pladetektonik (drivkræfterne)

Oceanbundsspredning

© SDE efter Asger Berthelsen

Pladetektonik. Blokdiagram over lithosfæreplader med de globale tektoniske spændinger, som får pladerne til at bevæge sig. De omfatter dels tyngdebetingede kræfter 1, der får pladerne til at glide bort fra spredningsryggen, dels et kraftigt træk 2, udøvet af den nedadgående flap i subduktionszonen. Flappens træk bøjer oceanbundspladen 3, inden den føres ned ved dybhavsgraven; dette suger den øvre plade ind over subduktionszonen 4. Pladernes bevægelse hæmmes af gnidningsmodstand 5 langs den nedre lithosfæres underside. Her er temperaturen 1200-1300 °C. Ved sedimentbelastning 6 eller fortykkelse af den kontinentale lithosfære 7 søger isostatiske kræfter at genskabe ligevægt.

Oceanbundsspredning, også kaldet havbundsspredning, er den proces, hvorved der dannes ny oceanbundsskorpe langs de midtoceaniske rygge, og den bevirker, at Jordens oceaner hele tiden vokser. Ifølge den pladetektoniske teori dannes der ny oceanbund langs de kontinentale riftzoner, når kontinenter bryder op. Riftzonen udvikler sig i takt med pladebevægelserne til en egentlig midtoceanisk ryg (spredningsryg), langs hvilken ny oceanbund dannes og udfylder det tomrum, som opstår ved, at kontinentets oprindelige dele fjerner sig fra hinanden. Det Røde Hav udgør en sådan ung oceanisk rift. Den skorpedannende proces omkring spredningsryggene er som regel symmetrisk, hvorfor disse i Atlanterhavet og Det Indiske Ocean ofte ligger midt i oceanet. Anderledes er forholdene i Stillehavet, der er omgivet af dybhavsgrave. I disse føres oceanbund ved subduktion ned i dybet og tilbage til Jordens kappe i samme tempo, som ny oceanbund dannes langs spredningsryggene. Subduktionsprocesserne foregår imidlertid med forskellige hastigheder i de enkelte subduktionszoner, hvorfor ryggene i disse kommer til at ligge skævt i forhold til oceanets midte. I nogle tilfælde kan endog selve spredningsryggen blive ført med ned, som det fx sker i dybhavsgraven ud for Chiles kyst.

Teorier for dannelse af oceanbundsskorpe

Oceanbundsskorpen under de sedimentære lag er almindeligvis ca. 6 km tyk. Siden 1960'erne har to teorier vedrørende oceanbundsskorpens geologiske sammensætning været fremherskende. Ifølge den ene, fremsat af den amerikanske geolog Harry Hess (1906-69), er skorpen dannet ved, at vand langs spredningsryggen kommer i kontakt med den opstigende kappes ultrabasiske bjergarter, fx peridotit, hvorved disse omdannes til relativt lette, serpentinholdige bjergarter; se serpentin. Ifølge den anden teori dannes skorpen, ved at det opstigende kappemateriale pga. trykaflastning vil begynde at smelte i 50 km dybde. Graden af opsmeltning stiger i takt med, at kappen stiger opad, og når henved 20% lige under spredningsryggen.

Det dannede magma er af basaltisk sammensætning og samles i magmakamre under ryggen. I riftzoner kan magmaet stige op langs dybtgående sprækker, som dannes, når pladerne trækkes fra hinanden. Hvis magmaet når op til havbunden, dannes et op til 1 km tykt lag af pudelava. Den resulterende skorpestruktur består nederst af lag af gabbro fra størknende magmakamre, herover af lodrette skiver af basaltgange (størknet magma i tidligere sprækker) og øverst af pudelava med overliggende dybhavssedimenter, der er afsat på et senere tidspunkt. Denne skorpestruktur, som fx kendes fra Troodos på Cypern, blev omkring 1970 beskrevet som ofiolitkomplekser.

Dybe boringer i havbunden har vist, at ofiolitmodellen må anses for korrekt i store områder. Undersøgelser udført fra undervandsbåde i 1990'erne har dog overraskende påvist, at betydelige dele af oceanbundsskorpen, fx langs Den Midtatlantiske Ryg, i sin struktur passer bedre til teorien om serpentinisering. Der synes at være dele af spredningsryggene, hvor der stort set ikke dannes magma fra den opstigende kappe, og hvor den seismisk definerede skorpe, dvs. laget over Mohorovičić-diskontinuiteten, består af serpentiniseret kappe. Dette fænomen synes at være mest udbredt ved de langsommere spredningsrygge og måske især, hvor disse fortsættes af transformforkastninger, som kan medvirke til at afkøle den opstigende kappe og derved hæmme smeltning af denne.

Oceanbundsskorpe af ofiolittypen påvirkes imidlertid også af cirkulerende vand, der trænger dybt ned i riftzonen. Varmen fra magmakamrene under spredningsryggen får vandet til at cirkulere og omdanne bjergarterne på havbunden, og de oprindelig vandfri mineraler erstattes af vandholdige, fx smectit, chlorit og epidot. Derved bindes store vandmængder, som senere frigøres i forbindelse med subduktion. Hvor varme, vandige opløsninger med opslæmmede partikler når frem til havbunden, dannes black smokers og hydrotermiske væld. Der er desuden hyppige, men forholdsvis svage jordskælv langs de midtoceaniske rygge.

Igangsættelse af pladebevægelserne

Man kan forklare opbrud af et kontinent og dertil knyttet etablering af oceanbundsspredning med et ændret mønster i pladernes bevægelse, men årsagen til disse ændringer er langtfra forstået i detaljer. Forskning i 1990'erne langs Atlanterhavets kontinentalrande har vist, at den ældste oceanbund ofte er langt tykkere (20 km til lokalt 30 km) og har et lavalag på 5-7 km tykkelse, som er flydt ud over lavt vand eller land. Dette skal ses i forhold til forholdene i dag, hvor oceanbunden almindeligvis dannes i 2,7 km dybde langs de midtoceaniske rygge, og hvor laget af pudelava normalt kun er ca. 1 km tykt. Tilførslen af basaltisk magma ved den første åbning af Atlanterhavet må derfor have været 3-5 gange større end langs nutidige midtoceaniske rygge.

Kontinentalt opbrud hænger ofte sammen med pludselig hurtig og aktiv opstigning af meget store mængder af særlig varmt, delvis smeltet materiale, såkaldt plume, dybt nede fra kappen, formentlig fra overgangen mellem kappen og kernen i ca. 2800 km dybde. Dette materiale menes at have bredt sig under lithosfæren, hvorefter trykaflastningen i forbindelse med kontinentalt opbrud har medført, at der dannedes særligt store smeltemængder. Disse udtømtes i løbet af 2-5 mio. år og størknede ved overfladen som tykke lavasekvenser af samme type som dem, der kendes fra Vest- og Østisland. I op til 100 mio. år er et lille center dog forblevet aktivt over plumens fødekanal. Nogle af Jordens mest aktive vulkanområder, såkaldte hot spots, som Hawaii og Island regnes for resterne af sådanne oprindelig meget store plumer. Imidlertid har man også fundet, at oceanbundsskorpen langs andre dele af den oprindelige atlantiske brudzone, fx ud for Den Iberiske Halvø, er rig på serpentiniseret kappe, og derved ligner den de dele af de nutidige spredningsrygge, hvor der næsten ikke dannes smelte. En forklaring på dette kan være, at det kontinentale opbrud foregik over relativ kold kappe over lang tid (ca. 50 mio. år), hvorved opadstigende kappe kunne nå at afkøles, før tilstrækkelig trykaflastning kunne føre til smeltedannelse.

Læs mere om pladetektonik.