Platetektonikk

Fra Wikipedia, den frie encyklopedi
Gå til: navigasjon, søk
Kart over de tektoniske platene slik de er kartlagt i dag.
De tektoniske platene med arealet bevart

Platetektonikk (stammer fra det greske ordet «tekton» som betyr «bygger») er innenfor geologi den vitenskapen som utforsker og forklarer jordskorpens bevegelse. Skorpen består i hovedsak av 14 litosfæriske plater, alle i konstant bevegelse. Grensene mellom platene kalles plategrenser. Dette er en av grunnsteinene innenfor dagens geologiske forståelse. Platene strekker seg i dybden helt ned i øvre mantel, og består altså av mer enn jordskorpa. Platene som utgjør litosfæren beveger seg oppå et mykere lag av mantel som kalles astenosfæren.

Kontinentalplater utgjør kontinenter og tørt land, mens havbunnsplater (oseanplater) utgjør havbunnen. Det finnes ulike teknikker for å fastslå hvordan platene har beveget seg i forhold til hverandre, kollidert, og hvor grensene mellom dem går. Med jevne mellomrom i jordhistorien samler kontinentene seg, for så å sprekke opp og gjennom havbunnsspredning oppstår nye kontinenter av lava fra jordens indre. Denne kontinuerlige prosessen kalles den platetektoniske syklusen.

Man tror ikke det finner sted platetektonikk på andre planeter i vårt solsystem. Denne antakelsen er basert på observasjoner via teleskop. Grunnen Jorden har blitt værende varm nok til å opprettholde tektonisk aktivitet, men andre planeter har ikke tegn til aktive vulkaner eller kontinentaldrift. Likevel finnes det rester av vulkaner på både Mars og Venus.

Varmepunkt eller manteldiapirer der det strømmer lava opp av varmestrømmer helt nede fra mantelen, er ikke i seg selv en del av platetektonikken. Men når bevegelige litosfæreplater beveger seg og flyter over et varmepunkt, dannes ofte enslige vulkanøyer slik som Hawaii, Bouvetøya, Réunion, Galapagosøyene, og Island.[1] Foruten de avgrensede varmepunktene er platetektonikken den viktigste årsaken til at varm og lett magma fra mantelen stiger opp mellom tyngre bergarter og avsetter magmatiske bergarter gjennom intrusive ganger eller eruptive vulkaner.

Historie[rediger | rediger kilde]

«Oppbrytingen av Pangea», fra Alfred Wegeners Die Entstehung der Kontinente und Ozeane, utgitt i 1929. Bildet viser rekonstruerte verdenskart for de geologiske tidsperiodene tidligkarbon, eocen og kvartær (pleistocen).

Platetektonikken har sin vitenskaplige basis i teorien om kontinentaldrift.[2] Så sent som på 1950-tallet hadde geologer store problemer med å forklare sentrale geologiske fenomener. Det ble for eksempel antatt at dannelse av fjellkjeder (orogenese) var en prosess som hadde skjedd som en følge av en enkelt bestemt hendelse og at fjellene var blitt dannet øyeblikkelig. Geologien var sterkt deskriptiv med gode beskrivelser av hva som hadde skjedd med stein og berglag, men manglet noen klar forståelse av kreftene og årsakene bak endringene.

Den tyske meteorolog Alfred Wegener hadde allerede som ung lagt merke til hvordan Afrika og Sør-Amerika ser ut til å passe sammen som to puslespillbiter. Han var langt fra den første som la merke til dette, allerede da de første gode verdenskartene ble tegnet på 1600-tallet ble dette bemerket. Wegener gikk imidlertid lenger, og mente alle kontinentene passet sammen som bitene i et stort puslespill. I et foredrag i 1912, utgitt i utvidet form i 1915 (The Origin of Continents and Oceans), lanserte Wegener teorier om kontinentaldrift, men hans teorier ble ikke anerkjent før i 1960. Før Wegener hadde en amerikansk geolog, Frank Bursley Taylor, i 1910 publisert en artikkel om kontinentaldrift, men siden den var dårlig underbygget empirisk, fikk den liten innflytelse.

Wegner mente at alle kontinentene vi har i dag før var samlet til ett superkontinent som han kalte Pangaea (latin «alt land»). Hypotesen om kontinentaldrift ble begrunnet i flere forhold:

  • Glasiasjon - det finnes rester av samme glasiasjon på kontinenter som i dag ligger adskilt.
  • Fossiler - forekomster på forskjellige kontinenter gir oss mulighet til å plassere arter på de forskjellige kontinentene. Dette brukes som bevis for at kontinentene har ligget sammen, da de fleste artene ikke har hatt mulighet til å krysse store havområder.
  • Klimabelter - vi kan gjenkjenne de samme restene etter for eksempel et tropisk klima og dermed dannet et klimabelte som viser oss hvordan kontinentene lå i forhold til hverandre.
  • Like geologiske trekk - vi kan se på fjellkjeder som har vært dannet samtidig at de passer fint sammen selv om de i dag er delt opp på forskjellige kontinenter.

Wegeners teorier ble også utviklet videre av den britiske geologen Arthur Holmes, som mente at kontinentene hadde vekslet mellom å være samlet, og drive fra hverandre. Han viste dette blant annet ved å påvise geologiske likheter mellom kystområder på kontinenter som nå ligger langt fra hverandre, samt gjennom studier av plante- og dyregeografi.[3]

Siden 1960 har forskere gjort oppdagelser som underbygde teorien om platetektonikk, ikke minst gjennom kartleggingen av havbunnens relieffer ved hjelp av seismologi. Oppdagelsen av Midt-Atlanterhavsryggen, samt påvisningen av polvandring, havbunnstopografi og marine sedimenter, var avgjørende for forståelsen av Wegeners teorier. Men det var først etter marine magnetiske anomalier ble oppdaget at man fikk empirisk data for å underbygge den tilstøtende teorien om havbunnspredning. I 1968 var forskningen rundt havbunnsspredning kommet så langt at den ga et paradigmeskifte med allmenn aksept av teorien om platetektonikk og kontinentaldrift.

Marine magnetiske anomalier[rediger | rediger kilde]

Magnetiske anomalier.

1960-tallet ble det klarlagt at bergartene i havbunnsskorpen er magnetisert. Påvisning av magnetisme over tid (paleomagnetisme) ble mulig ved at man oppdaget mønstre på havbunnen av striper eller felt med ulik (revers eller normal) polarisering. Forskningen oppdaget at man kunne spore tilbake geomagnetiske poler ved å se på den remanente magnetiseringen i bergartene og slik aldersbestemme bergarten utfra hvordan orienteringen av de magnetiske polene var på ulike tidspunkt. Dette skapte det egentlige gjennombruddet for teorien om havbunnspredning og platetektonikk, da man fant skiftevis positive og negative magnetisk anomalier og anomalistriper alt ettersom jordens magnetfelt hadde vært reversert eller normalt.

Det viste seg at havbunnsskorpa var yngst desto nærmere den lå midthavsryggen.[4] Anomali-avtrykket under størkningen av bergarten ved sprederyggen skapte et tilnærmet speilbilde på hver side av spredningsryggen hvor lavastrømmene hadde spredt ny havbunn ut til begge sider. Ofte ville man utfra midtryggen, eller spredningsryggen, se anomalistriper hvor annenhver stripe har henholdsvis normal eller revers polarisering. Brede striper avsettes dersom det er stor lavautstrømmingen i en kortere periode.

Plategrenser[rediger | rediger kilde]

Tre typer plategrenser, øverst ser vi skjematisk fra vcenstre transforme, divergerende, og konvergerende plategrenser.

Vi har forskjellige typer plategrenser i punktene der platene kolliderer, disse defineres ut ifra hvordan platene oppfører seg i disse punktene. For å kartlegge hvor grensene ligger har man sett på jordskjelvsmålinger og deres episenter, skjelvene blir utløst ved plategrensene og dette har gitt oss dagens kart. Grensene mellom platene deles inn i divergerende, konvergerende og transforme grenser. Plater som har divergerende grenser driver fra hverandre, konvergerende driver mot hverandre, og konservative (transforme) grenser omgir plater driver langs og passerer hverandre.

Kollisjonsgrenser - konvergerende[rediger | rediger kilde]

Ved kollisjon mellom to kontinentalplater vil det bygges fjellkjeder (orogenese), slik det har skjedd ved dannelsen av Alpene og Himalaya.

Ved kollisjon mellom en havbunnsplate og en kontinentalplate vil havbunnsplaten bli presset under kontinentalplaten på grunn av platenes ulike oppbygging og egenvekt. Dette kalles en subduksjonssone. En av platene legger seg under den andre (subduksjon), platen som forsvinner synker ned i mantelen og smelter. Smeltet materiale stiger til overflaten, og danner en vulkansk bue i innlandet. Det er bare oseanskorpe som forsvinner og dette danner typisk en dyphavsgrop utenfor et kontinent. På kontinentet får vi vulkansk aktivitet som er resultat av subduksjonen.

Ved kollisjon mellom to havbunnsplater vil den eldste (den kaldeste) platen bli presset under den yngste, og øybuer vil dannes av vulkansk aktivitet.

Spredningsgrenser - divergerende[rediger | rediger kilde]

Havbunnsspredning skjer langs divergerende grenser, eller midthavsrygger, der ny havbunn dannes. Astenosfærisk mantel stiger opp og ved delvis smelting dannes magma. Magmaen kommer til overflaten og danner ny oseanskorpe. Ved disse spredningsryggene dannes bergarten basalt i form av putelava. Spredningshastigheten kan variere fra 3 til 10 cm per år.

Spredningsryggene er høyest over havbunnen nær den aktive delen, fordi kalde bergarter har høyere tetthet enn varme bergarter. Prosessen ved kjølingen forårsaker dermed at litosfæren synker dypere ned i astenosfæren. Bergartene blir mer og mer kjølige jo lengre fra selve spredningsryggen de forekommer.

Det kan også oppstå spredningsrygger på land, som eksempelvis på Island oppå den midt-atlantiske ryggen. Også Riftdalen i Øst-Afrika er eksempel på en kontinental spredningsrygg.

Glidegrenser - konservative (transforme)[rediger | rediger kilde]

Konservative plategrenser eller transformforkastninger er området der en plate sklir langs den andre uten dannelse av noen ny skorpe eller subduksjon. Grensen er markert ved en forkastning eller et brudd slik som i San Andreasforkastningen. Stillehavsplaten glir langs den nord-amerikanske platen, og friksjonen kan skape meget kraftige og hyppige jordskjelv. Ofte er forkastningene oppstykket, og ved horisontal bevegelse dannes dype basseng og høye fjell. Bajkalsjøen ligger langs en glidegrense med store vanndyp omgitt av fjellene på den eurasiske platen i vest og og den øst-sibirske platen i øst.[5]

Den platetektoniske syklus[rediger | rediger kilde]

Gjennom Jordens historie har enkeltstående kontinenter regelmessig kollidert og skapt superkontinenter, eller stabile kraton med hav på alle kanter. Dette eroderes ned gjennom millioner av år til et peneplan. Langs en eller flere rifter i jordskorpen vil deretter superkontinentet brekke opp og lette kontinentalplater drive fra hverandre mens et nytt hav dannes. Denne prosessen førte til at Rødehavet ble dannet for bare 4-5 millioner år siden, og en liknende prosess er så vidt i gang i Den store Riftdalen i Øst-Afrika idag. I en prosess preget av vulkanisme og jordskjelv vil platene drive oppå astenosføren, eller legge seg over tyngre havbunnsskorpe. Ettersom kontinentaldriften driver landplater fra hverandre, fører havbunnsspredningen mellom dem til at midthavsrygger sprekker opp og det dannes ny havbunnsskorpe som flyter i begge retninger og skyver de omkringliggende kontinentalplatene enda lengre fra hverandre (divergerer). I moderne tid har Nord-Amerika og Europa glidd fra hverandre på denne måten, med om lag 2 cm per år.[6]

Denne dannelsen av dype havgroper langs kontinentplatene med oppstuvning av deformert havbunnsskorpe mot en vulkansk kyst preger hele «ildringen» rundt Stillehavet, ikke minst langs Andesfjellene, Aleutene, Japan og Filippinene. Etter noen hundre millioner år vil havbunnsspredningen stoppe opp, og havbunnsskorpe begynner å synke ned i mantelen langs grensene til kontinentalplatene (subduksjon). I Midthavsryggen trenger fortsatt lettere bergarter opp, mens tung havbunnsskorpe synker ned og skaper større havdyp nærmere land. Kollisjonsgrensene mellom hav- og kontinentalplatene blir nå vulkansk aktive og kontinentene begynner sakte å gli mot hverandre igjen (konvergere). Etter at havet mellom kontinentene har åpnet seg i lang tid, begynner det igjen å lukkes. Undersøkelser av havbunnen utenfor Portugal tyder på at Atlanterhavets havbunnsspredning kanskje har nådd sitt endepunkt, og at Nord-Amerika og Europa har tatt fatt på kollisjonsfasen som vil føre til at kontinentene samles innen om lag 220 millioner år. Portugisiske geologer mener denne prosessen har pågått i hoen hundre år og forårsaket Jordskjelvet i Lisboa 1755.[7]

Dersom kontinentene kolliderer vil det skapes store fjellkjeder, samtidig som havet lukkes helt. Skyvedekker av kontinent- eller havbunnsskorpe kan ble skjøvet oppå det ene eller begge kontinentene. Dette skjedde både ved den kaledonske fjellkjedefolding hvor havbunnsbergarter finnes i skyvedekket i Langfjella og Jotunheimen, og ved dannelsen av Himalaya for 30-40 millioner år siden som bevitnes av de marine fossilene fra Tethyshavet avsatt i kalksteinen på Mount Everest.[8]

Dermed er den platetektoniske syklusen sluttført, det dannes et nytt og mer komplisert kraton til erstatning for det nedslitte kratonet som eksisterte flere hundre millioner år tidligere. Prosessen kalles gjerne en wilson-syklus etter den canadiske geologen John Tuzo Wilson som på 1960-tallet påviste åpningen og lukkingen av Iapetushavet mellom Laurentia og Baltica (Nord-Atlanteren). Både Appalachene i USA og Kaledonidene i Europa består av felles havbunnsskorpe fra Iapetushavet som dekket kontinentene i kollisjonsfasen under den kaledonske fjellkjedefolding.[9]

Se også[rediger | rediger kilde]

Referanser[rediger | rediger kilde]

  1. ^ Ivar B Ramberg (red), Landet blir til – Norges geologi, Norsk Geologisk Forening 2006, utg 2007, side 31.
  2. ^ Ivar B Ramberg (red), Landet blir til – Norges geologi, Norsk Geologisk Forening 2006, utg 2007, side 24.
  3. ^ Ivar B Ramberg (red), Landet blir til – Norges geologi, Norsk Geologisk Forening 2006, utg 2007, side 25-26.
  4. ^ Ivar B Ramberg (red), Landet blir til – Norges geologi, Norsk Geologisk Forening 2006, utg 2007, side 26.
  5. ^ Ivar B Ramberg (red), Landet blir til – Norges geologi, Norsk Geologisk Forening 2006, utg 2007, side 31.
  6. ^ Ivar B Ramberg (red), Landet blir til – Norges geologi, Norsk Geologisk Forening 2006, utg 2007, side 29.
  7. ^ Referert artikkel i Geology - Aftenposten A-Magasinet 5. juli 2013, side 33.
  8. ^ Ivar B Ramberg (red), Landet blir til – Norges geologi, Norsk Geologisk Forening 2006, utg 2007, side 30.
  9. ^ Ivar B Ramberg (red), Landet blir til – Norges geologi, Norsk Geologisk Forening 2006, utg 2007, side 29.

Litteratur[rediger | rediger kilde]

Eksterne lenker[rediger | rediger kilde]