Platetektonikk

Interaktive modeller, quizer og 3D-diagrammer ligger i kapittelet /geofag-1/platetektonikk. Her kan du redigere hele fagteksten.

Målet for kapittelet er at eleven skal kunne gjøre rede for indre krefter og prosesser, platetektonikk og hvilke konsekvenser dette har for jordskorpen og jordoverflaten, samt forstå hvordan norsk natur og geologi er et resultat av denne globale platedynamikken.

Kjerneelementer som dekkes i dette kapittelet:

• Jordens indre krefter og prosesser: Litosfære, astenosfære, konveksjon og slab pull som hoveddrivkraft.

• Plategrenser og landskapsutvikling: Divergente, konvergente og transforme grenser samt Wilsonsyklusen.

• Norge i platetektonisk lys: Kaledonidene, Leka-ofiolitten, Oslofeltets riftdal og postglasial landheving.

Platetektonikk

For å forstå platetektonikk må vi først forstå hvordan jorden er bygd opp og de ulike prosessene som skjer i jordens indre

Inndeling av jorden indre

Jorden er kan deles inn i flere lag, basert på sammensetning, tetthet og egenskaper. I geofag 1, deler vi jorden inn i: skorpe, øvre mantel, nedre mantel, ytre kjerne og indre kjerne

Skorpe

Det ytterste laget til jorden kalles skorpe. Skorpen er igjen delt inn i 2 typer, havbunnsskorpe og kontinentalskorpe. Skorpene varierer i tykkelse fra 0 - 100km. Mer om detaler om dette, kan du lese under jordplater

Øvre mantel

Som vi kan se i figuren, så strekker den øvre mantelen seg fra bunnen av jordskorpen og ned til ca. 660–700km (Tarbuck et al., 2020, s. 371). Den øvre mantelen er dominert av ultramafiske bergarter som i hovedsak består av mineralene olivin, ortopyroksen, klinopyroksen og granat (Marshak, 2019, s. 44)

Den øvre mantelen kan igjen deles inn i flere deler:

Litosfærisk mantel (øverste faste mantel)

Dette delen er direkte under jordskirpen og er den kalde og mekanisk stive delen (Fowler, 2005, s. 102). Bergartene her er faste og sprø, og har en tetthet på d≈3,0–3,3g/cm3. Temperaturen her ligger på rundt 1250 C

Astenosfærisk mantel

Under den øverste delen, har vi den Astenosfæren. Som strekker seg fra rundr 100km ned til ca 400km. Her stiger temperaturen opptil 1450- 1650C (Tarbuck et al., 2020, s. 372).

På grunn av den høye temperaturen i forhold til trykket, befinner bergartene seg nær smeltepunktet. Enkelte soner har en liten brøkdel delvis oppsmeltet materiale (1–2% partiell smelte), ofte referert til som lavhastighetssonen (Low Velocity Zone, LVZ) for seismiske bølger (Lowrie & Fichtner, 2020, s. 157).

Astenosfæren er seigtflytende over millioner av år. Den fungerer som et smørelag, som gjør at de overliggende jordskorpen kan gli, samtidig som konveksjonsstrømmer her transporterer varme fra jordas dyp mot overflaten (Marshak, 2019, s. 46).

Nedre mantel

Nedre mantel utgjør jordas største enkeltlag etter volum (om lag 56 % av jordas volum) (Tarbuck et al., 2020, s. 368). Det voldsomme overliggende trykket hindrer bergartene i å smelte, til tross for at temperaturen øker fra ca. 1900 helt opp til 3370C (Lowrie & Fichtner, 2020, s. 160). Mineralogien er dominert av bridgmanitt(Mg,Fe)SiO3 og ferroperiklas (Mg,Fe)O. Tettheten øker gradvis som følge av det litostatiske trykket, fra 4,4 g/cm 3 til rundt d≈5,5g/cm3 (Fowler, 2005, s. 110).

Ytre flytende kjerne

Den ytre flytende kjerne starter på 2900km dybde og går ned til 5150km. Ved 2900 km dyp er det et radikalt materialskifte fra faste silikatbergarter til flytende metall (Fowler, 2005, s. 112). Her har vi flytende smelte som består av ca 85% jern, 5% nikkel og 10% av lettere grunnstoffer (svovel, silisium, oksygen) (Marshak, 2019, s. 49). Tettheten hopper fra 5,5 til10–11,5g/cm3 og temperaturen stiger fra ca. 3370 til rundt ∼5000C

Grunnen til at vi vet at de ytre kjernen er flytende, er seismisk bevis. Vi vet at skjærbølger kan bevege seg gjennom ulike materialer, men ikke væsker.Ved å observere at seismiske S-bølger (skjærbølger) ikke går gjennom disse områdene i jordens indre, kan vi dermed fastlå at denne delen av kjernen er flytende

Indre fast kjerne

Den indre kjerne, starter på ca 5150–6371 km dybde. Dette er jordens sentrum, og er en fast metallisk kule, til tross for den ekstreme varme temperaturen, på 5000-6000 C. Denne temperaturen tilsvarer temperaturen på Solen, men trykket her, er så massivt at det hindrer kjerne i å smelte.

Trykket her, ligger på 3,3–3,6 millioner atmosfærer/330–360 GPa). Dette tvinger jern-nikkel-atomene inn i en fast krystallinsk heksagonal eller kubisk struktur (Fowler, 2005, s. 114). I kjernen, har tettheten nådd sitt maksimum på d≈12–13 g/cm3

Etterhvert som jorda langsomt avkjøles (geologisk tid), så krystalliseres den indre kjernen mer og mer. Per år, så vokser kjernen med millimetre i størrelse

(Marshak, 2019, s. 50).

Litosfæren og astenosfæren

I tillegg til denne laginndelingen, deler vi også jordens indre inn i sfærer: litosfæren, astenosfæren og mesosfæren (ikke pensum)

Litosfæren

Selve fundamentet for platetektonikken. En tektonisk plate er ikke bare skorpe, men litosfære: jordskorpen pluss den aller øverste, kalde og fullstendig stive delen av mantelen (litosfærisk mantel). Litosfæren strekker seg ned til 100-200 km og den oppfører seg som et sprøtt og elastisk fast stoff som brekker opp i plater.

Litosfæren deles igjen inn i litosfæriske plater. Disse kalles kontinentalplater og havbunnsplater.

• Kontinentalplater: er de tykkeste platene vi har, vanligvis mellom 30–50 km, men opptil 70–80 km under Himalaya. Disse platene innholder ofte kontinenter og havbunn. Altså disse består av kontinentalskorpe og havbunnsskorpe. Disse platene består hovedsakelig av bergarter med høyt innhold av silisium og aluminium (felsisk). Platene har relativt lav tetthet (om lag 2,7 g/cm³). Den er dermed for lett for å kunne synke dypt ned i mantelen. Dette gjør at disse type platene kan bli milliarder av år gammel.

• Havbunnsplater: Er karakterisert som tynne, med bare 5–8 km tykkelse. De består ofte av mafiske magmatiske bergarter som basat, gabbro, diabas og dolerit. Disse bergartene har et høyt innhold av jern og magnesium. Denne sammensetningen gjør at disse platene har en høy tetthet (om lag 3,0 g/cm³). Denne tettheten gjør det mulig for havbunnsplater å synke ned i mantelen ved konvergerende plategrenser.

Divergerende plategrenser (ofte midthavsrygger) danner kontinuerlig ny havbunnsplate og i konvergerende plategrenser, synker havbunnsplater ned i mantelen. Dette gjør at disse type platene blir sjelden eldre enn ca. 180–200 millioner år.)

Astenosfæren (ca. 100–350 km)

Det seige underlaget som litosfæreplatene glir oppå. Astenosfæren består av fast silikatbergart (peridotitt. Temperaturen i dette området er nær bergartens smeltepunkt (om lag 1300–1400 °C). Dette gjør at bergartene mister krystallgitteret sin stivhet og blir plastisk. Begrepet plastisk, betyr at bergartene (i dette tilfellet) får kan oppføre seg som flytende, men den beholder sin faste form.

Over geologiske tidsskalaer på millioner av år deformeres astenosfæren plastisk og duktilt med en enorm viskositet på om lag 10¹⁹–10²¹ Pa·s. Litosfæreplatene kan dermed gli over astenosfæren.

Oppdagelsen og bevisene: Fra Wegeners puslespill til den magnetiske «båndopptakeren»

I dag tar vi platetektonikken som en selvfølge, men fram til midten av 1960-tallet var ideen om bevegelige kontinenter regnet som ren villfarelse blant de fleste etablerte geologer (Hess, 1962; Wegener, 1912).

Alfred Wegener og kontinentaldrift (1912)

Den tyske meteorologen og geofysikeren Alfred Wegener la i 1912 fram teorien om kontinentaldrift (Wegener, 1912). Han observerte at kontinentene på hver side av Atlanterhavet passet sammen som brikker i et puslespill – særlig kystlinjene til Sør-Amerika og Afrika. Wegener samlet overbevisende tverrfaglige bevis:

• Fossilfunn over verdenshav: Fossiler av ferskvannsreptilet Mesosaurus og den bregnelignende planten Glossopteris ble funnet i identiske berglag i både Brasil og Sør-Afrika. Disse organismene kunne umulig ha krysset et tusenvis av kilometer bredt, salt verdenshav.

• Matchende fjellkjeder og bergarter: Fjellkjedene i Nord-Amerika (Appalakkene) stemte nøyaktig overens i alder, bergartstype og foldestruktur med Kaledonidene i Norge, Skottland og Grønland.

• Paleoklimatiske spor: Spor etter istidsbreer (skuringsstriper og moreneavsetninger) fra samme tidsperiode (perm-karbon) ble funnet i tropiske strøk i India, Australia, Sør-Amerika og Afrika.

Wegener konkluderte med at alle landmassene en gang hadde vært samlet i ett gigantisk superkontinent: Pangea (gresk for «alt land»). Likevel ble teorien hans brutalt avvist av fagmiljøet. Hvorfor? Fordi Wegener manglet en troverdig fysisk drivmekanisme. Han foreslo at kontinentene pløyde gjennom havbunnen som isbrytere, drevet av tidevannskrefter og jordrotasjonens sentrifugalkraft – krefter fysikere raskt beviste var mange millioner ganger for svake.

Marie Tharp og kartleggingen av havbunnen (1950-tallet)

Det store vendepunktet kom etter andre verdenskrig. Under den kalde krigen kartla den amerikanske geologen og oseanografen Marie Tharp sammen med Bruce Heezen havbunnen ved hjelp av millioner av ekkoloddprofiler. Tharp oppdaget en kontinuerlig, 65 000 km lang undersjøisk fjellkjede – Den midtatlantiske ryggen – og identifiserte en dyp innsynkningsdal (riftdal) midt langs ryggens akse. Dette var det fysiske beviset på at havbunnen holdt på å revne.

Harry Hess og havbunnsspredning (1962)

I 1962 koblet geologiprofessor og marineoffiser Harry Hess trådene sammen i en banebrytende artikkel: «History of Ocean Basins» (Hess, 1962). Hess foreslo at mantelen har langsomme konveksjonsstrømmer. Varm mantel stiger opp under midthavsryggene, der det kontinuerlig dannes ny havbunnsskorpe. Havbunnen beveger seg deretter som et gigantisk samlebånd vekk fra ryggen, før den til slutt avkjøles, blir tung og synker ned i dype havgroper (subduksjon). Kontinentene «pløyer» ikke gjennom havbunnen, men sitter fast i samme litosfæreplate og følger passivt med!

Det ugjendrivelige beviset: Den magnetiske «båndopptakeren» (1963)

Året etter leverte Fred Vine og Drummond Matthews (1963) det endelige empiriske beviset med sin berømte hypotese (Vine & Matthews, 1963):

Når basaltisk lava veller opp i midthavsryggen og størkner under Curie-temperaturen (ca. 580 °C for jernoksidet magnetitt), magnetiseres mineralene parallelt med jordens eksisterende magnetfelt. Jordens magnetfelt er ikke statisk; med ujevne mellomrom på noen hundre tusen til millioner av år bytter magnetpolene plass (geomagnetisk reversering).

Når havbunnen sprer seg kontinuerlig til begge sider, fryser havbunnsskorpen inn et symmetrisk mønster av striper med normal magnetisering (feltet peker nordover som i dag) og reversert magnetisering (feltet pekte sørover). Da forskerne seilte over Atlanteren med magnetometre på slep, oppdaget de at det magnetiske mønsteret på østsiden av Den midtatlantiske ryggen var et nøyaktig speilbilde av mønsteret på vestsiden! Dette beviste at ny havbunn lages symmetrisk i aksen og skyves utover.

Divergerende grense eksponert på tørt land: Þingvellir på Island

1Eurasiske plate2Nordamerikanske plate

1. 1Fast bergart på eurasisk side som beveger seg østover.
2. 2Normalforkastningsvegg på nordamerikansk side som glir vestover.

Hva driver platene? Slab pull, ridge push og gravitasjonell fysikk

I mange eldre lærebøker forklares platebevegelsene som om mantelen fungerer som et transportbånd som drar platene med seg via friksjon (basal drag). Moderne geodynamiske beregninger og seismisk tomografi (3D-avbildning av mantelen ved hjelp av seismiske bølger) har snudd dette bildet på hodet (Forsyth & Uyeda, 1975): Platene driver i stor grad seg selv!

Platebevegelsene styres av et samspill mellom fire gravitasjonelle og termiske mekanismer:

• Slab pull (platetrekk) – Drivkraft nr. 1 (~90 % av kraften): Når oseanisk litosfære beveger seg bort fra midthavsryggen, avkjøles den gjennom millioner av år. Den underliggende astenosfæren fryser fast til bunnen av platen, slik at litosfæren vokser i tykkelse og tetthet. Til slutt blir platen tettere enn den underliggende astenosfæren. Når platen tvinges ned i en subduksjonssone, øker trykket dramatisk. Ved 40–60 km dyp gjennomgår basalten og gabbroen i skorpen en metamorf faseovergang og omdannes til eklogitt (en ultrahøytett bergart bestående av granat og omfasitt, tetthet ~3,5 g/cm³). Denne blytunge platen synker vertikalt ned i mantelen under sin egen vekt og fungerer som et gigantisk anker som trekker hele resten av platen bak seg (Forsyth & Uyeda, 1975).

• Ridge push (ryggstøt / gravitasjonsglidning): Midthavsryggen er varm og termisk utvidet, og rager derfor 2000 til 3000 meter høyere enn den omkringliggende dyphavssletten. Litosfæren danner en kontinuerlig skråning bort fra ryggaksen. Gravitasjonskraften virker loddrett nedover, noe som skaper en horisontal kraftkomponent som skyver den nydannede litosfæren vekk fra ryggen.

• Basal drag (manteldrag): Den seige astenosfæren under platen er i termisk konveksjon. Friksjonen mellom astenosfæren og undersiden av litosfæreplaten kan enten hjelpe på bevegelsen eller bremse den, avhengig av om mantelen strømmer raskere eller saktere enn platen.

• Trench suction (gropsug): Når en tung slab synker bratt ned i mantelen, trekker den med seg omkringliggende astenosfære, noe som skaper et lokalt undertrykk som suger den overliggende platen mot dyphavsgropen.

Slab pull: Den suverent viktigste drivkraften i platetektonikken. Kald, gammel havbunnsskorpe omdannes til ultrahøytett eklogitt i subduksjonssonen og synker som et lodd, og trekker resten av platen etter seg.

Ridge push: Gravitasjonsglidning: Midthavsryggen rager 2–3 km over dyphavsbunnen på grunn av termisk oppdrift. Tyngdekraften får den faste litosfæren til å skli langsomt ned skråningen bort fra aksen.

I dag kan vi måle disse bevegelsene direkte ved hjelp av globale satellittnettverk (GPS og VLBI). Målingene viser at platene beveger seg kontinuerlig med en fart på mellom 1 og 16 centimeter per år (NOAA, u.å.) – omtrent like fort som menneskets negler vokser. Plater som har store subduksjonssoner festet til seg (som Stillehavsplaten og Nazcaplaten) beveger seg desidert raskest (7–15 cm/år), noe som bekrefter at slab pull er den dominerende drivkraften!

Hvorfor mantelberg smelter: Dekompresjon, flukssmelting og mantelplymer

En av de mest fundamentale leksjonene i Geofag 1 er å forstå hvorfor og hvordan magma dannes. Nesten all magma på jorden oppstår i den faste øvre mantelen ved delvis oppsmelting (partiell smelting) av bergarten peridotitt.

Bergarter smelter ikke ved en enkelt temperatur, men over et temperaturintervall:

• Solidus: Temperaturen der en bergart begynner å smelte (første dråpe smelte dannes).

• Liquidus: Temperaturen der bergarten er 100 % flytende smelte.

Under normale forhold under et stabilt kontinent er mantelen under solidus: Den er glødende varm (1300–1400 °C), men det enorme litostatiske overtrykket presser atomene så tett sammen at smelte ikke kan oppstå. For å få mantelen til å krysse solidus finnes det bare tre fysiske mekanismer:

Plategrensene: Tre relative bevegelser, seks geologiske miljøer

Jordens mest dramatiske geologiske hendelser er konsentrert langs grensene mellom litosfæreplatene. Hva som skjer ved en gitt grense, avhenger av to faktorer: bevegelsesretningen (fra hverandre, mot hverandre eller sidelengs) og skorpetypen som møtes (oseanisk eller kontinental).

1. Divergerende grenser (Platene glir fra hverandre)

Under divergens utsettes litosfæren for tektonisk strekk (tensjon). Dette manifesterer seg i to distinkte stadier:

• Havbunnsspredning: Grensen ligger midt i havet (Den midtatlantiske ryggen, Gakkelryggen i Polhavet, Øst-Stillehavsryggen). Magma fra dekompresjonssmelting fyller sprekken kontinuerlig og danner putelava og basaltganger. Varmt sjøvann sirkulerer ned i sprekkesystemene, varmes opp til over 350 °C, løser opp metaller fra basalten og spruter ut som svarte undersjøiske geysirer kalt hydrotermale skorsteiner («black smokers»). Rundt disse skorsteinene lever unike økosystemer uavhengig av sollys, basert på kjemotrofiske bakterier som utnytter hydrogensulfid.

• Kontinental rifting: Grensen oppstår midt inne på et kontinent. Skorpen strekkes og tynnes, og store blokker raser ned langs normalforkastninger og danner en langstrakt innsynkningsdal kalt en graben (som Den østafrikanske riftdalen med Tanganyikasjøen og Victoriasjøen). Hvis riftingen fortsetter over millioner av år, vil riftdalen utvide seg til et smalt havbasseng (som Rødehavet), før det oppstår en fullverdig midthavsrygg. Dette var nøyaktig hvordan Atlanterhavet ble født da superkontinentet Pangea revnet for ca. 180 millioner år siden!

Midthavsryggens anatomi: Dekompresjonssmelting og hydrotermale skorsteiner

1Black smoker2Putelava3Magmakammer4Dekompresjon

1. 1Hydrotermale skorsteiner («black smokers») spyr ut overopphetet, mineralrikt fluid som utfeller kobber-, jern- og sinksulfider.
2. 2Basaltisk putelava dannes når flytende basalt bråkjøles mot bunnvannet (2 °C) og danner glassaktige, avrundede puter.
3. 3Aksialt gabbroid magmakammer på 2–4 km dyp der krystallisasjon og differensiasjon forer gangene ovenfor.
4. 4Adiabatisk oppstigende astenosfære der det litostatiske trykket faller under solidus og skaper primær basaltmagma.

2. Konvergerende grenser (Platene kolliderer)

Ved konvergens presses to litosfæreplater mot hverandre under enorm kompresjon. Her oppstår tre helt ulike miljøer:

• Hav mot kontinent (Subduksjon som i Andesfjellene): Den tunge, oseaniske platen (f.eks. Nazcaplaten) bøyes ned under den lettere kontinentalplaten (Sør-Amerika). Foran kollisjonen dannes en dyp havrenne (Peru-Chile-gropen, over 8000 meter dyp) og en akkresjonskile av avskrapede havsedimenter. Flukssmelting i mantelkilen skaper seig, gassrik magma (andesitt og dasitt) som stiger og bygger opp majestetiske, men eksplosive stratovulkaner langs en kontinental vulkanbue (Andesfjellene, Kaskadefjellene).

• Hav mot hav (Vulkanøybuer som Marianene og Japan): Når to oseaniske plater møtes, er det alltid den eldste, kaldeste og dermed tetteste havbunnsplaten som tvinges under den andre. Dette skaper jordens aller dypeste groper – som Marianegropen med Challengerdypet på 11 034 meter. Magmaen fra mantelkilen bygger opp en buet kjede av vulkanske øyer ute i havet: en vulkanøybue (f.eks. De japanske øyer, Marianene, Aleutene).

• Kontinent mot kontinent (Kollisjon som i Himalaya og Kaledonidene): Når to kontinenter støter sammen, kan ingen av dem synke ned i mantelen fordi granittisk kontinentalskorpe er for lett. I stedet oppstår voldsom skorpeforkorting. Jordskorpen foldes, presses sammen og stables opp i mektige skyvedekker (nappes) – store bergflak som skyves hundrevis av kilometer innover land. Under fjellkjeden dannes en opptil 70–80 km dyp skorperot som flyter isostatisk i mantelen. Det oppstår nesten ingen vulkanisme, men intens regional metamorfose omdanner bergartene til gneis og glimmerskifer.

Anatomi av en subduksjonssone: Dehydrering, flukssmelting og akkresjonskile

1Dyphavsgrop2Akkresjonskile3Dehydrering4Flukssmelting5Vulkanbue

1. 1Dyphavsgrop (trench) der den bøyelige litosfæreplaten dykker ned i mantelen (opptil 11 km dyp).
2. 2Akkresjonskile: Havbunnssedimenter skrapes av som foran et snøskjær og stables i imbrikerte skyveforkastninger.
3. 3Dehydrering: Trykket omdanner serpentinitt og leire til vannfrie mineraler og slipper fri superkritiske vannrike fluider.
4. 4Flukssmelting: Vannet senker peridotittens smeltepunkt (solidus) med flere hundre grader i mantelkilen.
5. 5Vulkanbue: Viskøs, andesittisk og gassrik magma stiger opp og bygger opp eksplosive stratovulkaner.

Subduksjonens sonering: Akkresjonskile, forbue- og bakbuebasseng

Et fullstendig tverrsnitt av en konvergerende plategrense består av fem distinkte morfologiske og geologiske elementer ordnet fra havet og innover:

• 1. Dyphavsgropen (trench): Det dypeste punktet der litosfæren bøyes ned i subduksjonen.
• 1. Akkresjonskilen (accretionary wedge): Mens den faste basaltiske havbunnsskorpen subdueres, blir de løse overliggende marine sedimentene (leire, sand, kiselalger) skrapt av av den overkjørende platen. Sedimentene presses sammen og stables opp i lagdelte, imbrikerte forkastningsflak som kan bygge opp flere kilometer høye rygger foran kysten.
• 1. Forbuebassenget (forearc basin): Det relativt flate og rolige sedimentasjonsbassenget som ligger mellom akkresjonskilen og den vulkanske buen.
• 1. Vulkansk bue (magmatic arc): Rekken av aktive vulkaner (enten på kontinentet eller som en øybue) som mates av flukssmelting i 100–120 km dyp direkte under buen.
• 1. Bakbuebassenget (backarc basin): Dersom den synkende litosfæreplaten er gammel og tung, vil den synke brattere enn platen beveger seg fremover. Dette fenomenet kalles «slab rollback» (platen ruller bakover). Det suger den overliggende platen etter seg og skaper tektonisk strekk (tensjon) bak vulkanbuen! Strekket kan sprekke opp jordskorpen og åpne et lite, lokalt havbasseng med egen miniatyr-midthavsrygg – slik Japanhavet ble åpnet bak Den japanske vulkanbuen for ca. 15–20 millioner år siden.

3. Transformgrenser (Platene glir sidelengs)

Langs en transformgrense glir to litosfæreplater horisontalt forbi hverandre. Dette kalles en konservativ grense fordi litosfære verken nydannes eller ødelegges.

Fordi det verken skjer mantelløft (dekompresjon) eller tilførsel av vann (fluks), er transformgrenser praktisk talt helt uten vulkanisme. Til gjengjeld er de arnested for noen av klodens mest ødeleggende jordskjelv:

Bergartene på hver side presses hardt mot hverandre av tektoniske spenninger. Friksjonen låser forkastningen i en «mekanisk lås». Mens platene fortsetter å bevege seg med 3–5 cm i året noen kilometer unna, deformeres bergartene elastisk over årtier og århundrer – som en stålfjær som spennes strammere og strammere. Til slutt overstiger den opphopede spenningen bergartens bruddstyrke: Forkastningen brister plutselig på sekunder, og bergartene forskyves flere meter i et massivt jordskjelv.

Typeeksempelet på land er San Andreas-forkastningen i California, der Stillehavsplaten glir nordvestover i forhold til Den nordamerikanske platen. På havbunnen kutter utallige transformforkastninger midthavsryggene i et karakteristisk sikksakkmønster. I Norskehavet finner vi den seismisk aktive Jan Mayen-bruddsonen.

Geometrisk finesse: Transformforkastning vs. inaktiv bruddsone (fracture zone)

I 1965 løste J. Tuzo Wilson et stort geologisk paradoks: Hvorfor er midthavsryggene kuttet opp i hundrevis av forskyvede segmenter, og hvorfor stopper jordskjelvene brått opp utenfor ryggaksen?

En midthavsrygg er aldri en rett, uavbrutt linje. Den er delt opp i forskjøvede segmenter bundet sammen av horisontale forkastningssoner. Men her gjelder en fundamental regel som skiller platetektonikk fra vanlige forkastninger på land:

• Aktiv transformforkastning (mellom ryggsegmentene): Bare i strekningen mellom de to spredningsryggene beveger platene seg i motsatt retning. Her oppstår intens friksjon, forkastningslås og hyppige, grunne jordskjelv. Legg også merke til at hvis det høyre ryggsegmentet ligger lenger nord enn det venstre, er platebevegelsen langs forkastningen venstregående (sinistral) – stikk i strid med hva man ville trodd hvis forkastningen hadde kuttet og forskjøvet en opprinnelig sammenhengende rygg!

• Inaktiv bruddsone (fracture zone, utenfor ryggaksen): Utenfor spredningsaksene strekker forkastningssprekken seg tusenvis av kilometer videre over havbunnen som et dypt arr i batymetrien. Men her beveger havbunnen på begge sider av sprekken seg i nøyaktig samme retning med nøyaktig samme hastighet! Det er null relativ platebevegelse, ingen friksjon og følgelig ingen jordskjelv. Bruddsonene er aseismiske «arr» som bevarer historien om tidligere tiders transformbevegelser.

Seismisitet og Wadati-Benioff-sonen: Jordskjelvenes geologiske røntgenbilde

Jordskjelv er ikke jevnt fordelt over jorden – de avslører plategrensenes eksakte anatomi. Ved å kartlegge jordskjelvenes fokus (hyposenterdybde) oppdaget de to seismologene Kiyoo Wadati og Hugo Benioff et slående mønster:

• Midthavsrygger og transformgrenser: Har utelukkende grunne jordskjelv (< 15–20 km dyp). Litosfæren ved midthavsryggen er så varm og tynn at dypere bergarter oppfører seg plastisk i stedet for å brekke sprøtt.

• Subduksjonssoner (Wadati-Benioff-sonen): Viser et skrått plan av jordskjelv som strekker seg fra dyphavsgropen og helt ned til 700 kilometers dyp inn under kontinentet! Dette planet sporer nøyaktig den kalde, sprø havbunnsplaten mens den synker ned i den varme astenosfæren.

Hvorfor stopper jordskjelvene brått ved 700 km dyp?

Under 700 kilometers dyp – ved overgangen til den nedre mantelen – er både omgivelsestrykket og temperaturen så høye at silikatkrystallene deformeres plastisk ved dislokasjonskryp. Bergartene kan rett og slett ikke lagre elastisk spenning eller sprekke sprøtt lenger; de flyter som varm plastelina. Derfor forekommer det aldri jordskjelv dypere enn 700 km på jorden.

Ofiolittkomplekset: Havbunnens anatomi og Leka i Trøndelag

Husk tilbake til tverrsnittet og analysen av midthavsryggen tidligere i kapittelet: Der så vi putelava på toppen, en sverm av sprekker med loddrette basaltganger, og et magmakammer med gabbro som hvilte på mantelen. Hvordan kan vi vite alt dette med sikkerhet når havbunnen befinner seg under flere tusen meter med stummende mørkt vann?

Svaret ligger i ofiolitter: sjeldne geologiske hendelser der biter av havbunnsskorpe og øvre mantel ikke har blitt subdusert og ødelagt, men derimot skjøvet opp på tørt land under en fjellkjedekollisjon (et fenomen kalt obduksjon, Furnes et al., 1988). En ofiolitt er med andre ord et komplett, fossilt stykke havbunn som er hevet på land og veltet over ende, slik at geologer i dag kan spasere tvers gjennom hele lagdelingen — fra dyphavssedimenter ned til selve mantelen — til fots!

Ved den berømte Penrose-konferansen i 1972 definerte geologene den klassiske ofiolitt-stratigrafien, som representerer et komplett vertikalt tverrsnitt gjennom oseanisk litosfære:

• Pelagiske sedimenter (øverst): Tynne lag av dyphavsleire, kalkslam og kiselholdig radiolaritt (dannet av mikroskopiske kiselalger).

• Putelava (pillow basalt): 0,5–1,5 km tykt lag med glassaktige lavaputer som vitner om vulkanske utbrudd direkte under vann.

• Plateformede basaltganger (sheeted dykes): Et unikt 1–2 km tykt kompleks av loddrette, parallelle basaltganger («gang-i-gang») som viser hvordan midthavsryggen kontinuerlig sprekker opp og fylles med ny magma.

• Gabbro (isotrop og lagdelt): 2–4 km tykt lag av grovkornet dypbergart dannet i det aksiale magmakammeret under midthavsryggen. Nederst danner tunge krystaller rytmiske lag (lagdelt gabbro).

• Petrologisk Moho: Selve grenseflaten mellom skorpen (gabbro) og den underliggende mantelen (peridotitt).

• Mantel-litosfære (nederst): Rester av øvre mantel bestående av peridotitt (dunitt og harzburgitt) som er utsmeltet for basaltkomponenter. Ved kontakt med sjøvann omdannes peridotitt til den vakre, grønne eller gyllenbrune bergarten serpentinitt.

Norges geologiske nasjonalmonument: Leka ofiolittkompleks

1Mantelperidotitt2Moho-grensen3Lagdelt gabbro4Putelava

1. 1Gulbrun forvitret dunitt og harzburgitt: Dette er selve jordens øvre mantel eksponert i dagslys!
2. 2Petrologisk Moho: Overgangen mellom ultramafisk mantel og mafisk gabbroid jordskorpe.
3. 3Lagdelt gabbro: Krystallisasjonsprodukter fra havbunnens aksiale magmakammer for 497 millioner år siden.
4. 4Plateformede ganger og putelava som en gang utgjorde havbunnen i Iapetushavet.

Interaktiv geodynamisk modell: Utforsk plategrensene

Bruk simulatoren under til å eksperimentere med de ulike plategrensene. Juster platehastigheten, slå av og på jordskjelvfokus (legg merke til hvordan Wadati-Benioff-sonen tegnes opp i subduksjonsmodus), og studer hvordan dekompresjonssmelting skiller seg fra flukssmelting:

Hotspots og Wilsonsyklusen: Superkontinentenes evige kretsløp

Ikke all vulkansk aktivitet kan forklares av plategrenser. Noen av planetens mest imponerende vulkaner – som Hawaii og Yellowstone – oppstår midt inne på litosfæreplater.

I 1963 foreslo den kanadiske geofysikeren J. Tuzo Wilson at disse vulkanene skyldes stasjonære «hotspots» (varmeflekker) dypt i mantelen. Senere viste Jason Morgan at hotspots er overflateuttrykket for mantelplymer: smale søyler av overopphetet bergart som stiger helt fra D''-laget (kjerne-mantel-grensen på 2900 km dyp).

Fordi mantelplymen er forankret så dypt, står den praktisk talt stille over geologisk tid. Mens litosfæreplaten glir sakte forbi over plymen, brenner den en perlerad av vulkanske øyer inn i havbunnen:

• Hawaii-Emperor-ryggen: Den aktive vulkanen (Kilauea og Mauna Loa) ligger rett over hotspoten i dag (0 Ma). Jo lenger nordvestover langs øykjeden du reiser, desto eldre og mer eroderte er øyene: Maui (1 Ma), Oahu (3 Ma), Kauai (5 Ma) og Midway (28 Ma).

• Den berømte 47 Ma-bøyen: For ca. 47 millioner år siden gjør vulkankjeden en skarp 60-graders knekk fra nord-nordvest til vest-nordvest. Dette er et direkte geologisk bevis på at Stillehavsplaten brått endret bevegelsesretning!

• Island – en unik kombinasjon: Island er spesiell fordi en kraftig mantelplym ligger nøyaktig under Den midtatlantiske ryggen. Kombinasjonen av dekompresjonssmelting fra ryggspredningen og ekstraordinær termisk oppvarming fra plymen har produsert så enorme mengder basalt at skorpen her er over 35–40 km tykk, og rager høyt over havoverflaten.

Wilsonsyklusen: Havbassengenes liv og død

I 1966 stilte Tuzo Wilson et fundamentalt spørsmål i en berømt Nature-artikkel: «Did the Atlantic close and then re-open?» (Wilson, 1966). Svaret var et rungende ja.

Jordens overflate gjennomgår en syklisk prosess over 400 til 600 millioner år, kalt Wilsonsyklusen. Et superkontinent samler all kontinental skorpe på én flate. Fordi kontinental skorpe fungerer som et varmeisolerende teppe over mantelen, samles det opp overskuddsvarme under superkontinentet. Mantelen begynner å bule opp, kontinentet sprekker i en riftdal, og et nytt havbasseng åpner seg. Etter hvert avkjøles havbunnen, blir tung, begynner å subduere, og havet lukkes igjen inntil kontinentene kolliderer i et nytt superkontinent.

Atlanterhavet: Modent vekststadium

Stillehavet: Avtagende stadium

Norge i et platetektonisk lys: Kaledonidene, Oslofeltet og isostasi

Norge ligger i dag midt inne på Den eurasiske kontinentalplaten, tusenvis av kilometer fra aktive subduksjonssoner og plategrenser. Grensen i vest er Den midtatlantiske ryggen ute i Norskehavet. Likevel er hele det norske landskapet formet av fortidens dramatiske platetektoniske hendelser (Ramberg et al., 2008):

Sentralt fagvokabular

• litosfære: skorpe + stiv øvre mantel (0–100/250 km) som utgjør de tektoniske platene

• astenosfære: varm, fast silikatmantel (100–350 km) som flyter duktilt over millioner av år

• slab pull: den dominerende drivkraften: kald, tett eklogitt-slab synker under egen vekt i subduksjonssonen

• ridge push: gravitasjonsglidning: litosfæren sklir nedover fra den 2–3 km høye midthavsryggen

• eklogitt: ekstremt tung høytrykksmetamorf bergart (granat + omfasitt) omdannet fra basaltisk havbunnsskorpe i subduksjonssoner; drivmotoren i slab pull

• dekompresjon: manteloppstigning gir trykkfall; solidus krysses uten ekstra varme (rygg/rift)

• flukssmelting: vann fra synkende slab senker solidustemperaturen i mantelkilen over (subduksjon)

• dehydrering: høyt trykk presser vann ut av serpentinitt og leirmineraler i den synkende havbunnen

• akkresjonskile: havbunnssedimenter skrapet av den synkende platen og stablet opp foran dyphavsgropen

• bakbuebasseng: ekstensjonsbasseng dannet bak en vulkanbue på grunn av slab rollback (f.eks. Japanhavet)

• passiv margin: kontinentalmargin inne på en plate uten subduksjon eller jordskjelvaktivitet (f.eks. norskekysten); fungerer som en mektig sedimentfelle

• bruddsone: inaktiv, aseismisk forlengelse av en transformforkastning utenfor spredningsryggene

• Wadati-Benioff: skrått seismisk plan av jordskjelv (0–700 km dyp) som sporer den synkende platen

• seismisk tomografi: 3D-avbildning av jordens indre mantelstruktur ved hjelp av milliarder av seismiske bølgehastighetsmålinger

• ofiolitt: komplett tverrsnitt av havbunnsskorpe og øvre mantel obdusert på land (f.eks. Leka)

• obduksjon: overkjøring der tung havbunn unntaksvis skyves opp på lett kontinental skorpe i kollisjon

• paleomagnetisme: symmetriske striper med magnetisk reversering i havbunnen (Vine-Matthews-Morley)

• hotspot: mantelplym fra kjerne-mantel-grensen (D'') som brenner vulkankjeder (f.eks. Hawaii)

• Wilsonsyklus: syklisk åpning og lukking av verdenshav over 400–600 mill. år (superkontinenter)

• skyvedekke: store bergflak overskjøvet hundrevis av km under kontinentkollisjon (Kaledonidene)

• graben: innsunket forkastningsblokk i en kontinental riftdal (f.eks. Øst-Afrika, Oslofeltet)

• isostasi: litosfærens flytelikevekt på astenosfæren; landheving etter istidens istrykk

Test deg selv

Oppsummering: De viktigste læringspunktene om platetektonikk

• Mantelen er fast bergart: Litosfæreplatene flyter ikke på flytende magma, men på duktil astenosfære (varm peridotitt) som flyter seigt over millioner av år.

• Slab pull er hovedmotoren: Oseanisk litosfære omdannes til tung eklogitt under subduksjon, og tyngdekraften trekker hele platen med seg (~90 % av kraften).

• Smelting krever en utløsende mekanisme: Trykkfall (dekompresjon) ved midthavsrygger, tilførsel av vann (flukssmelting) ved subduksjonssoner, eller temperaturøkning ved dype mantelplymer (hotspots).

• Ofiolitter er havbunn på land: Leka i Trøndelag gir en enestående mulighet til å studere hele havbunnsskorpen og Moho-grenseflaten til fots.

• Norges geologi er skapt av platetektonikk: Fra den kaledonske kollisjonen og Leka-ofiolitten, via permisk riftdannelse i Oslofeltet, til åpningen av Nord-Atlanteren og dagens postglasiale landheving.