Platetektonikk

Kompetansemålet i Geofag 1 er at du skal kunne «gjøre rede for bevegelser i jordas indre og hvilke konsekvenser de har for jordskorpa og jordoverflaten» (Udir, u.å.). Du skal også kunne forklare hvordan norsk natur og geologi er et resultat av denne globale platedynamikken.

I kapitlet lærer du om:

• Jordas indre krefter og prosesser: litosfære, astenosfære, konveksjon og platetrekk (slab pull) som hoveddrivkraft.

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

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

Hva tror du?

Flyter platene på et hav av smeltet magma?

Jordas oppbygning

For å forstå platetektonikk må vi først forstå hvordan jorda er bygd opp, og hvilke prosesser som skjer i det indre.

Jordas skall: Fra fast indre kjerne til bevegelige litosfæreplater

1Litosfære & Moho2Astenosfære3Nedre mantel4Flytende ytre kjerne5Fast indre kjerne

1. 1Litosfære og Moho (i snitt ca. 100 km, opptil ca. 200 km under gamle kontinenter): Jordas stive ytterste skall, delt i litosfæreplater. Består av skorpen (kontinental 30–50 km, havbunn 5–8 km) og øverste stive mantel, adskilt av Moho-grensen der seismiske bølger øker brått i fart.
2. 2Astenosfæren (ca. 100–350 km, ca. 1300–1400 °C): Fast peridotitt nær smeltepunktet som deformeres seigt over geologisk tid, slik at litosfæreplatene kan gli oppå.
3. 3Nedre mantel (660–2900 km, opptil ~3370 °C): Fast silikatbergart under enormt trykk, med konveksjonsstrømmer som langsomt transporterer varme fra jordas dyp.
4. 4Ytre kjerne (2900–5150 km, ~3370–5000 °C): Flytende jern og nikkel. S-bølger stoppes fullstendig her. Kraftige konveksjonsstrømmer genererer jordens magnetfelt.
5. 5Indre kjerne (5150–6371 km, ~5000 °C): Fast krystallinsk jern-nikkelkule. Selv om temperaturen er på høyde med solens overflate, tvinger det kolossale trykket (~3,6 millioner atmosfærer) atomene inn i et fast metallgitter.

Inndeling av jordas indre

Jorda kan deles inn i flere lag etter sammensetning, tetthet og egenskaper. I geofag 1 deler vi jorda inn i skorpe, øvre mantel, nedre mantel, ytre kjerne og indre kjerne.

Skorpe

Det ytterste laget kalles skorpe. Skorpen er av to typer: kontinentalskorpe og havbunnsskorpe. Kontinentalskorpe er vanligvis 30–50 km tykk, og opptil 70–80 km under høye fjellkjeder som Himalaya. Havbunnsskorpe er 5–8 km tykk. Mer om bergarter og alder står under litosfæren.

Øvre mantel

Den øvre mantelen strekker seg fra bunnen av jordskorpa og ned til ca. 660–700 km (Tarbuck et al., 2020, s. 371). Den består hovedsakelig av ultramafiske bergarter, med mineralene olivin, ortopyroksen, klinopyroksen og granat (Marshak, 2019, s. 44).

Den øvre mantelen kan deles videre inn.

Litosfærisk mantel (øverste faste mantel)

Denne delen ligger rett under jordskorpa. Den er kald og mekanisk stiv (Fowler, 2005, s. 102). Bergartene er faste og stive, med tetthet på om lag 3,0–3,3 g/cm³. Temperaturen ligger på rundt 1250 °C.

Astenosfærisk mantel

Under den stive delen ligger astenosfæren. Den strekker seg fra ca. 100 km til ca. 350 km dyp og består av fast silikatbergart (peridotitt). Temperaturen er ca. 1300–1400 °C.

På grunn av høy temperatur i forhold til trykket ligger bergartene nær smeltepunktet. Enkelte soner har en liten andel delvis smelte (1–2 %). Seismiske bølger går saktere der. Sonen kalles lavhastighetssonen (low velocity zone, LVZ) (Lowrie & Fichtner, 2020, s. 157).

Astenosfæren er fast, men svakere og mer plastisk enn litosfæren og kan gi etter og flyte svært langsomt. Bergartene kan derfor endre form, men de er fortsatt faste. Det kalles plastisk: bergarten beholder fast form, men kan deformeres over lang tid.

Astenosfæren flyter svært langsomt over millioner av år. Den virker som et glidelag, slik at litosfæren over kan bevege seg. Samtidig fører konveksjonsstrømmer varme fra jordas dyp mot overflaten (Marshak, 2019, s. 46).

Nedre mantel

Nedre mantel er jordas største enkeltlag etter volum, om lag 56 % av jordas volum (Tarbuck et al., 2020, s. 368). Trykket fra lagene over hindrer bergartene i å smelte, selv om temperaturen øker fra ca. 1900 °C til 3370 °C (Lowrie & Fichtner, 2020, s. 160).

Tettheten øker gradvis med trykket, fra 4,4 g/cm³ til om lag 5,5 g/cm³ (Fowler, 2005, s. 110).

Ytre flytende kjerne

Den ytre kjernen starter på 2900 km dyp og går ned til 5150 km. Ved 2900 km skifter materialet fra fast silikatbergart til flytende metall (Fowler, 2005, s. 112). Smelten består av ca. 85 % jern, 5 % nikkel og 10 % lettere grunnstoffer (svovel, silisium og oksygen) (Marshak, 2019, s. 49). Tettheten hopper fra 5,5 til 10–11,5 g/cm³, og temperaturen stiger fra ca. 3370 °C til rundt 5000 °C.

Den ytre kjernen er flytende. Det vet vi fordi seismiske S-bølger (skjærbølger) går gjennom fast stoff, men ikke gjennom væske. S-bølgene stopper i denne delen av kjernen.

Indre fast kjerne

Den indre kjernen går fra ca. 5150 km dyp til sentrum (6371 km). Den er en fast metallkule. Temperaturen er ca. 5000 °C, omtrent som på solas overflate, men trykket er så høyt at kjernen ikke smelter.

Trykket er 3,3–3,6 millioner atmosfærer (Fowler, 2005, s. 114). Det holder jern og nikkel i fast form. Tettheten er på det høyeste, om lag 12–13 g/cm³.

Etter hvert som jorda avkjøles, vokser den faste indre kjernen. Den vokser med noen millimeter i året (Marshak, 2019, s. 50).

Litosfæren og astenosfæren

I tillegg til lagene etter kjemi deler vi jordas indre inn etter hvordan bergartene oppfører seg: litosfæren, astenosfæren og mesosfæren. Mesosfæren tas ikke med her.

Litosfæren

En tektonisk plate er ikke bare skorpe. Den er litosfære: jordskorpa pluss den øverste, kalde og stive delen av mantelen (litosfærisk mantel). Litosfæren er i snitt ca. 100 km tykk. Den er tynnest under midthavsrygger og tykkest, opptil ca. 200 km, under gamle kontinenter. Den er fast og kan brekke opp i plater.

Samme plate kan bære både kontinentalskorpe og havbunnsskorpe.

Kontinentalskorpe (tykkelse, se «Skorpe» over) består hovedsakelig av bergarter med mye silisium og aluminium (felsiske bergarter). Tettheten er relativt lav, om lag 2,7 g/cm³. Skorpen er for lett til å synke dypt ned i mantelen. Derfor kan kontinentalskorpe bli svært gammel, flere milliarder år.

Havbunnsskorpe er tynn (se «Skorpe» over). Den består av mafiske magmatiske bergarter som basalt, gabbro, diabas og doleritt. Disse har mye jern og magnesium. Tettheten er høyere, om lag 3,0 g/cm³. Derfor kan havbunnslitosfære synke ned i mantelen ved konvergerende plategrenser.

Ny havbunn dannes ved divergerende plategrenser, ofte midthavsrygger. Ved konvergerende grenser synker havbunnslitosfæren ned i mantelen. Derfor blir havbunn sjelden eldre enn ca. 180–200 millioner år.

Astenosfæren

Astenosfæren er laget litosfæren glir på. Dybde, temperatur og egenskaper står under «Astenosfærisk mantel» over.

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

I dag er platetektonikk den samlende forklaringen på hvordan jordskorpa beveger seg. Fram til midten av 1960-tallet ble ideen om bevegelige kontinenter likevel avvist av 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 inn flere typer bevis.

Fossilfunn

Fossiler av ferskvannsreptilet Mesosaurus og den bregnelignende planten Glossopteris ble funnet i identiske berglag i både Brasil og Sør-Afrika. Disse organismene kunne ikke ha krysset et salt verdenshav som var tusenvis av kilometer bredt.

Matchende fjellkjeder og bergarter

Fjellkjedene i Nord-Amerika (Appalachene) har samme alder, bergartstype og foldestruktur som Kaledonidene i Norge, Skottland og Grønland.

Paleoklimatiske spor

Spor etter istidsbreer (skuringsstriper og moreneavsetninger) fra samme tidsperiode (perm–karbon) ble funnet i det som i dag er tropiske strøk i India, Australia, Sør-Amerika og Afrika.

Wegener hadde ikke en holdbar forklaring på hvordan kontinentene beveget seg. Han foreslo at kontinentene pløyde gjennom havbunnen som isbrytere, drevet av tidevannskrefter og jordrotasjonens sentrifugalkraft.

Ut fra funnene konkluderte han med at alle landmassene en gang hadde vært samlet i ett superkontinent, Pangea (gresk for «alt land»). Bevisene for at kontinentene hadde hengt sammen, var godt dokumentert. Likevel ble teorien avvist. Wegener manglet en fysisk drivmekanisme som fysikerne kunne godta. Forslaget hans ble raskt motbevist, og teorien om kontinentaldrift ble avvist.

Marie Tharp og kartleggingen av havbunnen (1950-tallet)

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 sammenhengende undersjøisk fjellkjede, Den midtatlantiske ryggen, og en dyp riftdal midt langs ryggens akse. Det globale systemet av midthavsrygger er nesten 65 000 km langt (NOAA, u.å.-a). Det var et fysisk tegn på at havbunnen sprakk opp.

Harry Hess og havbunnsspredning (1962)

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

Den magnetiske «båndopptakeren» (1963)

Året etter la Fred Vine og Drummond Matthews (1963) fram en hypotese som kunne testes (Vine & Matthews, 1963).

Når basaltisk lava kommer opp i midthavsryggen og størkner under Curie-temperaturen (ca. 580 °C for jernoksidet magnetitt), magnetiseres mineralene parallelt med jordas magnetfelt slik det er da. Magnetfeltet er ikke fast. Med ujevne mellomrom, fra noen hundre tusen år til millioner av år, bytter magnetpolene plass (geomagnetisk reversering).

Når havbunnen sprer seg 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, var mønsteret på østsiden av Den midtatlantiske ryggen et speilbilde av mønsteret på vestsiden. Ny havbunn lages altså 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.

Hvordan startet platedriften?

Før vi kan gå inn på platedrift, er det noen ting vi må få på plass først. Alt starter med konveksjonsstrømmer i jordas indre, og med at bergarter i mantelen kan smelte når trykket blir lavere.

Varmen fra jordas kjerne varmer opp mantelbergartene til temperaturer som vanligvis ville ha smeltet de fleste av dem. Men på grunn av det høye trykket forblir de faste bergarter. Varmen gjør at bergartene blir plastiske (kan få flytende egenskaper), og setter i gang langsomme konveksjonsstrømmer fra jordas indre og opp til øvre del av mantelen, før den synker ned igjen.

Hvordan platedriften startet, er et åpent forskningsspørsmål (Stern & Gerya, 2018). Her er én mulig forklaring.

Innad i hver enkelt plate har vi varierende tykkelse. Dette betyr at noen steder er platen tynnere eller tykkere. Der platen er tynnere, er trykket litt lavere, ettersom man er nærmere overflaten. Dette fører til at trykket blir akkurat lavt nok til at mantelbergartene kan begynne å smelte. Når varm mantel stiger opp, buler platen opp og strekkes ut. Den øverste, kalde delen av skorpa, de øverste 10–20 km, er stiv og sprø, og stein tåler strekk dårlig. Derfor revner den i sprekker og normalforkastninger, og det dannes en riftdal (graben). Dypere ned er platen varm og bøyer seg i stedet for å sprekke. Smelten kan i tillegg presse sprekkene videre opp nedenfra. Magmaen samler seg først i et magmakammer under platen, før den stiger opp gjennom sprekker og ganger i platen og opp til overflaten. På veien kan magmaen smelte litt av bergarten rundt seg (assimilasjon). Slik sprekker platen opp, og vi har dermed fått en divergerende plategrense.

Ifølge denne forklaringen var det slik platedriften kom i gang.

Det finnes også andre forklaringer. En mantelplym kan varme opp og svekke platen nedenfra til den brister. Eller tung, gammel havbunn kan begynne å synke ved en svakhetssone, for eksempel langs en kontinentrand eller en gammel forkastning (Stern & Gerya, 2018).

Hva holder platedriften i gang?

Mantelen er fast, men så varm at den kryper langsomt og har konveksjon. Platene er den kalde, øverste delen av dette systemet. Der platene trekkes fra hverandre, stiger varm mantel passivt opp. Trykket faller, og en liten del smelter (dekompresjonssmelting, se under). Smeltingen er altså en følge av at platene beveger seg fra hverandre, ikke årsaken (Forsyth & Uyeda, 1975).

Når platene først er i bevegelse, går prosessene i en sirkel. Ved ryggen dannes ny havbunn, som avkjøles, blir tung og til slutt synker ned i mantelen, og det gir nytt platetrekk. Smeltingen er et nødvendig ledd i sirkelen, men det er tyngdekraften som gir kraften.

Platene drives av et samspill mellom fire krefter:

• Platetrekk
• Ryggskyv
• Manteldrag
• Trench suction (grøftesug)

Platetrekk (slab pull)

Platetrekk (slab pull) er den viktigste kraften som driver platene.

Når enden av en havbunnsplate synker ned i mantelen, drar den resten av platen med seg.

Hvorfor skjer dette?

Når havbunnslitosfære beveger seg bort fra midthavsryggen, avkjøles den gjennom millioner av år. Astenosfære under platen avkjøles, fester seg til undersiden og blir en del av litosfæren. Litosfæren blir da tykkere og tettere. Til slutt er platen tettere enn astenosfæren under. Derfor kan havbunnslitosfære synke ned i mantelen.

I en subduksjonssone øker trykket. Ved 40–60 km dyp omdannes basalt og gabbro i skorpen til eklogitt. Eklogitt er en svært tung bergart av granat og omfasitt, med tetthet om lag 3,5 g/cm³.

Platen blir enda tyngre, og draget nedover blir sterkere. Den synkende delen virker som et anker som trekker resten av platen etter seg (Forsyth & Uyeda, 1975).

Ryggskyv (ridge push)

Ryggskyv, også kalt gravitasjonsglidning (ridge push), skjer der platene går fra hverandre. Det sees tydeligst ved midthavsrygger. Forklaringen nedenfor tar utgangspunkt i dem.

Midthavsrygger er undersjøiske fjellrygger. De rager 2000 til 3000 meter høyere enn dyphavssletten rundt. I spredningssonen stiger magma opp fordi den er lettere enn bergarten rundt. Det gir en oppbuling av litosfæren og en skråning bort fra ryggen.

Platen glir nedover skråningen. Tyngdekraften langs skråningen er større enn friksjonen mot astenosfæren. Det er mulig fordi astenosfæren er seig og plastisk.

Manteldrag (basal drag)

I astenosfæren er det konveksjonsstrømmer. De drives av varme fra jordas indre.

Astenosfæren er ikke smeltet bergart.

Friksjonen mellom astenosfæren og undersiden av litosfæren kan enten hjelpe bevegelsen eller bremse den. Det avhenger av retningen, og av om mantelen strømmer raskere eller saktere enn platen.

Grøftesug (trench suction)

Når en tung havbunnsplate synker bratt ned i mantelen, drar den med seg astenosfære rundt seg. Det oppstår et lokalt sug som trekker den overliggende platen mot dyphavsgropen.

I dag kan vi måle disse bevegelsene direkte med satellitter (GPS og VLBI). Spredningen langs midthavsryggene er om lag 2–5 centimeter per år i Atlanterhavet og 6–16 centimeter per år langs East Pacific Rise (NOAA, u.å.-a). Det stemmer med at platetrekk (slab pull) er den dominerende drivkraften.

Hvorfor mantelberg smelter: Dekompresjon, flukssmelting og mantelplymer

Nesten all magma på jorda dannes i den faste øvre mantelen, ved delvis smelting av bergarten peridotitt.

Bergarter smelter ikke ved én 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 et stabilt kontinent ligger mantelen under solidus. Den er varm (1300–1400 °C), men trykket fra lagene over presser atomene så tett sammen at smelte ikke kan oppstå. Det er bare tre måter mantelen kan krysse solidus på.

Plategrensene: Tre relative bevegelser, seks geologiske miljøer

1. Divergerende plategrense (platene glir fra hverandre)

Under divergens strekkes litosfæren. Det skjer i to miljøer: havbunnsspredning og kontinental rifting.

Havbunnsspredning

Havbunnsspredning skjer på havbunnen. Når platene trekkes fra hverandre, blir litosfæren tynnere, og trykket på mantelen under faller. Bergart i astenosfæren smelter da ved dekompresjonssmelting, uten at det tilføres ekstra varme. Magmaen er lettere enn bergarten rundt og stiger. Den fyller sprekkene og kommer ut på havbunnen som ny skorpe. Samtidig buler litosfæren opp, og platen riftes. Platetrekk, ryggskyv, manteldrag og grøftesug holder bevegelsen i gang.

Kontinental rifting

Kontinental rifting starter inne på et kontinent. Skorpen strekkes og tynnes. Store blokker synker langs normalforkastninger og danner en langstrakt innsynkningsdal, en graben. Den østafrikanske riftdalen, med Tanganyikasjøen og Malawisjøen, er et eksempel. Hvis riftingen fortsetter i millioner av år, kan riftdalen bli et smalt havbasseng, som Rødehavet, og deretter en midthavsrygg. Slik åpnet Atlanterhavet seg 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 plategrense (platene kolliderer)

Ved konvergens møtes to litosfæreplater, og skorpen presses sammen. Hvilket landskap som dannes, avhenger av hvilke skorper som møtes. Det er tre varianter.

Havbunn mot kontinent

Den tunge havbunnsplaten, for eksempel Nazcaplaten, bøyes ned under den lettere platen som bærer kontinentet, her Sør-Amerika. Foran nedbøyingen dannes en dyp havrenne, Peru–Chile-gropen, på over 8000 meters dyp, og en akkresjonskile av avskrapede havsedimenter. Flukssmelting i mantelkilen gir seig, gassrik magma (andesitt og dasitt). Magmaen stiger og bygger eksplosive stratovulkaner langs en kontinental vulkanbue, som Andesfjellene og Kaskadefjellene.

Hav mot hav

Når to havbunnsplater møtes, synker én av dem. Det er som regel den eldste, kaldeste og dermed tetteste havbunnsplaten som presses under den andre. Slik dannes jordas dypeste groper, som Marianegropen med Challengerdypet på ca. 10 935 meter (NOAA, u.å.-b). Når platen synker, frigjøres vann, mantelen over smelter, og magma stiger. Her bygges vulkanøyer, ikke stratovulkaner på et kontinent. Klassiske eksempler er De japanske øyer, Marianene og Aleutene.

Kontinent mot kontinent

Når to kontinenter møtes, kan ingen av dem synke ned i mantelen. Kontinentalskorpen er for lett. Himalaya og Kaledonidene er eksempler. Jordskorpa foldes, presses sammen og stables i skyvedekker.

Skyvedekker er store bergflak som skyves hundrevis av kilometer innover land.

Fjellkjeden vokser ikke bare oppover. Den kan også vokse nedover, opptil 70–80 km, fordi tykk, lett skorpe trenger en dyp rot for å stå i isostatisk likevekt (isostasi). Det blir nesten ingen vulkanisme. Bergartene omdannes regionalt 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 tverrsnitt av en konvergerende plategrense har fem deler, fra havet og innover.

1. Dyphavsgropen (trench) er det dypeste punktet, der litosfæren bøyes ned.

2. Akkresjonskilen (accretionary wedge) bygges når løse marine sedimenter (leire, sand og kiselalger) skrapes av den overkjørende platen. Den faste basaltiske havbunnsskorpen fortsetter ned. Sedimentene presses sammen og stables i skråstilte forkastningsflak, som kan bli flere kilometer høye rygger foran kysten.

3. Forbuebassenget (forearc basin) er det relativt flate sedimentbassenget mellom akkresjonskilen og den vulkanske buen.

4. Den vulkanske buen (magmatic arc) er rekken av aktive vulkaner, enten på kontinentet eller som en øybue. Den mates av flukssmelting på 100–120 km dyp rett under buen.

5. Bakbuebassenget (backarc basin) kan åpne seg hvis den synkende platen er gammel og tung. Da synker den brattere enn platen selv beveger seg framover. Det kalles tilbakerulling (slab rollback). Den overliggende platen strekkes bak vulkanbuen. Strekket kan sprekke opp jordskorpa og åpne et lite havbasseng med egen midthavsrygg. Japanhavet åpnet seg slik bak den japanske vulkanbuen for ca. 15–20 millioner år siden.

3. Transforme plategrenser (platene glir sidelengs)

Transforme plategrenser oppstår når plater glir sidelengs i forhold til hverandre. Her blir verken plater ødelagt eller nye plater dannet.

Disse grensene har ikke vulkanisme. De har derimot både små og store jordskjelv.

Bergartene på hver side presses hardt mot hverandre. Friksjonen låser forkastningen. Mens platene fortsetter å bevege seg med 3–5 cm i året et stykke unna, deformeres bergartene elastisk over tiår og århundrer. Spenningen bygger seg opp omtrent som i en stålfjær som spennes. Til slutt overstiger spenningen friksjonen, og bergartene forskyves flere meter i et jordskjelv.

San Andreas-forkastningen i California er et klassisk eksempel på land. Stillehavsplaten beveger seg nordvestover i forhold til den nordamerikanske platen, og spenningen bygger seg opp.

I tillegg finnes mange kortere transforme grenser langs midthavsryggene. De gir sikksakkmønsteret man ser langs ryggene.

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

I 1965 løste J. Tuzo Wilson et paradoks: Hvorfor er midthavsryggene delt i forskjøvne segmenter, og hvorfor stopper jordskjelvene brått utenfor ryggaksen?

En midthavsrygg er aldri én rett linje. Den er delt i segmenter som er bundet sammen av sidelengs forkastninger. Her skiller platetektonikk seg fra vanlige forkastninger på land.

• Aktiv transformforkastning (mellom ryggsegmentene): Bare mellom de to spredningsryggene beveger platene seg i motsatt retning. Der er friksjonen høy, forkastningen kan låse seg, og det kommer hyppige, grunne jordskjelv. Hvis det høyre ryggsegmentet ligger lenger nord enn det venstre, er bevegelsen langs forkastningen venstregående (sinistral). Det er motsatt av det man skulle tro hvis forkastningen bare hadde kuttet en rygg som opprinnelig hang sammen.

• Inaktiv bruddsone (fracture zone, utenfor ryggaksen): Utenfor spredningsaksene fortsetter sprekken tusenvis av kilometer som et dypt arr i havbunnen. Her beveger havbunnen på begge sider seg i samme retning og med samme fart. Det er ingen relativ platebevegelse, ingen friksjon og ingen jordskjelv. Bruddsonene er aseismiske arr som viser tidligere transformbevegelse.

Seismisitet og Wadati-Benioff-sonen: Jordskjelvenes geologiske røntgenbilde

Jordskjelv er ikke jevnt fordelt. De viser hvor plategrensene ligger, og hvordan de er bygd. Da seismologene Kiyoo Wadati og Hugo Benioff kartla jordskjelvenes fokus (hyposenterdyp), fant de et tydelig mønster.

• Midthavsrygger og transformgrenser har bare grunne jordskjelv, grunnere enn 15–20 km. Litosfæren ved midthavsryggen er så varm og tynn at dypere bergarter deformeres seigt i stedet for å brekke.

• Subduksjonssoner (Wadati-Benioff-sonen) viser et skrått plan av jordskjelv fra dyphavsgropen og ned til 700 km under kontinentet. Planet følger den kalde, sprø havbunnsplaten mens den synker ned i den varme astenosfæren.

Hvorfor stopper jordskjelvene ved 700 km dyp?

Under 700 km, ved overgangen til den nedre mantelen, er både trykket og temperaturen så høye at bergartene deformeres seigt. De kan ikke lagre elastisk spenning eller sprekke. Derfor er det ingen jordskjelv dypere enn 700 km.

Ofiolittkomplekset: Havbunnens anatomi og Leka i Trøndelag

Tidligere i kapitlet så vi tverrsnittet av en midthavsrygg: putelava øverst, loddrette basaltganger, og et magmakammer med gabbro over mantelen. Havbunnen ligger under flere tusen meter vann. Likevel kan vi se lagene på land.

Ofiolitter er biter av havbunnsskorpe og øvre mantel som ikke ble subdusert, men skjøvet opp på land under en fjellkjedekollisjon. Det kalles obduksjon (Furnes et al., 1988). En ofiolitt er et fossilt stykke havbunn som er hevet og veltet, slik at man kan gå fra dyphavssedimenter ned til mantelen.

Ved Penrose-konferansen i 1972 ble den klassiske ofiolitt-lagrekken definert. Den er et vertikalt tverrsnitt gjennom havbunnslitosfære.

• Pelagiske sedimenter (øverst): tynne lag av dyphavsleire, kalkslam og kiselholdig radiolaritt, dannet av skall fra radiolarier (encellede dyreplankton).

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

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

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

• Petrologisk Moho: grensen mellom skorpen (gabbro) og mantelen under (peridotitt).

• Mantel-litosfære (nederst): rester av øvre mantel, peridotitt (dunitt og harzburgitt) som basaltsmelten er trukket ut av. I kontakt med sjøvann omdannes peridotitt til serpentinitt, som ofte er grønn eller gyllenbrun.

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 sammenligne plategrensene. Juster platehastigheten, slå av og på jordskjelvfokus, og se hvordan Wadati-Benioff-sonen tegnes opp i subduksjon. Se også hvordan dekompresjonssmelting skiller seg fra flukssmelting.

Hotspots og Wilsonsyklusen: Superkontinentenes evige kretsløp

Ikke all vulkanisme ligger på plategrenser. Noen store vulkaner, som på Hawaii og i Yellowstone, ligger midt inne på en litosfæreplate.

I 1963 foreslo den kanadiske geofysikeren J. Tuzo Wilson at disse vulkanene skyldes stasjonære varmeflekker (hotspots) dypt i mantelen. Senere viste Jason Morgan at hotspots er overflaten av mantelplymer: smale søyler av ekstra varm bergart som stiger fra kjerne-mantel-grensen på 2900 km dyp.

Fordi søylen er forankret så dypt, står den nesten stille over geologisk tid. Mens litosfæren glir over den, dannes en kjede av vulkanske øyer.

• Hawaii-Emperor-ryggen: De aktive vulkanene Kilauea og Mauna Loa ligger over hotspoten i dag (0 Ma). Lenger nordvest er øyene eldre og mer erodert: Maui (1 Ma), Oahu (3 Ma), Kauai (ca. 5,5 millioner år) og Midway (28 Ma).

• Knekken ved 47 Ma: For ca. 47 millioner år siden gjør vulkankjeden en skarp knekk på 60 grader, fra nord-nordvest til vest-nordvest. Det viser at Stillehavsplaten endret retning.

• Island: En kraftig mantelplym ligger rett under Den midtatlantiske ryggen. Dekompresjonssmelting fra spredningen og ekstra varme fra plymen har gitt så mye basalt at skorpen her er over 35–40 km tykk, og ryggen står over havet.

Wilsonsyklusen: Havbassengenes liv og død

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

Jordas overflate gjennomgår en syklus på 400 til 600 millioner år, Wilsonsyklusen. Et superkontinent samler kontinental skorpe. Skorpen isolerer varmen i mantelen under, slik at overskuddsvarme samler seg. Mantelen buler opp, kontinentet sprekker i en riftdal, og et nytt havbasseng åpner seg. Etter hvert avkjøles havbunnen, blir tung og begynner å subduseres. Havet lukkes til kontinentene kolliderer i et nytt superkontinent.

Atlanterhavet: Modent vekststadium

Atlanterhavet er et modent hav: vidt, med passive kontinentalmarginer og en midthavsrygg.

Stillehavet: Avtagende stadium

Stillehavet er i et avtagende stadium. Subduksjonssoner langs randen tar opp havbunn.

Wilsonsyklusens 6 stadier: Superkontinentenes kretsløp i 3D

11: Rifting22–3: Havspredning34: Subduksjon45–6: Kollisjon & Sutur

1. 1Embryonisk & ungt stadium: Kontinental skorpe tynnes og sprekker opp (riftdal -> Rødehavet).
2. 2Modent stadium: Havbunnsspredning over titalls millioner år skaper brede verdenshav (Atlanterhavet).
3. 3Avtagende stadium: Kald og tung litosfære begynner å subduere langs havets render (Ildringen i Stillehavet).
4. 4Suturstadium: Havbunnen forsvinner fullstendig; kontinentene støter sammen i orogenese (fjellkjededannelse).

Norge i et platetektonisk lys: Kaledonidene, Oslofeltet og isostasi

Norge ligger i dag midt inne på den eurasiske platen, tusenvis av kilometer fra aktive subduksjonssoner og plategrenser. Grensen i vest er Den midtatlantiske ryggen i Norskehavet. Likevel er landskapet formet av tidligere platebevegelser (Ramberg et al., 2008).

Kaledonidene ble til da Baltika kolliderte med Laurentia (Nord-Amerika og Grønland). Fjellkjededannelsen pågikk gjennom ordovicium, silur og devon, for 400–500 millioner år siden (NGU, u.å.-a). Selve kollisjonen mellom Baltika og Laurentia skjedde for ca. 425–405 millioner år siden. Store bergflak ble skjøvet som skyvedekker gjennom det som i dag er Skandinavia. Bergartene ble omdannet, blant annet til gneis. Fjellene vi går i, er den eroderte roten av den kjeden, ikke fjell som istiden har bygd.

Oslofeltet er en gammel rift, ikke en aktiv plategrense. For ca. 300 millioner år siden, i overgangen mellom karbon og perm, sprakk skorpen opp fra Skagerrak til Østerdalen (NGU, u.å.-a). I perm ble det en riftdal med strekk, store forkastninger og vulkaner. I Oslofeltet har bergartene spor etter vulkanisme for 250–300 millioner år siden, blant annet rombeporfyr, larvikitt og basalt. De er ikke de yngste bergartene på land i Norge. På Andøya ligger sedimenter fra midtre og øvre jura og nedre kritt, de eneste bergartene av mesozoisk alder på land i landet (NGU, 2016). I dag ser vi graben, lava og forkastningskanter mot grunnfjellet.

Litosfæren ligger i likevekt på astenosfæren. Det kalles isostasi. Innlandsisen presset skorpen ned. Da isen smeltet, hevet landet seg. Marin grense, det høyeste havnivået etter siste istid, ligger i dag fra 0 til 220 m over havet, avhengig av sted (NGU, u.å.-b). Mange fjorder og daler følger også om lag 200 millioner år gamle forkastningssoner fra da Atlanteren åpnet seg.

Sentralt fagvokabular

• litosfære: skorpe pluss stiv øvre mantel. I snitt ca. 100 km tykk, tynnest under midthavsrygger og opptil ca. 200 km under gamle kontinenter. Utgjør de tektoniske platene.

• astenosfære: varm, fast silikatmantel (ca. 100–350 km, ca. 1300–1400 °C) som deformeres seigt over millioner av år.

• platetrekk (slab pull): den dominerende drivkraften. Kald, tett eklogitt i den synkende platen trekker platen ned i subduksjonssonen.

• ryggskyv (ridge push): gravitasjonsglidning. Litosfæren sklir nedover fra midthavsryggen, som står 2–3 km høyere enn dyphavssletten.

• manteldrag (basal drag): friksjon mellom astenosfæren og undersiden av litosfæren. Kan skyve eller bremse platen.

• grøftesug (trench suction): sug mot dyphavsgropen når en tung plate synker bratt og drar med seg astenosfære.

• eklogitt: svært tung høytrykksbergart (granat og omfasitt), omdannet fra basaltisk havbunnsskorpe i subduksjonssoner. Viktig for platetrekk.

• dekompresjon: mantel stiger, trykket faller, og solidus krysses uten ekstra varme (midthavsrygg og rift).

• flukssmelting: vann fra den synkende platen senker smeltetemperaturen i mantelkilen over (subduksjon).

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

• akkresjonskile: havbunnssedimenter som skrapes av den synkende platen og stables foran dyphavsgropen.

• bakbuebasseng: basseng som åpnes bak en vulkanbue når den synkende platen ruller bakover (slab rollback), for eksempel Japanhavet.

• passiv margin: kontinentalmargin inne på en plate, uten subduksjon eller plategrensejordskjelv (for eksempel norskekysten). Her kan det samle seg tykke sedimentlag.

• bruddsone: inaktiv, aseismisk fortsettelse av en transformforkastning utenfor spredningsryggene.

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

• seismisk tomografi: tredimensjonalt bilde av mantelen, bygd av milliarder av målinger av hvor fort seismiske bølger går.

• ofiolitt: tverrsnitt av havbunnsskorpe og øvre mantel som er skjøvet opp på land (for eksempel Leka).

• obduksjon: havbunn som unntaksvis skyves opp på lettere kontinental skorpe i en kollisjon.

• paleomagnetisme: symmetriske striper med normal og reversert magnetisering i havbunnen (Vine–Matthews–Morley).

• hotspot: mantelplym fra kjerne-mantel-grensen som lager vulkankjeder (for eksempel Hawaii).

• Wilsonsyklus: syklisk åpning og lukking av verdenshav over 400–600 millioner år.

• skyvedekke: store bergflak som er skjøvet hundrevis av kilometer under en kontinentkollisjon (Kaledonidene).

• graben: innsunket blokk mellom normalforkastninger i en kontinental riftdal (for eksempel Øst-Afrika og Oslofeltet).

• isostasi: litosfæren i likevekt på astenosfæren. Etter istiden hever landet seg når istyngden forsvinner.

Sammendrag

• Mantelen er fast bergart. Litosfæreplatene flyter ikke på flytende magma, men på varm peridotitt i astenosfæren, som deformeres seigt over millioner av år.

• Platetrekk (slab pull) er hoveddrivkraften. Havbunnslitosfære omdannes til tung eklogitt under subduksjon, og tyngdekraften trekker platen med seg.

• Smelting krever en utløser. Trykkfall (dekompresjon) ved midthavsrygger, vann (flukssmelting) ved subduksjonssoner, eller ekstra varme ved mantelplymer (hotspots).

• Ofiolitter er havbunn på land. På Leka i Trøndelag kan man gå gjennom havbunnsskorpen og krysse Moho.

• Norges geologi er formet av platetektonikk: den kaledonske kollisjonen og Leka-ofiolitten, permisk rift i Oslofeltet, åpningen av Nord-Atlanteren, og landheving etter siste istid.

Test deg selv