platetektonikk – Store norske leksikon

Tektoniske plater og plategrenser, samt relativ platehastighet.

Plater og plategrenser

Av Haakon Fossen.

Lisens: CC BY SA 3.0

Platetektonikk er en teori som hevder at Jordens ytterste og stiveste lag er delt opp i 6–8 større og en rekke mindre plater som alle beveger seg i forhold til hverandre med en relativ hastighet på noen centimeter i året.

Faktaboks

Uttale: plˈatetektonˈikk
Etymologi: av 'plate' og gresk tekton,'byggmester, tømrer'
Også kjent som: platedrift

Selve platene er 40–280 kilometer tykke og utgjør jordklodens ytterste skall, den såkalte litosfæren. Litosfæreplatene, som består av skorpe og den litosfæriske (øvre) mantelen, glir over den mykere og tettere astenosfæren. Astenosfæren inneholder lite smeltet berg, men er varm og myk nok til at berget er i sakte bevegelse.

Kontinentene, som sitter innesluttet i de stive platene, følger passivt med platene i deres bevegelser som fastfrosne tømmerstokker i isflak.

Alle bevegelser på Jordens overflate vil foregå som rotasjonsbevegelser, ettersom overflaten er krummet.

Snitt gjennom Jordens øverste lag som viser oppbygningen av platene omkring en spredningsakse og en kollisjonssone. Produksjonen av ny havbunnsskorpe ved spredningsaksen foregår med samme fart som gammel skorpe forsvinner i dypet ved subduksjonssonen (kollisjonssonen).

Platetektonikk

Av KF/Store norske leksikon ※.

Lisens: Begrenset gjenbruk

Plategrenser

Platene i seg selv er stive og deformeres lite internt. Bevegelsene skjer langs plategrensene der platene kan bevege seg mot hverandre, fra hverandre eller sidelengs. Dette gir tre hovedtyper av plategrenser: divergente, konvergente og transforme.

Ved divergente plategrenser glir platene fra hverandre langs spredningsrygger, og ny jordskorpe dannes.
Ved konvergente grenser synker eller presses en av platemarginene under den andre langs subduksjonssoner.
Ved transforme plategrenser er bevegelsen sidelengs slik at platene bare glir forbi hverandre.

Plategrensene representerer fundamentale urosoner. Nesten all jordskjelvaktivitet og vulkansk aktivitet er knyttet til plategrensene. Et kart over Jordens jordskjelvsoner vil derfor også være et kart over hvor plategrensene ligger. Utenfor de smale urobeltene finner man de stabile områdene: platenes indre. Langt den største del av jordoverflaten er derfor relativt sikker mot overraskende jordskjelv og vulkanutbrudd.

En følge av platedriften er at Jordens kontinenter og havområder ikke er faste og uforanderlige trekk på en død overflate. I stedet skjer de geologiske prosessene hele tiden, slik at nye fjellformasjoner oppstår og andre går til grunne. Fordelingen av land og hav vil derfor, med lovmessig nødvendighet, skifte med tiden.

Spredningsrygger

Havbunnsskorpens alder, økende bort fra spredningsryggene

Haakon Fossen.

Lisens: CC BY SA 3.0

Spredningsrygger eller midthavsrygger markerer divergente plategrenser, og fremstår som mektige undersjøiske fjellrygger på bunnen av de store verdenshavene. Spredningsrygger består av vulkanske (basaltiske) og intrusive bergarter. På grunn av platebevegelsene sprekker ryggen opp i en sentral rift eller revne.

Magma som dannes på dypet under litosfæren, trenger opp i den sentrale riften og størkner på overflaten som lava, og dypere nede som gabbro. Slik produseres det stadig ny havbunn, samtidig som den trenges utover til begge sider (havbunnsspredning). De yngste vulkanske bergartene på havbunnen vil derfor alle befinne seg på midthavsryggen. Til begge sider fra midthavsryggen øker havbunnens alder, og havområdenes eldste vulkanske bergarter finnes alltid nær kontinentalsokkelen.

Bergartene på havbunnen er stort sett yngre enn 200 millioner år, noe som er lite sammenlignet med mange av kontinentområdenes bergarter (opptil 4000 millioner år), eller sammenlignet med Jordens alder på 4540 millioner år. Årsaken er at havbunnsskorpe ikke rekker å bli eldre før den blir ødelagt ved subduksjon. Fragmenter av gammel havbunnsskorpe finnes imidlertid i gamle fjellkjeder, i Norge for eksempel i Den kaledonske fjellkjeden på Karmøy, Leka og Lyngen (ofiolitt).

Subduksjonssoner og kollisjonssoner

Bevegelsen av det indiske kontinent mot Eurasia, som endte med en kontinentkollisjon og dannelsen av Himalayafjellkjeden.

Bevegelsen av det indiske kontinent

Av Haakon Fossen.

Lisens: CC BY SA 3.0

Mens ny havbunnsskorpe produseres ved spredningsryggene, vil eldre havbunnsskorpe forsvinne ned i dypet langs konvergente platebevegelser (der to plater beveger seg mot hverandre). Eldre havbunnsskorpe har høy tetthet og vil synke ned. En slik nedsynkningssone kalles en subduksjonssone.

Subduksjonssoner finner man rundt hele Stillehavet, hvor havbunnsplatene i Stillehavet synker ned (subduseres) under omliggende kontinenter eller havbunnsplater. I overgangen til subduksjonssonen bøyes havbunnsplaten og danner en dyp grøft (dyphavsgrop, for eksempel Marianegropen i det vestlige Stillehavet). Derfor finner vi alltid de største havdypene langs subduksjonssonene. Subduksjon medfører også at vannholdige sedimenter og sedimentære bergarter trekkes ned langs sonen og frigir vann til den overliggende litosfæren, som da smelter. Smeltene trenger opp mot overflaten og danner intrusjoner og vulkaner. I Stillehavet er det mange eksempler på vulkanske øyrekker (øybuer) nær subduksjonssonene. Andesfjellene og dens mange vulkaner er også dannet på denne måten.

Bevegelsene langs subduksjonssonene produserer også de kraftigste jordskjelvene som er registrert, og kan forårsake tsunamier, som den i Det indiske hav utenfor Sumatra i Indonesia 26. desember 2004 med rundt 250 000 omkomne. Jordskjelvene forekommer i dyp helt ned til rundt 700 kilometer, noe som viser hvor langt ned platene blir presset.

Etter hvert som subduksjon fører til at all havbunn forsvinner i dypet, vil til slutt kontinentene støte mot hverandre. Da får vi en kontinentkollisjon (kollisjonssone), og den ene kontinentalmarginen kan subduseres til en viss grad før subduksjonen stopper opp på grunn av kontinentalskorpens lave tetthet (høy oppdrift). Resultatet av slike kollisjoner er mektige fjellkjeder. Himalaya er et moderne eksempel der det indiske kontinentet i sør har kollidert med og delvis blitt presset under det euroasiatiske kontinentet i nord. Tilsvarende kontinental subduksjon av kontinental skorpe skjedde da Norge og Grønland kolliderte under Den kaledonske fjellkjededannelsen for rundt 420 millioner år siden.

Transforme plategrenser

Der platene glir forbi hverandre langs en sidelengsforkastning eller transformforkastning, uten havbunnsdannelse eller subduksjon, vil det være seismisk aktivitet (jordskjelv) som følge av friksjon mellom platene. De fleste transformforkastninger finnes i havbunnen, særlig som brudd på tvers av midthavsryggene, men det finnes også tilfeller der de skjærer inn i kontinentalskorpen, for eksempel San Andreas-forkastningen i California og langs den nordanatoliske forkastningen i Tyrkia. Begge disse områdene er kjent for ødeleggende jordskjelv som er direkte relatert til sidelengs platebevegelse.

Subduksjonssone med overliggende vulkansk øybue og assosiert spredning bak øybuen

Haakon Fossen.

Lisens: CC BY SA 3.0

Fremtidige platebevegelser

Platene beveger seg med hastigheter på noen centimeter i året. Bevegelsene lar seg beregne, og man kan derfor forutsi Jordens utseende fremover i tiden. Store og dramatiske kollisjoner vil måtte skje: Om 20–30 millioner år vil Australia kollidere med Sørøst-Asia, og Los Angeles, som sitter på stillehavsplaten, vil bevege seg nordover forbi San Francisco, som sitter på kanten av den nordamerikanske platen.

Platetektonikkens fremvekst

Platetektonikken (platedriften) fikk sitt gjennombrudd i slutten av 1960-årene og ga nytt liv til Alfred Wegeners gamle teori om kontinentaldrift. Den ga også et nytt, sammenfattende og globalt perspektiv på geologien. Tidligere teorier ble overflødiggjort, og platetektonikken er i stand til bedre å forklare mange overordnede geologiske trekk, som fjellkjedenes opprinnelse og geografiske fordeling, dyphavenes utvikling og utforming, og vulkansk og seismisk aktivitet.

Platetektonikken er fremkommet som en syntese av forskningsresultater fra en rekke uavhengige fag. Viktige felter har vært:

Detaljert kartlegging av havbunnen ved hjelp av ekkolodd, dyphavsboring og senere satellittmålinger
Måling av paleomagnetisme og konstruksjon av polvandringskurver
Måling av magnetiske anomalier (avvik) over havområdene, kombinert med oppdagelsen av at Jordens magnetfelt reverseres (vender om) med ujevne mellomrom
Nøyaktig registrering av jordskjelvsentrenes beliggenhet og oppdagelsen av transformforkastninger i havområdene

Et viktig tilskudd til rekken av oppdagelser kom med forskningsskipet Glomar Challengers dyphavsboringer. Boreprøver fra havbunnen bekrefter at de vulkanske bergartenes alder øker systematisk med avstanden fra midthavsryggen. Senere har nøyaktige satellittmålinger bevist at platene beveger seg i forhold til hverandre i overensstemmelse med teorien om platetektonikk.

Selv om slike og lignende bekreftelser støtter teorien om platedrift, representerer teorien ingen «absolutt sannhet», men er, som de fleste vitenskapelige teorier, den beste foreliggende forklaringen på naturen omkring oss. Teorien har da også gjennomgått modifikasjoner, som for eksempel når det gjelder hva som er drivkraften eller «motoren» i platetektonikken. Et fullgodt svar foreligger ennå ikke, men viktige krefter er trekkraften som virker på resten av platen når havbunnsskorpe synker ned langs subduksjonssonen, presset utover fra spredningsryggene, og kompliserte strømningsmønstre i mantelen under platene som drives av temperatur- og tetthetsforskjeller i jordens indre.

Viktige stadier i platetektonikkens utviklingshistorie

Den tyske geofysiker Alfred Wegeners teori om kontinentaldrift var et første steg på vegen.

Alfred Wegener

Av Ukjent/Bildarchiv Preussischer Kulturbesitz.

Lisens: Falt i det fri (Public domain)

Den engelske fysikeren Patrick Blacketts studier av de magnetiske polenes vandringer gjennom tidene gav viktige brikker til forståelsen.

Patrick Blackett

Av Elliott & Fry/National Portrait Gallery.

Lisens: CC BY NC ND 3.0

Tidsperiode	Hendelse
1850-årene	Første rekonstruksjoner og sammenføyning av landmassenes kystkonturer på begge sider av Atlanterhavet ble gjennomført av briten John Henry Pepper og italieneren Antonio Snider-Pellegrini)
1910	Amerikaneren Frank Bursley Taylor antar at de sammenfoldede fjellkjedene er oppstått ved kollisjon mellom bevegelige kontinenter.
1912–1915	Den tyske meteorologen Alfred Wegener fremsetter teorien om kontinentaldrift.
1915–1930	Heftig internasjonal debatt og gradvis stagnasjon frem til 1930, da Wegener omkommer på Grønland.
1930–1950	Teorien om kontinentaldrift ansees som oppgitt i de fleste land. Sørafrikaneren Alexander Logie du Toit og briten Arthur Holmes fortsetter imidlertid i Wegeners fotspor. I 1956 skriver den nederlandske geologen Lamoraal Ulbo de Sitter at «teorien har knapt noen tilhengere lenger».
1950–1960	Fornyet interesse. Viktigste årsaker: paleomagnetiske data og konstruksjon av polvandringskurver (Patrick Maynard Stuart Blackett og Stanley Keith Runcorn), utforskningen av dyphavsområdene og ny forståelse av midthavsryggene (Edward Crisp Bullard, William Maurice Ewing, Bruce Charles Heezen og Henry William Menard).
1960–1962	Amerikanerne Harry Hammond Hess og Robert Sinclair Dietz formulerer hypotesen om havbunnsspredning.
1963–1966	De parallelle magnetiske anomaliene i havområdene tolkes som resultat av havbunnsspredning og periodisk reversering av Jordens magnetfelt (Frederick John Vine og Drummond Hoyle Matthews). Reverseringsskalaen kalibreres ved hjelp av radiometriske aldersbestemmelser av lavabergarter på land og dyphavssedimenter (Allan Verne Cox, Gary Brent Dalrymple og Richard R. Doell).
1965	Briten Sir Edward Crisp Bullard og medarbeidere viser ved hjelp av datamaskin at kontinentene på begge sider av Atlanterhavet kan sammenpasses ved å rotere landmassene omkring en felles rotasjonspol.
1965–1966	En ny type bruddlinje, såkalte transformforkastninger, oppdages i havbunnsområdene; langs disse forkastningene kan individuelle blokker bevege seg sidelengs i forhold til hverandre (John Tuzo Wilson og Lynn Ray Sykes).
1968	Franskmannen Xavier Le Pichon viser at jordoverflaten grovt sett består av seks eller flere plater som glir fra hverandre langs midthavsryggene og kolliderer eller presses inn under hverandre hvor vi har unge fjellkjeder og dyphavsgroper.
1968	Havforskningsskipet Glomar Challenger begynner dypvannsboringer i alle de store havområder og bekrefter havbunnsspredningen (Arthur E. Maxwell).
1967–1970	Platetektonikkens gjennombrudd som global teori (blant andre: Xavier Le Pichon, James Ransom Heirtzler, Bryan L. Isacks, Dan Peter McKenzie, William Jason Morgan, John Ertle Oliver, Robert L. Parker, Walter Clarkson Pitman III og Lynn Ray Sykes).
1970	Platetektonikken forklarer fjellkjedens dannelse (Peter Bird og John Frederick Dewey). Kontinentenes vandringer de siste 200 millioner år (og de neste 50 millioner år) rekonstrueres av Robert Sinclair Dietz og John C. Holden. Eksperimentelle undersøkelser simulerer kontinentaldrift (Hans Ramberg).
1970–1990	Alderen til havbunnen under verdenshavene fremstilles på detaljerte kart. Hastigheten av platebevegelsene bestemmes over hele Jorden. Hawaii og dens undersjøiske rekke av eldre, utslukte vulkaner forklares ved platebevegelse over et stasjonært, varmt område i mantelen (varmeflekk/hotspot).

Les mer i Store norske leksikon

Kommentarer (2)

28. oktober 2015 skrev Lars Nygaard

Forskerne i kronologien er omtalt bare med initialer, eller uten fornavn. Det bør nok endres, slik at de får full navn (eller at navnene tas ut, hvis de ikke er viktige).

26. august 2016 svarte Mari Paus

Hei! Takk for kommentaren og beklager at den har blitt stående ubesvart. Vi lar forskerne stå som de gjør i oversikten. Vennlig hilsen Mari i redaksjonen

Kommentarer til artikkelen blir synlig for alle. Ikke skriv inn sensitive opplysninger, for eksempel helseopplysninger. Fagansvarlig eller redaktør svarer når de kan. Det kan ta tid før du får svar.

Du må være logget inn for å kommentere.

Fagansvarlig for Tektonikk og strukturgeologi

Haakon Fossen

Universitetet i Bergen