. 

Ser vi på den basaltsmelte, der dannes i kappen vil den i starten af opsmeltningsforløbet 

befinde sig som små dråber på mineralernes korngrænser i asthenosfæren. Efterhånden, som 

dråberne vokser, vil de samle sig til større dråber. Når opsmeltningsgraden bliver tilstrækkelig høj, 

mister udgangsbjergarten sin sammenhæng og basalt-smelten vil på grund af sin lavere vægtfylde 

og deraf følgende opdrift stige til vejrs ligesom bobler i en sodavand. 

Den opstigende smelte vil samle sig til større masser, der kaldes magma. Olivin og andre 

mineraler, som smelten har indeholdt eller været i kontakt med, efterlades helt eller delvis på dybet 

som residualbjergarter. Smeltning, der fører til adskillelse af magma og residual, kaldes fraktioneret 

opsmeltning. 

Når magmaet ankommer til de øvre dele af jordskorpen, vil afkøling og størkning finde sted. 

En del af magmaet når helt op på jordoverfladen eller oceanbunden. Den hurtige afkøling her vil 

medføre samtidig udvikling af et stort antal krystalkim med dannelsen af en finkornet bjergart til 

følge. Ofte er afkølingen endog så hurtig, at kimdannelsen ikke kan nå at finde sted. Der dannes i 

stedet en glas, som nærmest kan sammenlignes med en underafkølet væske. Modsat vil den 

langsommere afkøling af magma, der strander på bare lidt dybere niveau give anledning til, at 

grovkornede bjergarter dannes. 

Uanset hvor på Jorden og i hvilket niveau, magmaet krystalliserer, vil nettoresultatet af den 

fraktionerede opsmeltning være en vækst af skorpen på kappens bekostning. En proces, der deler et 

geologisk materiale op i to eller flere nye materialer af anden sammensætning betegnes 

differentiation. Fraktioneret opsmeltning er kun én ud af mange geologisk virksomme 

differentiationsprocesser. Skorpen kan således siges at være dannet udfra kappen ved en storstilet 

differentiation. Som et biprodukt ved denne proces gives samtidig bidrag til havet og atmosfæren 

(vand, salte, CO2, Ar). Differentiationen af disse flygtige stoffer går under betegnelsen "afgasningen 

af kappen". Isotopstudier viser, at afgasningen af kappen foregår i dag, men den er utvivlsomt 

foregået langt mere aktivt i Jordens tidligste dage. 

Den fraktionerede smelte fra kappen er i stand til at størkne som oceanskorpe ved 

midtoceanrygge og som oceanøer andre steder på oceanbunden. Basaltisk vulkanisme og magmatisk 

virksomhed kan også finde sted på kontinenterne, men ægte kontinentskorpe opstår ikke ved 

differentiation direkte fra kappen. Eksperimentelt arbejde har ikke gjort det muligt at finde PT 

omstændigheder, der tillader granitiske smelter at være i ligevægt med en peridotitisk kappe. En af 

de primære vanskelighed er kontinentbjergarternes stærkt SiO2-overmættede karakter. 

Dannelsen af SiO2-overmættede bjergarter 

Kontinenternes SiO2-overmættede karakter giver sig udslag i den rigelige tilstedeværelse af 

mineralet kvarts, som består af ren SiO2. Kappen på den anden side indeholder ikke kvarts, men er 

tværtimod domineret af det SiO2-undermættede mineral olivin. Olivin og kvarts er under alle 

relevante forhold ustabile sammen, hvilket er ensbetydende med, at reaktionen

(Mg,Fe)2SiO4 + SiO2 = 2 (Mg,Fe)SiO3 

olivin kvarts pyroxen 


36 

ligger forskudt helt til højre. Hver for sig kan olivin og kvarts coexistere med pyroxen, der derfor 

betegnes som et mættet mineral. 

Pladetektonikken synes imidlertid at stille krav om, at øbuernes og kontinenternes SiO2overmættede 

bjergarter (granitisk, henholdsvis andesitisk sammensætning) skal kunne dannes med 

udgangspunkt i kappens eller oceanbundens undermættede bjergarter. Lokalt er det ofte muligt at 

konstatere, at kvartsrige bjergarter er opstået ved nedbrydning og nybearbejdning af ældre kvartsrige 

bjergarter. Denne mekanisme er naturligvis også betydningsfuld for jordskorpens samlede 

husholdning, men forklare tilstedeværelsen af overmættede bjergarter kan den ikke. Det er foreslået, 

at en løsning måske kunne findes, hvis man forestillede sig, at de overmættede bjergarter kunne 

være "kogt af", nærmest som skum, i en periode i Jordens tidligste historie. Kontinenternes mange 

unge bjergarter er da alle sekundære genbearbejdninger af en oprindelig urskorpe. Der er imidlertid 

som omtalt tidligere direkte evidens for, at kontinentskorpematerialet i orogener ikke kan være genbearbejdet 

ret mange gange, idet de næsten alle har et forholdsvis primitivt Sr-isotop forhold (Figur 

6). 

Ifølge pladetektonikteorien dannes øbuernes svagt overmættede andesit ved opsmeltning på 

eller over den underskudte oceanplade eller peridotitkilen ovenfor. Her indgår enten undermættede 

peridotiter, svagt undermættede basalter eller svagt overmættede basalter. Det synes således 

uomgængeligt at tilvejebringe en model, der forklarer, hvordan SiO2-overmættede bjergarter kan 

opstå ud fra SiO2-undermættede udgangsmateriale. 

En binær model, der forklarer det principielle, er Mg2SiO4-SiO2-systemet. Dette system såvel 

som andre fasediagrammer skal studeres til bunds, men på dette sted skal nogle vigtige resultater 

sammenfattes. Ved temperaturen 1557 °C er en ligevægt imellem forsterit (dvs ren Mg-olivin), 

pyroxen og en svagt overmættet smelte mulig. Mængden af olivin, som er SiO2-undermættet, har 

ingen betydning, smelten er alligevel overmættet. Hvis smelten isoleres og afkøles, vil den 

krystallisere ud med pyroxen og senere kvarts, dog kun ganske få procent af sidstnævnte mineral. 

Olivinen og den undermættede karakter forsvandt således ved dette lille trick. Det fordrer en 

smeltereaktion af en særlig type, kaldet inkongruent smeltning. Bag denne betegnelse gemmer sig 

den kendsgerning, at pyroxenen ikke har "sin egen smelte", som de fleste andre mineraler har. 

Tilstedeværelsen af Fe 2+ ændrer ikke forholdene principielt, idet Fe 2+ indgår som Mg sålænge Fe < 

Mg. (Bliv ikke fortvivlet, hvis du ved første gennemlæsning ikke forstår ret meget af ovenstående. 

Forståelsen skal i henhold til programmet først indfinde sig efter du har arbejdet med 

fasediagrammer). 

I virkelighedens peridotitiske eller basaltiske miljø vil smelten have en mere kompliceret 

sammensætning, men det vil stadig være muligt at have olivin i ligevægt med en SiO2-overmættet 

smelte, således at omtalte simple diagram kan tjene som model. Der findes to hændelsesforløb, der 

begge udnytter den inkongruente smeltning af pyroxenen eller andre mineraler: fraktioneret 

krystallisation og fraktioneret opsmeltning: 

Model l) Hvis et primært basaltmagma, som lige er ankommet fra kappen, gør et ophold i et 

magmakammer (hulrum i jordskorpen), vil krystallisation føre til den situation, at en overmættet 

smelte er i ligevægt med nogle udkrystalliserede, mættede og undermættede mineraler. Hvis 

smelten på grund af trykaflastning, f. eks. som følge af orogene bevægelser, forlader krystallerne, 

vil den andetsteds kunne udkrystallisere med kvarts. Krystallisation, der foregår ved, at en smelte 

afskæres fra at reagere videre med sine krystaller, kaldes fraktioneret krystallisation.


37 

Model 2) Det andet hændelsesforløb, som kan forklare dannelsen af overmættede bjergarter ved 

hjælp af en inkongruent smeltereaktion er fraktioneret opsmeltning af basalt eller peridotit. Dette 

finder i henhold til gængse modeller sted i øbuer og aktive bjergkæder. 

Om dannelse af andesit, som dominerer i øbuer og aktive orogener, kører efter den ene eller 

den anden model eller helt eller delvis skyldes noget helt tredie f. eks. magmablanding eller 

assimilation, diskuteres livligt. Andesit er svagt SiO2-overmættet glasrig bjergart, der kun sjældent 

er nået frem til det punkt, hvor den udkrystalliser kvarts, men de fleste andesiter vil, hvis de 

krystalliserede fuldt ud, næppe kunne danne mere end 5 % kvarts. Særlig opmærksomhed er knyttet 

til spørgsmålet, om andesit er et primært magma (model 2, færdigt arbejde!) eller kræver et eller 

flere magmakamre som mellemstation (model 2 fulgt af model 1). Et særligt problem er, at den 

inkongruente smeltning af pyroxen kun finder sted ved lavt tryk. 

Dannelsen af typiske kontinentbjergarter, der ofte indeholder over 20 % kvarts, synes ikke 

forklaret med ovenstående betragtninger. Flaskehalsen er imidlertid dannelsen af svagt overmættede 

smelter. Har vi først sådanne til rådighed, vil udkrystallisation af mættede mineraler såsom pyroxen 

på helt ukompliceret vis berige restsmelten på SiO2. Diagrammet Mg2SiO4-SiO2 i den del, der ligger 

mellem MgSiO3 og SiO2, viser, at fraktioneret krystallisation kan udvikle en eutektisk smelte med 

så meget SiO2, at den, hvis den frigøres, kan krystallisere til en bjergart med 13 % kvarts. 

I betragtning af, at rækkevidden af slutninger, der drages på baggrund af et binært 

modelsystem er begrænset, behøver man måske ikke bekymre sig så meget om det sidste stræk op 

til de 20 %. Det er imidlertid forholdsvis let at forestille sig, hvordan yderligere stigning i 

kontinentbjergarternes kvartsindhold kan finde sted ved genbearbejdning af kvartsbjergarter. Kvarts 

er nemlig et af de mest modstandsdygtige bjergartsdannende mineraler. Under forløbet af en ny 

cyklus med mekanisk nedbrydning og genopbygning vil kvarts have bedre overlevelseschancer end 

de øvrige almindelige forekommende mineraler. Geologiske forhold viser, at overmættede 

kontinentbjergarter i stor stil er opstået ved genbearbejdning af kvarts-feldspat-rige sedimenter. De 

bløde mineraler bliver til ler, der føres væk fra kontinenterne i suspension. Sammensætning af 

leraflejringer i oceanerne bekræfter, at disse i forhold til kontinentbjergarterne er meget fattige på 

SiO2 (Taylor & McLellan 1985). Den sidste og “skarpeste” differentiationsproces, der medvirker til 

kontinentdannelse, er altså sedimentær. 

Øvelse. Udbyg det globale kredsløb med en sedimentær delcyklus. 

Dannelsen af granitiske bjergarter (øvre kontinentskorpe) 

Når basalter og andesiter dannes ved vulkansk aktivitet, kan vi i en vis udstrækning følge med ved 

ringside. Dannelsen af kontinentskorpe foregår utvivlsom også i dag, men på så dybt niveau, at vi 

ikke kan overvære processen. Plutoniske bjergarter kan først studeres længe efter deres dannelse, 

når mange millioner års erosion har bragt egnede profiler frem. Oplysninger om 

dannelsesbetingelserne og deres relation til andre fænomener i rum og tid vil derfor delvis været 

gået tabt og må rekonstrueres med stor forsigtighed. Bjergarter, der dannes på virkeligt dybt niveau, 

kommer kun sjældent op til overfladen. Naturen af disse bjergarter kan kun bedømmes på baggrund 

af seismiske data. 

Opbygningen af kontinenterne fremgår af Figur 8. Tre "sfærer kan udskilles:

(iii) "Stratisfæren" (bestående af suprakrustaler) 

(ii) Øvre kontinentskorpe (kaldes granitisk) 

(i) Nedre kontinentskorpe (kaldes basaltisk, hvad den ikke er). 


38 

Kontinentet afgrænses mod kappen af Mohorovicics diskontinuitet (kaldet MOHO). Nedre og øvre 

kontinentskorpe skilles ved den såkaldte Conrad-diskontinuitet, en ikke altid veldefineret flade, 

hvor seismiske bølger skifter hastighed. Naturen af den nedre kontinentskorpe og Conraddiskontinuiteten 

debatteres stadig. 

Figur 8. Ca. 6000 km langt snit gennem jordskorpen visende kontinent og ocean. Overhøjningen er 25 X. De 

indtegnede tal er hastigheder for primære seismiske bølger. Snittet er generelt, men man kan uden forvanskning 

tænke på Nordamerika og Atlanterhavet. Vanskeligheder med aktive øbuer og dybgrave er undgået. Her mangler 

MOHO ofte, og lithosfære stikker indtil 700 km ned. 

"Stratisfæren" består af suprakrustaler, dvs. bjergarter aflejret på overfladen af jordskorpen. 

Med andre ord: lava og sedimenter. De unge sedimentære bjergarter består af følgende typer: 

lersedimenter (altdominerende), sandsedimenter, karbonater og evaporiter i mængder faldende i 

denne rækkefølge. Vulkanske indslag udgør ca. 25 % i orogene grave (“geosynklinaler”). Ældre 

suprakrustaler, der er indarbejdet i kontinentskorpen, kan regnes med til denne. Intrusive bjergarter 

regnes også med som kontinentskorpe. 

Den øvre kontinentskorpe er opbygget af de følgende bjergarter: 

a) uomdannede suprakrustaler


39 

Studier af de første 4 grupper af bjergarter og deres indbyrdes relationer er væsentlige for 

forståelsen af kontinenternes dannelse. I afsnittet om bjergarter og mineraler i “Den geologiske 

naturs processer og materialer” (Jørgart 1997) gives en tabel, der giver eksempler på bjergarter 

indenfor alle kategorier. Bjergarternes forekomstmåde i terrænet er karakteristisk. Når man ser bort 

fra deformationsbestemte uregelmæssigheder, befinder bjergarterne sig ofte i et zonalt arrangement. 

I det ideale tilfælde optræder en kerne af granitiske bjergarter successivt omgivet af zoner af 

migmatit, gnejs, metamorfe bjergarter og suprakrustaler (overfladebjergarter). Successionen er 

udtryk for, at suprakrustalerne mod centrum har været udsat for stedse stigende omdannelse 

kulminerende med dannelse af granit. I en konkret situation kan en oprindelse udfra ældre bjergarter 

på stedet sandsynliggøres, hvis de omdannede zoner har arvet strukturer og mineraler fra deres 

forhistorie. Indeslutninger, eller ligefrem hele bænke af genstridige suprakrustaler (kvartsit, 

kalksten, basalt) kan stadig findes nær deres primære position i systemet. Suprakrustalerne er 

selvsagt metamorfoserede, men alligevel ofte genkendelige. Selve overgangen fra granit til 

indeslutning kan være bemærkelsesværdig gradvis, som om graniten har gjort forsøg på at 

assimilere fremmedelementet. Den almindelige opfattelse er i dag, at graniterne selv har sit 

udgangspunkt suprakrustaler og intrusiver, der er næsten fuldstændig omsat. 

Figur 9. Skematisk fremstilling af granitdannelse i en lagpakke. Figuren omfatter kun sammenhængen mellem 

granit, migmatit og højmetamorf gnejs, medens svagt metamorfoserede og uomdannede suprakrustaler må tænkes 

at ligge ovenfor figuren. Der er vist to øjebliksbilleder henholdsvis før og efter en orogen episode. 

A. Snit i et bassin omfattende fire forskellige udgangsbjergarter (1-4), der er udsat for opsmeltning. Nederst 

befinder den stærkt smeltede granit sig (krydser), øverst ligger den ikke smeltede (eller kun lidt smeltede) gnejs. 

En migmatitisk zone adskiller granit og gnejs. I migmatiten ses opdelingen i leukosom og melanosom (jfr. 

teksten). Uanset opsmeltningen er de fleste grove strukturer intakte. 

B. Det hævede og foldede bassin. Det er let at finde de fire udgangsbjergarter fra A, idet signaturerne er de 

samme, selvom der er vist en ny, næsten lodret stribning. På denne måde er det antydet, at deformationen, der 

udtværer de mørke mineraler står i forbindelse med hævningen. Kun den dybest beliggende granit er uden 

parallelstruktur. På denne måde er det tilkendegivet, at hævningen tænkes at finde sted inden graniten størkner. 

Figuren er først og fremmest beregnet til overvejelse og træning. Gå i samlingen og find eksempler.


40 

Mikroskopiske iagttagelser kan undertiden underbygge, at en granitisk bjergart har været 

delvist smeltet. Visse typer af zonar opbygning hos mineraler er diagnostiske herfor. Opsmeltningen 

vil selvsagt være partiel: (solidus nået eller overskredet, liquidus ligger højt over). Partiel 

opsmeltning af bjergarter i en bjergkæde medfører ikke automatisk adskillelse af smelte og 

krystaller. SiO2-overmættede smelter er nemlig meget viskose (tyktflydende), og de små dråber på 

korngrænserne har derfor vanskeligt ved at samles til større partier, der kan bevæge sig igennem 

bjergarten på samme måde som den basaltiske smelte i asthenosfæren. 

Dannelsen af migmatiter menes at være udtryk for, at samling af smelte alligevel er sket i 

begrænset omfang. En migmatit er en blandingsbjergart eller rettere, den ser ud som om den er 

blandet af to forskellige bestanddele. Typisk er den ene lys, den anden mørk. Den lyse del, det 

såkaldte leukosom, består af kvarts og to slags feldspat og næsten ingen mørke mineraler. For givne 

regioner er sammensætningen forbløffende konstant, hvilket forklares ved, at leukosomet i disse 

tilfælde repræsenterer den umodificerede smelte (omend i krystalliseret udgave). Laboratorieforsøg 

bekræfter, at selv meget forskellige bjergarter smelter op med næsten identiske 

smeltesammensætninger. Forklaringen herpå er, at leukosomet tilnærmelsesvis har eutektisk 

(rigtigere cotektisk) sammensætning. 

Smelten kan også uddrives helt og størkne langt fra sit oprindelsessted. Bjergartens 

sammensætning vil imidlertid også i dette tilfælde nærme sig den eutektiske smeltes, hvorved dens 

oprindelse ved fraktioneret opsmeltning kan begrundes. Mange af de omtalte fænomener er 

repræsenteret i det bornholmske grundfjeld (Jørgart 1977, 1982 og 1996b) og i Västanå-formationen 

på grænsen mellem Skåne og Blekinge (Andersson 1975), der kan opfattes som et snit igennem en 

gammel bjergkæde. Tilstrækkelig langt væk fra graniten har bjergarterne ikke været smeltede. 

Bjergarterne er imidlertid påvirket af opvarmningen, som har metamorfoseret dem, hvorved et nyt 

mineralselskab er blevet dannet. Bjergarten bevarer i første tilnærmelse sin oprindelige kemiske 

sammensætning og nogle af de større strukturer ved metamorfosen. (Se om metamorfose 

andetsteds). 

Dannelse af malm 

En delvis smeltet bjergart kan betragtes som opbygget af to fraktioner: smelten og de usmeltede 

mineraler. De to fraktioner har altså forskellig sammensætning. Vi må således kunne opfatte det på 

den måde, at smelten er beriget på visse grundstoffer (og følgelig blevet fattigere på andre). Og 

berigelse er netop, hvad malmdannelse drejer sig om. Det er så heldigt, at den sidste smelte 

undertiden er beriget på en række økonomisk vigtige grundstoffer, men der er ofte langt igen før 

koncentrationerne bliver så store, at der udkrystalliserer malmmineraler, og endnu længere igen, før 

der opstår brydeværdig malm. 

Det afsluttende størkningsforløb foregår under tilstedeværelse af alle hovedmineraler i 

ligevægt med smelten, som derfor kan modelleres som en eutektisk smelte. Størkner en eutektisk 

smelte, vil der imidlertid ikke udkrystallisere nye mineraler f. eks. malmmineraler, men kun større 

mængder af de allerede tilstedeværende mineraler, kvarts, feldspater, mørke mineraler etc. 

(Genopfrisk evt. afsnittet om smeltning af bjergarter, hvis der er problemer med at indse dette). Det 

er derfor nødvendigt at benytte en ny model, der inddrager de grundstoffer (sporelementerne), der 

hele tiden har været til stede i systemet, men i mængder man i første omgang kunne se fuldstændig 

bort fra. Hvis systemet imidlertid har indeholdt metaller og andre komponenter i overskud i forhold 

til, hvad der kunne gemmes (“kamoufleres”) i silikatmineralerne, udvikles til sidst en stærkt beriget

estsmelte, der indeholder metaller opløst i “den alligevel ikke helt så eutektiske smelte” mellem 

kornene i den næsten helt størknede bjergart. 


41 

Figur 10. Top af intrusivt (indtrængende) legeme. Et intrusivt legeme fortolkes som et forhenværende (størknet) 

magmakammer. De viste mekaniske (tektoniske) forhold vil også gøre sig gældende i forbindelse med størkning 

af granit dannet udfra opsmeltede suprakrustaler. Efter H. Cloos 1936, se Baumann 1976. 

Det vil være af stor økonomisk betydning, om denne smelte kan presses ud og opsamles et 

fysisk tilgængeligt sted, hvor den kan krystallisere færdig på en sådan måde, at værdifulde 

malmmineraler dannes i brydeværdige mængder. Her kommer revnedannelse i forbindelse med 

intrusion og størkning os til hjælp (Figur 10). Revner i omgivelserne af en magmatisk pluton vil 

fungere som kanaler langs hvilken, den sidste smelte vil kunne fordeles. 

Vand og andre volatiler vil også være blandt de komponenter, der beriges ved krystallisation 

af den sidste smelte. En fluidfase dannes, når størkningen medfører, at den sidste smelte overskrider 

mætningspunktet. En vandholdig fluidfase vil kunne forstærke transporten af metaller i 

sprækkesystemet, især hvis meteorisk vand kan inddrages til formålet. 

Afstanden fra den størknende granit har betydelig indflydelse på hvilke mineraler, der afsættes 

hvor. Et eksempel på et zonalt arrangement er vist Figur 11. Selvom figuren viser, hvilke 

grundstoffer, der koncentreres, findes de (selvfølgelig) ikke i gedigen form, men som 

malmmineraler. Udover krystallisation i sprækker i forbindelse med granitdannelse kendes utallige 

andre former for malmdannelse. Malm og mineralske råstoffer dannes og beriges også gennem 

sedimentære processer. En simpel klassificering af mineralforekomster er givet andetsteds. Russell 

(U11) sætter metallernes forekomst i relation til karakteristiske geologiske miljøer i en 

pladetektonisk ramme.

Figur 11. Metalberigelse i zoner udenom et granitlegeme. Efter Hosking 1951, se Park & MacDiarmid 1975. 


42

Atmosfærens og hydrosfærens udvikling 


43 

Atmosfæren og hydrosfæren er i familie med hinanden, fordi de begge næsten helt udgøres af 

flygtige bestanddele. Begge er endvidere stærkt koblet til livsprocesser, som foregår i biosfæren, en 

ikke særlig veldefineret kugleskal, der udover de to nævnte sfærer også omfatter jordbunden. 

Jordens atmosfære har en sammensætning, der er vidt forskellig fra Solens og de store 

planeters. Vi kan med sikkerhed sige, at Jorden aldrig har haft en atmosfære af H2 og He, fordi 

Jorden er for lille til at fastholde så lette molekyler. Selv ved normale temperaturer har en ikke 

forsvindende andel af disse molekyler termiske hastigheder, der overstiger Jordens 

løsrivelseshastighed. 

Andre grundstoffer forefindes imidlertid også i alt for små mængder i Jordens atmosfære, når 

man sammenligner med indholdet i Solen og dermed det primitive solsystem. Blandt disse er de 

tunge ædelgasser krypton (Kr) og xenon (Xe), som ved næsten alle temperaturer har så små 

termiske hastigheder, at de i praksis skulle blive fuldstændigt tilbageholdt i Jordens atmosfære. 

Hvorfor er de da til stede i for små mængder? 

Da ædelgasser er kemisk inaktive og næsten uopløselige, må underskuddet af Xe og Kr 

repræsentere en eller anden form for underskud af atmosfære som helhed. Der er flere muligheder: 

1) Jorden har tidligt i sin historie mistet hele sin atmosfære ved et katastrofisk tab. 2) Jorden er fra 

første færd bygget af materialer med underskud af volatiler (flygtige forbindelser). 3) Under 

opbygningen af Jorden kan gasformige bygge”elementer” ikke indfanges. Det er sandsynligt, at 

Solen tidligt gennemløb et kort, men meget aktivt stadium (T Tauri-stadiet), der blæste atmosfæren 

væk fra Jorden eller volatilerne væk fra det indre solsystem. Processerne i T Tauri-stadiet formodes 

at hænge sammen med kerneforbrænding af lithium, beryllium og bor, hvilket vi så bort fra i 

afsnittet om grundstofudviklingen. 

Øvelse. Diskriminér mellem 1) og 2) ovenfor ved hjælp af oplysninger i U2. 

Jordens tidligste atmosfære opstod ved en blanding af afgasning fra jordindret og kosmisk 

indfald. Ligesom den magmatiske udvikling førte til dannelsen af kontinenterne ved fraktionering af 

de lettest smeltelige komponenter, førte en tilsvarende udvikling til, at de mest flygtige forbindelser, 

som var kemisk bundet i Jordens kappe, blev afgivet (afgasset) til atmosfæren. Endnu i dag tilføres 

ny atmosfære (og hydrosfære = vand) igennem vulkanerne samtidig med, at jordskorpen forøges. 

Den primitive atmosfære må have været præget af udgangsmaterialets (nebulaens) reducerede 

tilstand. Forbindelser som vand (H2O), ammoniak (NH3) og metan (CH4), dvs gasser "mættet" med 

hydrogen må have domineret. Fri oxygen existerede ikke. Efterhånden som hydrogenen tabtes til 

verdensrummet, blev atmosfæren gradvist mere og mere oxideret (og oxiderende). Karakteren af de 

geologiske formationer afspejler denne overgang. En populær fremstilling er givet af Allart 1972. 

Oxygen udgør i dag 21 mol% af atmosfæren (=100 % PAL, hvilket betyder present 

atmspheric level), men dette niveau kan ikke være nået alene ved uorganisk dissociation af 

vanddamp. Problemet er, at dissociation kun foregår tilstrækkelig stærkt ved ultraviolet lys, der 

imidlertid absorberes af det udviklede oxygen. Processen har derfor en tendens til at gå i stå ved et 

så lavt oxygenindhold som 0.1 % PAL (Urey niveauet). 

Oxygen kan på den anden side udvikles ved fotosyntese i grønne planter: 

CO2 + H2O + lys = kulhydrat + O2


44 

Her opstår ingen øvre grænse for oxygenproduktionen, da det udviklede oxygen ikke har nogen 

indflydelse på det synlige lys. Fotosyntese anses derfor at være ansvarlig for udviklingen af 

atmosfærens oxygen. 

Ved et indhold på over 1 % PAL i atmosfæren (Pasteur-niveauet) er det muligt for organismer 

at ånde. Ånding (respiration) tillader en højere energiomsætning hos organismerne end alternativet 

gæring (fermentering). Når atmosfærens oxygenindhold i sin udvikling når op på Pasteur-niveauet, 

må en voldsom acceleration af den biologiske udvikling forventes at finde sted. En voldsom 

acceleration fandt sted for ca. 540 millioner. år siden og markerer begyndelsen af den paleozoiske 

tid. Det er blevet foreslået, at oxygenindholdet i Jordens atmosfære passerede Pasteur-niveauet 

netop på den tid. Andre studier har dog lagt tidspunktet væsentlig tidligere nemlig i Prækambrium 

for ca. 1.4 milliarder år siden. Se videre Berkner & Marshall 1965. 

Hydrosfæren omfatter alle former for vandigt miljø: havvand, vandløb, regnvand, is m.v. 

Vand har som et flygtigt materiale på mange punkter delt vilkår med atmosfæren. Det har længe 

været den almindelige opfattelse, at den første hydrosfære udviklede sig ved afgasning fra kappen. 

På den anden side er Jorden begunstiget af så store mængder vand sammenlignet med de øvrige 

indre planeter, at indfald af en isklode er blevet foreslået (se U2, p. 39). 

Vandet har betydning for alle andre sfærers udvikling og dynamik og er intimt koblet til 

mange geologiske processer. Smeltning ved tilstedeværelse af vand foregår ved langt lavere 

temperaturer end de tilsvarende tørre systemer. Reaktionshastighederne ved processer, hvor vand er 

til stede er meget større. Vand er et fremragende elektrolytisk opløsningsmiddel, der er i stand til at 

opløse grundstoffer, som ikke i sig selv er flygtige. Vandets evne til at transportere metaller i 

hydrotermale (varme) opløsninger igennem porer og sprækker i jordskorpen, er således afgørende 

for dannelsen af malmforekomster. Hertil kommer vandets evne til at erodere, transportere og 

aflejre sedimentære bjergarter. At dømme efter forekomsten af sedimenter helt tilbage til de 

allerældste tider, hvorfra man kender bjergarter, har vand altid været til stede og jordoverfladen har 

til stadighed haft temperaturer omkring og over 0°C. 

De allerøverste løse sedimenter dannet i nutiden kaldes jord. På vore breddegrader er 

biologisk aktivitet stærkt medvirkende til jorddannelse. Jord kaldes derfor et biogent sediment. 

Jorden er tilligemed hydrosfæren og atmosfæren substrat og livsgrundlag for alle livsprocesser. 

Et særligt kompendium er centreret om geokemi i hydrosfæren og det overfladenære miljø 

(Jørgart, 1998).

Selvtest 

Vejledning: Denne samling spørgsmål bør kunne besvares med et tidsforbrug på 45 minutter. Det 

er acceptabelt at foretage visse opslag. Spørgsmålene sammenfatter ikke hele stofområdet, men 

eksemplificerer detaljeringsgraden af den krævede tilegnelse. 

1. Hvilke materialer (bjergarter) opbygger øbuen Tonga-Kermadec i det sydlige Stillehav? 

2. Hvilken forskel er der mellem lava og typiske kontinentbjergarter? 

3. Hvad er anorthosit? 

4. Hvorfra kommer Solens energi? 

5. Hvordan kan det forklares, at H og He, som er de hyppigst forekommende grundstoffer i 

Universet, er af underordnet betydning på Jorden? 

6. Hvor kommer vandet fra? 

7. Regn ud hvorfor betegnelsen "kontinentforskydning" er gået af brug. 

8. Hvilket 87 Sr/ 86 Sr-forhold er der i Jordens kappe? 

9. Hvorfra kommer energien til foldning af bjergkæderne? 

10. Opskriv ti astrofysiske og geofysiske materialer, der er nævnt i teksten og 

opgaveformuleringerne. Inddel dem i mineraler, bjergarter, gasser etc. 

11. Hvad er en eutektisk smelte? 

12. Hvad er inkongruent smeltning? 

13. Hvad er forskellen på SiO2-undermættede og SiO2-overmættede materialer? 

14. Hvad er MOHO? Hvad er Conrad-diskontinuiteten? 

15. Hvad er zonal opbygning af malmforekomster? 


45

Referencer 


46 

Allaart, J. 1972: Atmosfærens og hydrosfærens dannelse, livets opståen og det aktualistiske princip, Varv 1972 (1), 8- 

22. 

Andersson, W., 1975: Precambrian geology of the Wästanå area, Southern Sweden. Thesis, Lunds Universitet. 

Baumann, L., 1976: Introduction to ore deposits. Scottisch Academic Press, Edinburgh and London. 

Berkner, L.V. & L.C. Marshall 1965: Oxygen and Evolution. Kapitel 10 i Gass et al. (eds.) 1971: Understanding the 

earth, Open University Set Book, p.142-50. 

Brown, G.C., Hawkesworth, C. & Wilson, R.C.L., 1992: Understanding the Earth, a new synthesis. Cambridge 

University Press, New York. 

Buchwald, V.F. 1992: Meteoritter. Gyldendal. Danmark. 

Handbook of Chemistry and Physics, 1996. The Chemical Rubber Co. 

Jørgart, T., 1977: Prækambrium. Kapitel 1: Geologi pa Bornholm. VARV ekskursionsfører nr. 1, 2. udgave. 

Jørgart, T., 1982: Hallegård-graniten. Dens mineralogi, petrologi og sammenhæng med andre bornholmske graniter og 

gnejser. Publikationer fra Institut for Geografi, Samfundsanalyse og Datalogi. Forskningsrapport nr. 27. Roskilde 

Universitetscenter. 

Jørgart, T. 1996a: En introduktion til isotopgeologisk aldersbestemmelse og isotopgeologi. Note til Geologi A. Institut 

for Geografi og Internationale Udviklingsstudier. Roskilde Universitetscenter. 

Jørgart, T. 1996b: The basement geology of Bornholm. An excursion guide. 3. edition. Publications from the 

Department of Geography and International Development Studies. Roskilde University, Denmark. 

Jørgart, T. 1997: Den geologiske Naturs Processer og Materialer. Publikationer fra Institut for Geografi og 

Internationale Udviklingsstudier. Kompendium nr. 92. Roskilde Universitetscenter 

Jørgart, T. 1998: Geokemi i hydrosfæren. Publikationer fra Institut for Geografi og Internationale Udviklingsstudier. 

Kompendium nr. 95. Roskilde Universitetscenter. 

Mason B. & Moore, C.B.: 1982: Principles of Geochemistry. Fourth edition. John Wiley & Sons. 

Park, C.F. & MacDiarmid, R.A., 1975: Ore Deposits. Third Edition Freeman, San Francisco. 

Robie, R.A., Hemingway, B.S. & Fisher, J.R. 1978: Thermodynamic properties of minerals and related substances at 

298.15 K and 1 bar (10 5 pascals) pressure and at higher temperatures. U.S. Geol. Surv. Bull. 1452. Washington. 

(Reprinted with corrections 1979). 

Rösler, H.J. & H. Lange 1972: Geochemical tables. Elsevier. 

Sharma, P.V. 1986: Geophysical Methods in Geology. Second edition. Elsevier. 

Sørensen, H. 1989: Råstoffer. Geografforlaget, Brenderup. 

Taylor, S.R. & McLellan, S.M. 1985: The continental crust: Its composition and evolution. Blackwells, Oxford. 

Teuber, J., 1994: Universet på PC. Teknisk forlag, København.

Stikordsregister 

A 

afgasningen af kappen..........................................................35 

Afrika.............................................................................27, 28 

akkretionen ....................................................................11, 18 

Alperne ................................................................................27 

Andes...................................................................................27 

andesit........................................23, 26, 30, 31, 32, 34, 36, 37 

anorthosit .......................................................................21, 45 

aske ......................................................................................26 

asteroidbæltet.......................................................................17 

asthenosfære ..........................................21, 22, 24, 29, 35, 40 

asthenosfæren ......................................................................23 

Atlanterhavet............................................................23, 27, 38 

atmosfæren...............................................................35, 43, 44 

Australien.............................................................................27 

B 

basalt....................................11, 23, 24, 26, 32, 34, 35, 37, 39 

beryllium..........................................................................6, 43 

bevægelsesenergi .................................................................18 

bevægelsesmængdemoment...........................................11, 12 

Big Bang........................................................................6, 7, 8 

binært system.......................................................................33 

biosfæren .............................................................................43 

bismuth ..................................................................................9 

bjergkæde.................................................................23, 25, 40 

bly......................................................................................6, 9 

bor........................................................................................43 

C 

chondrer...............................................................................17 

chondritiske meteoritter .................................................17, 34 

chondrit-meteorit .................................................................10 

Conrad-diskontinuitet ....................................................38, 45 

cotektisk.........................................................................34, 40 

D 

differentiation ....................................................17, 18, 30, 35 

dissociation ..........................................................................43 

dybgrav ..........................................................................26, 38 

E 

Einstein..........................................................................6, 8, 9 

energiudløsning ...................................................................11 

enthalpi ................................................................................14 

entropi..................................................................................14 

Europa..................................................................................27 

eutektisk.................................................33, 34, 37, 40, 41, 45 

evaporit ................................................................................38 

F 

fasediagram..........................................................................33 

feldspat...............................................................21, 23, 37, 40 

fermentering.........................................................................44 

fluidfase ...............................................................................41 

forsterit.................................................................................36 


47 

fotosyntese...........................................................................43 

fraktioneret krystallisation.............................................36, 37 

fraktioneret opsmeltning....................................35, 36, 37, 40 

G 

gabbro..........................................................11, 23, 24, 32, 38 

global differentiation ...........................................................18 

gnejs ....................................11, 21, 23, 29, 30, 32, 38, 39, 46 

granit ...........................................................11, 31, 34, 39, 41 

granitoid ..............................................................................32 

granittisk smelte ..................................................................35 

Grønland..............................................................................21 

grønsten...............................................................................21 

grundstofdannelsen........................................................6, 7, 9 

Gummibiblen...............................................................5, 9, 20 

H 

Hawaii .................................................................................28 

helium................................................................6, 8, 9, 10, 13 

henfaldskonstanten ................................................................7 

hot spot................................................................................28 

Hubble...................................................................................6 

hydrogen....................................6, 8, 9, 10, 13, 14, 15, 16, 43 

hydrosfæren.............................................................43, 44, 46 

I 

Indiske Ocean......................................................................27 

inkongruent smeltning.............................................36, 37, 45 

intrusiv ................................................................................39 

isotopgeologisk aldersbestemmelse.................................7, 46 

J 

jernkernen..........................................................11, 20, 22, 24 

jernoxid ...............................................................................18 

jernsulfid .............................................................................18 

jord ......................................................................................44 

Jordens termale udvikling....................................................20 

jordskælv.....................................................23, 25, 26, 32, 34 

K 

kalk................................................................................32, 39 

kappen ...............20, 21, 23, 24, 26, 28, 30, 32, 35, 36, 38, 44 

karbonat...............................................................................38 

katastrofisk tab ....................................................................43 

kerneforbrænding ..................................................................8 

køkkensalt............................................................................32 

kollisionszone......................................................................25 

komponent.........................................................33, 40, 41, 43 

kontinentbjergarter ......................................21, 29, 30, 37, 45 

kontinentforskydning...........................................................45 

kontinentskorpe .........................23, 27, 29, 30, 31, 35, 37, 38 

konvektion...............................................................21, 22, 28 

krater ...................................................................................17 

krypton ................................................................................43 

kvarts.....................................................21, 23, 35, 36, 37, 40 

kvartsit.................................................................................39

L 

lava ..........................................................................26, 38, 45 

Le Chateliers princip............................................................15 

leukosom........................................................................39, 40 

ligevægtskonstant.................................................................14 

liquidus ..........................................................................34, 40 

lithium..............................................................................6, 43 

lithosfære .................................................................23, 24, 28 

lithosfæreplade...............................................................26, 28 

M 

magma..........................................................21, 23, 28, 35, 37 

magmakammer...............................................................36, 41 

magmaocean ..................................................................11, 21 

magnetit ...................................................................14, 15, 16 

malmmineraler ...............................................................40, 41 

massefylde ...............................................................12, 18, 19 

metalberigelse ......................................................................42 

metamorf................................................29, 30, 32, 38, 39, 40 

meteorisk vand.....................................................................41 

meteorit..........................................................................10, 13 

Middelhavet.........................................................................27 

midtoceanryg .......................................................................28 

midtoceanryggen............................................................23, 29 

migmatit.............................................................32, 38, 39, 40 

mikrokontinenter..................................................................26 

modelsystem ..................................................................32, 37 

MOHO...........................................................................38, 45 

Mohorovicics diskontinuitet ................................................38 

N 

naturlige logaritme...............................................................14 

nebula ..................................................................................43 

nedre kontinentskorpe..........................................................38 

neutronindfangning................................................................9 

Nordamerika ........................................................................38 

normal kontinentudvikling...................................................21 

Ø 

øbuer..................................................................23, 26, 37, 38 

oceanbundsunderskydning...................................................26 

oceanskorpe ...........................................21, 23, 24, 27, 31, 35 

olivin........................................................................24, 35, 36 

orogen..................................25, 29, 30, 31, 32, 36, 37, 38, 39 

orogen episode.....................................................................39 

orogene zoner ................................................................25, 30 

øvre kontinentskorpe ...........................................................38 

oxygen ...........................................................9, 13, 16, 43, 44 

P 

Pasteur-niveauet...................................................................44 

peridotit..................................................23, 24, 32, 34, 37, 38 

pertubationer........................................................................12 

planetesimal .........................................................................17 

pluton...................................................................................41 


48 

plutoniske bjergarter............................................................37 

potentiel energi....................................................................19 

pyroxen..........................................................................36, 37 

R 

respiration............................................................................44 

røntgenfluorescensanalyse...................................................13 

S 

seismik.................................................................................18 

seismiske bølger ..................................................................38 

seismologien........................................................................22 

sfære ............................................................17, 18, 23, 37, 43 

silicium............................................................................9, 26 

silikatkappen........................................................................22 

SiO 2-overmættet ................................................35, 36, 40, 45 

SiO 2-undermættet ....................................................35, 36, 45 

skorpe ................................................................18, 21, 23, 24 

skorpebjergarter...................................................................11 

smeltevarme...................................................................19, 28 

smeltning...................................18, 19, 23, 32, 33, 34, 36, 40 

solidus ...........................................................................34, 40 

spektralanalyse ....................................................................10 

Stillehavet......................................................................27, 28 

stratisfære ............................................................................38 

strontium .............................................................................29 

subduction ...........................................................................26 

supernova ....................................................................6, 9, 10 

suprakrustal .............................................................38, 39, 41 

T 

T Tauri-stadiet .....................................................................43 

termodynamiske beregninger...............................................13 

terrestriske planeter ...........................................11, 13, 17, 34 

Tonga-Kermadec ...........................................................27, 45 

transform forkastning ..........................................................29 

U 

ukomprimeret massefylde....................................................12 

uran........................................................................................6 

V 

vand.....................................16, 23, 26, 32, 35, 41, 43, 44, 45 

varmefylde.....................................................................19, 28 

Västanå-formationen ...........................................................40 

volatile stoffer......................................................................13 

vulkan..........................................................23, 24, 25, 27, 35 

X 

xenon...................................................................................43 

Z 

zonal........................................................................39, 41, 45 

zonar....................................................................................40

Den geologiske Naturs Udvikling og Dynamik

You also want an ePaper? Increase the reach of your titles

Delete template?

Save as template?