Norges geologiske historie

Kompetansemål i Geofag 1 (LK20)

Elevene skal kunne

• gjøre rede for bevegelser i jordas indre og hvilke konsekvenser de har for jordskorpa og jordoverflaten
• utforske berggrunn, løsmasser og jordarter lokalt, og tolke observasjonene for å beskrive områdets geologiske historie og betydning for lokale ressurser

(Udir, u.å.-b)

Kjerneelementer som dekkes i dette kapitlet:

• Jordsystemer i tid og rom: «Kjerneelementet jordsystemer handler om delsystemer som geosfæren, atmosfæren, hydrosfæren, kryosfæren og biosfæren.»

• Geofaglig feltarbeid: «Kjerneelementet geofaglig feltarbeid handler om planlegging, innsamling av georefererte data i felt og bearbeiding av disse.»

• Modeller og modellering: «Kjerneelementet modeller og modellering handler om å bruke modeller og modellering i geofag.»

• Mennesket i jordsystemene: «Kjerneelementet mennesket i jordsystemene handler om hvordan vi som mennesker utnytter naturressursene og endrer jordsystemene, og hvordan vi er avhengige av og påvirkes av de samme systemene og deres endringer.»

(Udir, u.å.-a)

I dette kapitlet lærer du om

grunnfjellet, ofiolitten på Leka, den kaledonske fjellkjeden og skyvedekkene, Oslo-riften i sen karbon og perm, åpningen av Norskehavet og Jan Mayen, istiden, marin grense og landhevingen, og hvordan du kan utforske geologien der du bor.

Hva tror du?

På øya Leka i Trøndelag kan du gå på gulbrune, nakne berg av en bergart som egentlig hører hjemme i jordas mantel, mange kilometer under havbunnen. Hvordan tror du denne bergarten havnet på en øy i Norge? Og tror du fjellene vi har i dag, er den samme fjellkjeden som ble dannet for over 400 millioner år siden? Tenk over svarene mens du leser – vi kommer tilbake til dem i delene om Leka og om den kaledonske fjellkjeden.

Grunnfjellet – det eldste Norge

Under de yngre bergartene ligger grunnfjellet. Det er de eldste bergartene vi har, og de består for det meste av gneis og granitt. Grunnfjellet er dannet og omdannet gjennom flere fjellkjededannelser lenge før den kaledonske fjellkjeden, og det er en del av Det baltiske skjoldet, som også omfatter store deler av Sverige og Finland (Bryhni & Fossen, 2024).

De eldste bergartene finner vi i Finnmark. Gneis i Sør-Varanger og ved Lakselv er opptil ca. 3000 millioner år gamle, og i dette området ligger også jernmalmen i Bjørnevatn. I Lofoten og Vesterålen er det dypbergarter som er ca. 2200–1700 millioner år gamle og har trengt inn i eldre gneis. Grunnfjellet i Sør-Norge er yngre, de fleste bergartene er mindre enn 1800 millioner år gamle (Bryhni & Fossen, 2024).

Sør-Norge ble formet av flere fjellkjededannelser for ca. 1750–900 millioner år siden. Den siste og best kjente er den svekonorvegiske fjellkjededannelsen for ca. 1140–900 millioner år siden. Da ble bergartene foldet og omdannet, og mot slutten trengte store mengder granitt opp i skorpa (Bingen mfl., 2008). Mange av granittene i Sør-Norge er ca. 1100–900 millioner år gamle. Iddefjordsgranitten ved svenskegrensen er en av dem, og den er brukt i skulpturene i Vigelandsparken (Bryhni & Fossen, 2024).

Etter dette ble fjellkjeden slitt ned i flere hundre millioner år. Mot slutten av prekambrium var store deler av landet en nesten flat slette, det subkambriske peneplanet. Vi kan fortsatt se denne flaten der de yngre lagene fra kambrium ligger rett oppå grunnfjellet. Tillitt (forsteinet morene) i Finnmark viser at det også var istider for ca. 650–630 millioner år siden (Bryhni & Fossen, 2024).

I store deler av Sør-Norge og i Nord-Norge ligger grunnfjellet i dagen. Andre steder er det dekket av yngre bergarter, for eksempel skyvedekkene fra den kaledonske fjellkjeden eller lagene og vulkanene i Oslofeltet.

Leka – en havbunn på land

Kartlegg du berggrunnen på øya Leka, finner du bergarter som ikke ble dannet på et kontinent. Sammen med restene av en havbunn er de skjøvet opp på land. En slik pakke av havbunnsskorpe og øvre mantel kaller vi en ofiolitt (av gresk ophis, slange, etter de grønne, slangeskinnsaktige bergartene) (Raade, 2026). Leka-ofiolitten er ca. 497 millioner år gammel, datert med uran–bly-metoden på zirkon (Dunning & Pedersen, 1988). Havbunnen ble dannet i Iapetushavet, et hav som lå mellom kontinentene Baltika og Laurentia (Grønland og Nord-Amerika), der skorpa ble trukket fra hverandre (Titus mfl., 2002).

En fullstendig ofiolitt har en fast rekkefølge av lag fra havbunnen og ned i mantelen. Ofte mangler noen av lagene. Geologer ble enige om denne lagdelingen på en konferanse i 1972 (Anonymous, 1972):

Radiolaritt er en hard, kiselrik sedimentær bergart. Den er dannet av skjelettene til radiolarier (stråledyr), som er encellede organismer med skjelett av kisel. De lever som plankton i havet. Når de dør, synker skjelettene til bunns og danner et kiselslam på dyphavsbunnen (SNL, 2026). Radiolarier er ikke alger. Kiselalgene (diatomeene) er en annen gruppe encellede organismer (Throndsen & Egeland, 2026).

På Leka er peridotitten fra mantelen forvitret til en gulbrun til rustbrun farge, og det er lite vegetasjon på den. Det gjør landskapet lett å kjenne igjen (Trollfjell Geopark, u.å.). Ofiolitten ble skjøvet opp på kanten av et kontinent da Iapetushavet ble mindre (Furnes mfl., 1988). For ca. 500 millioner år siden kan Midt-Norge ha sett ut som Indonesia i dag, med øybuer, vulkaner og smale havområder (Løvø, 2014). Leka-ofiolitten er derfor et bevis på at Iapetushavet fantes, og at det lukket seg.

Ofiolitter finnes også flere andre steder i den kaledonske fjellkjeden i Norge, for eksempel på Karmøy, i Gullfjellet ved Bergen, sør i Trøndelag og i Lyngsalpene (Raade, 2026).

Den kaledonske fjellkjeden

Den kaledonske fjellkjeden strekker seg i Norge fra Jæren til Varangerhalvøya (Bryhni & Fossen, 2024), og fortsetter i Skottland, Irland, Grønland og Nord-Amerika (Bryhni & Fossen, 2025). Historien bak den varte fra sen kambrium til devon, altså i mer enn 100 millioner år.

Iapetushavet lukker seg

For ca. 495–425 millioner år siden ble Iapetushavet mindre. Havbunnsskorpe ble subdusert, og det ble dannet øybuer og vulkaner i havet. Rester av dette, som ofiolitten på Leka, ble skjøvet inn mot kontinentkanten. For ca. 425–405 millioner år siden kolliderte Baltika med Laurentia (Bryhni & Fossen, 2025). Kollisjonen blir ofte sammenlignet med kollisjonen mellom India og Asia, som bygger Himalaya i dag (Bryhni & Fossen, 2025). Hovedfasen av kollisjonen kalles den skandiske fasen.

Kontinental skorpe er lettere enn mantelen og synker ikke lett ned i en subduksjonssone. Likevel ble kanten av Baltika dratt ned under Laurentia, til mer enn 100 km dyp (Bryhni & Fossen, 2025). Det vet vi fordi det finnes eklogitt på Vestlandet, i Nordfjord og på Møre. Eklogitt er en tett, grønn og rød bergart som bare dannes ved svært høyt trykk. Noen av eklogittene her ble dannet på opptil 130 km dyp for ca. 415–400 millioner år siden, og de ble senere presset opp til overflaten igjen (Raade, Bryhni mfl., 2025).

Skyvedekker

Under kollisjonen ble store flak av berggrunn revet løs og skjøvet over hverandre. Slike flak kaller vi skyvedekker. Skyvedekkene i Norge ble flyttet flere hundre kilometer mot øst og sørøst, inn over kanten av Baltika (Bryhni & Fossen, 2025). Derfor kan vi finne eldre bergarter som ligger oppå yngre bergarter. Det ser ut som om rekkefølgen er snudd, men forklaringen er at bergartene er skjøvet dit.

Jotundekket er et av de største skyvedekkene. Det består av gabbro, anortositt og beslektede dypbergarter som jotunitt og mangeritt. Bergartene ble dannet for ca. 1690–1250 millioner år siden, og de ble skjøvet flere hundre kilometer mot sørøst for ca. 425 millioner år siden. I dag danner Jotundekket de høyeste fjellene i Norge, i Jotunheimen (Bryhni & Askheim, 2024). Rondane består derimot for en stor del av kvartsitt og omdannet feltspatrik sandstein (sparagmitt). De hardeste partiene med kvartsitt danner de høye fjellene der (Oftedahl, 1948; Bryhni & Fossen, 2024).

Varme og trykk omdanner bergartene

Dypt nede i fjellkjeden ble bergartene utsatt for høy temperatur og høyt trykk, og mange ble omdannet. Leirskifer ble til glimmerskifer og gneis. Basalt og gabbro ble til amfibolitt. På samme måte ble sandstein til kvartsitt og kalkstein til marmor (Bryhni & Fossen, 2025; Bryhni, 2025). Du kan lese mer om metamorfe bergarter i kapitlet Bergarter og mineraler.

Hvor høy var fjellkjeden?

Den kaledonske fjellkjeden kan ha vært like høy som Himalaya er i dag, men det er usikkert (Bryhni & Fossen, 2024). Noen forskere har beregnet at enkelte fjell kan ha vært over 8000 meter høye (Amundsen, 2021). Slike beregninger bygger på hvor dypt bergartene har ligget, og ikke på direkte målinger av fjellene.

Allerede i devon, fra ca. 405 millioner år siden, begynte fjellkjeden å falle sammen under sin egen tyngde. Skorpa ble strukket, og det ble dannet bassenger som ble fylt med grus og sand fra fjellene rundt. Slike devonbassenger finner vi blant annet på Vestlandet, for eksempel Hornelen (Askheim, 2024; Bryhni & Fossen, 2024).

Er dagens fjell rester av den kaledonske fjellkjeden?

Bare delvis. Bergartene i fjellene våre ble foldet og skjøvet sammen i den kaledonske fjellkjededannelsen, men selve fjellkjeden ble i stor grad slitt ned allerede i devon og karbon. Høyden fjellene har i dag, skyldes for en stor del at landet senere ble hevet og at isbreer og elver har gravd ut daler og fjorder. Mange forskere mener at landet ble hevet opptil et par tusen meter i neogen, men både hvor mye og hvorfor er omdiskutert (Bryhni & Fossen, 2024). Du kan lese mer om dette i kapitlet Landformer og geomorfologi.

Oslo-riften – en riftdal i sen karbon og perm

I sen karbon og perm, like etter at Pangea var satt sammen, ble skorpa strukket over et område i Nord-Europa. Oslo-riften er ett av flere riftsystemer fra denne tiden. Oppsprekkingen av Pangea begynte først senere, i jura (Askheim, 2025).

Oslo-riften ble dannet for ca. 300 millioner år siden, i sen karbon, og var aktiv gjennom perm (Bryhni & Fossen, 2024). Den strekker seg fra Langesund i sør til Brumunddal i nord og fortsetter ut i Skagerrak. Da skorpa ble strukket, sank en lang blokk ned mellom forkastninger, og det ble dannet en riftdal (graben) (Spjeldnæs & Askheim, 2024). Oslofeltet er altså ikke én vulkan, men restene av en riftdal med mange vulkaner.

Fordi blokken sank ned, ble lagene fra kambrium og silur bevart i Oslofeltet. Andre steder ble de slitt bort. Derfor finner vi mange fossiler, for eksempel trilobitter, i skifer og kalkstein rundt Oslo.

Da skorpa ble tynnere, steg magma opp. Først kom basalt, og senere store lavastrømmer av rombeporfyr. Rombeporfyr har store, lyse feltspatkrystaller formet som romber i en finkornet grunnmasse (Raade, 2025). Rombeporfyr er vanlig i Oslofeltet, særlig på Krokskogen og i Vestfold, men tilsvarende bergarter er bare funnet noen få andre steder i verden, i Øst-Afrika og i Antarktis (Raade, 2025). Noen steder kollapset vulkanene og dannet store kalderaer. Dypbergartene i Oslofeltet dekker ca. 60 % av området (Bryhni & Fossen, 2024).

Den mest kjente dypbergarten er larvikitt. Den ble dannet for ca. 295–290 millioner år siden (NGU, u.å.-c). Feltspaten i larvikitt har et blått eller grønt fargespill som kalles labradorisering, og bergarten brukes som fasadestein og i monumenter over hele verden (Raade, Askheim mfl., 2025). Larvikitt ble kåret til Norges nasjonalbergart i 2008 (forskning.no, 2008). Du kan lese mer om larvikitt og naturstein i kapitlet Geologiske ressurser.

Riften har vært uvirksom i ca. 250 millioner år, men de gamle forkastningene er svakhetssoner i skorpa. Mange av dem ser vi fortsatt i landskapet som dalfører, sund og bratte skrenter.

Norskehavet åpner seg

Etter Oslo-riften ble skorpa vest for Norge strukket flere ganger, blant annet i perm–trias og i sen jura og kritt. Da sank store bassenger ned på det som i dag er kontinentalsokkelen, og de ble fylt med sedimenter. I noen av disse lagene ble det senere dannet olje og gass (Bryhni & Fossen, 2024). Du kan lese mer om dette i kapitlet Geologiske ressurser.

For ca. 55 millioner år siden sprakk kontinentet helt opp mellom Grønland og Norge, og Norskehavet begynte å åpne seg (Bryhni & Fossen, 2024). Det skjedde med mye vulkanisme. Siden da har Grønland og Norge glidd fra hverandre langs Den midtatlantiske ryggen.

Norskekysten er i dag en passiv kontinentalmargin. Det betyr at overgangen fra kontinent til havbunn ikke er en plategrense. Norge og havbunnen utenfor ligger på den samme platen, Den eurasiske plate. Plategrensen er spredningsryggen midt i havet.

På spredningsryggen ligger Jan Mayen. Øya har Norges eneste aktive vulkan, Beerenberg, som er 2272 meter høy. Beerenberg er en stratovulkan, og det siste utbruddet var i 1985 (Barr & Selbekk, 2025). Jan Mayen ligger mellom to deler av ryggen, Kolbeinseyryggen og Mohnsryggen (Barr & Selbekk, 2025; Norsk Polarinstitutt, u.å.). Du kan lese mer om vulkaner i kapitlet Vulkaner.

Istiden presset landet ned

De siste ca. 2,6 millioner årene har det vært mange istider. Den siste istiden, weichsel, varte fra ca. 117 000 til ca. 11 700 år siden (Cohen mfl., 2026; Mangerud, 2025a). For ca. 20 000 år siden var innlandsisen på det største. Da var den opptil ca. 3000 meter tykk over Nord-Sverige og ca. 2000 meter tykk over Oslo-området (Kartverket, 2021; Mangerud, 2025b).

Isostasi

Tyngden av isen presset jordskorpa ned. Litosfæren ligger i en slags likevekt på astenosfæren under, og denne likevekten kaller vi isostasi. Astenosfæren er fast, men den er så varm at den kan deformeres plastisk og gi etter over tusenvis av år. Når isen la seg over landet, presset den litosfæren ned, og astenosfæren ble langsomt presset til side. Der isen var tykkest, innerst i Bottenviken, ble skorpa presset ned ca. 800 meter (NGU, 2012).

Da klimaet ble varmere, smeltet isen raskt (Bryhni & Fossen, 2024). Uten tyngden fra isen begynte landet å heve seg igjen. Hevingen gikk raskt i begynnelsen og har siden gått langsommere.

Marin grense

Mens landet ennå var presset ned, sto havet høyere langs kysten enn i dag. Det høyeste nivået havet nådde etter istiden, kaller vi marin grense (Bryhni, 2026). I Oslo-området sto havet opptil ca. 220 m høyere enn i dag. Den høyeste marine grensen i Norge er 221 m i Skådalen i Oslo (Bryhni, 2026; NGU, u.å.-b). Landet har hevet seg mer enn dette, fordi havnivået samtidig steg da isen smeltet.

Marin grense er lavest ytterst på kysten, der isen var tynnest. Ved Jæren og Lista er den nær 0 m, og ved Bottenviken i Sverige er den nesten 290 m (Bryhni, 2026).

Under marin grense ble det avsatt marin leire på havbunnen. Da landet steg, kom leira opp på land. Den gir god jordbruksjord, men noen steder har saltet blitt vasket ut av leira, slik at den har blitt til kvikkleire. Over marin grense finnes det ikke marin leire, og der er det ingen fare for kvikkleireskred (NGU, u.å.-b). Du kan lese mer om dette i kapitlet Skred.

Landhevingen i dag

Landet hever seg fortsatt. Hevingen er størst der isen var tykkest. I Bottenviken hever landet seg opptil ca. 1 cm i året (Kartverket, 2021). I Norge varierer hevingen fra ca. 7 mm i året i noen østlige områder til nesten null på Sørvestlandet (Kartverket, 2021). I Oslo hever landet seg ca. 5 mm i året (Kartverket, 2014). Måler vi i forhold til havet, blir tallet 1–2 mm mindre i året, fordi havnivået også stiger (Kartverket, u.å.).

Landhevingen bidrar også til spenninger i jordskorpa. Sammen med spenninger fra spredningen langs Den midtatlantiske ryggen kan den forklare en del av jordskjelvene i Norge. Et av de største kjente jordskjelvene i Norge var ved Lurøy i 1819, med magnitude ca. 5,8 (NORSAR, u.å.). Du kan lese mer om dette i kapitlet Jordskjelv og jordas indre.

Utforsk geologien der du bor

Historien i dette kapitlet kan du finne igjen i ditt eget nærområde. Geologer tolker et område ved å se på tre ting: berggrunnen, løsmassene over berggrunnen og jordsmonnet øverst. Jordsmonnet dannes når berggrunn og løsmasser forvitrer og blandes med organisk materiale fra planter og dyr. Derfor blir jordsmonnet forskjellig fra sted til sted. På marin leire blir det tett og næringsrikt, mens det på morene ofte er steinrikt og mer porøst.

Berggrunnen forteller om de eldste delene av historien. Er det gneis eller granitt, er det trolig grunnfjell. Er det glimmerskifer, fyllitt eller grønnstein, kan det være skyvedekker fra den kaledonske fjellkjeden. I Oslo-området kan det være kalkstein og skifer med fossiler eller lavabergarter fra perm. Geologer ser også etter strukturer, for eksempel lagdeling, folder, sprekker og forkastninger, og etter hvilke bergarter som skjærer gjennom andre. En gang av magma som skjærer gjennom et lag, må være yngre enn laget.

Løsmassene forteller om istiden og tiden etterpå. Morene er usortert materiale som isen la igjen. Breelvavsetninger er sortert sand og grus fra smeltevannet. Marin leire viser at stedet lå under marin grense. Myr og elveavsetninger er dannet etter istiden.

Kart fra NGU viser berggrunn, løsmasser og marin grense for hele landet (NGU, u.å.-a; NGU, u.å.-b). Med kartene kan du finne ut hva du kan forvente å se, før du går ut i felt. Observasjonene i felt kan bekrefte eller rette på kartet.

Geologien har betydning for ressursene i området. Grus og sand fra breelvavsetninger brukes som byggeråstoff, og de kan inneholde mye grunnvann. Fast fjell kan brukes til pukk eller naturstein, som larvikitt. Marin leire gir god jordbruksjord, men kan også gi fare for kvikkleireskred. Du kan lese mer om hvordan du planlegger og gjennomfører feltarbeid, i kapitlet Feltarbeid.

Tidslinje og nøkkelsteder

Tidslinjen og kartet under samler historien i dette kapitlet.

Viktige begreper

Grunnfjell: De eldste bergartene i Norge, for det meste gneis og granitt fra prekambrium.

Ofiolitt: En pakke av havbunnsskorpe og øvre mantel som er skjøvet opp på land.

Radiolaritt: Kiselrik sedimentær bergart dannet av skjelettene til radiolarier.

Skyvedekke: Et stort flak av berggrunn som er skjøvet over andre bergarter under en fjellkjededannelse.

Eklogitt: Bergart som dannes ved svært høyt trykk, for eksempel når kontinental skorpe dras ned i mantelen.

Riftdal (graben): En blokk av skorpa som har sunket ned mellom forkastninger der skorpa ble strukket.

Passiv kontinentalmargin: Overgang fra kontinent til havbunn som ikke er en plategrense.

Isostasi: Likevekten mellom litosfæren og astenosfæren under. Endres tyngden på litosfæren, hever eller senker den seg.

Marin grense: Det høyeste nivået havet nådde etter siste istid.

Sammendrag

Test deg selv