pladetektonik

Verificeret
Artiklens indhold er godkendt af redaktionen.

Pladetektonik. Den samlede virkning af de tektoniske, metamorfe og magmatiske processer som udvikles ved konvergerende pladegrænser, kan opdeles i fire hovedtyper af orogener. Øverst tv. ses et øbue-orogen, hvor oceanbundspladen føres nedefter, mens afskrabet materiale stables op foran den øvre plade. Her udvikles et yderbassin, en vulkansk øbue og et agterbassin. Nederst tv. ses et Andestype-orogen, hvor der i dybhavsgraven aflejres materiale tilført fra land (klastiske sedimenter). Her er den øvre plades shelfaflejringer foldede, og der er opbygget en vulkansk bjergkæde samt et forlandsbassin. I collage-orogenet, øverst th., forskydes den nedadgående oceanbundsplade sidelæns, mens dens oceanplateauer og mikrokontinenter samles i en tektonisk collage i den øvre plade foran de egentlige foldebjerge. Nederst th. ses kollisions-orogenet, hvor to sammenpressede kontinenter adskilles af en kollisionssutur med havbundsdannelser. Bjergkæden er skudt ud over de tilgrænsende molassebassiner.

pladetektonik, geofysisk-geologisk teori om, at den ydre Jord er opdelt i stive plader, som bevæger sig i forhold til hinanden. Teorien forklarer bl.a. oceaners tilblivelse og forsvinden, udbredelsen af jordskælv og aktive vulkaner, bjergkædefoldning, fossile dyr og planters udbredelse samt kontinenters vækst og skiftende beliggenhed gennem tiderne.

Pladetektonikken efterfulgte den tyske naturforsker Alfred Wegeners teori om kontinentaldrift. De to teorier har flere grundlæggende observationer tilfælles, men adskiller sig på væsentlige områder, ikke mindst hvad angår opfattelserne af oceanernes dannelse og den ydre Jords mekaniske egenskaber. Ifølge den pladetektoniske teori er Jorden udstyret med en ydre, stiv skal, lithosfæren, som er sammensat af syv store og flere mindre lithosfæreplader. Pladerne er oftest 50-150 km tykke, dog tyndere under helt ung oceanbund og tykkere under kontinenternes gamle og relativt kolde grundfjeldsskjolde. Pladerne omfatter ikke blot oceanbundsskorpe og kontinentskorpe (øvre lithosfære), men også den øverste del af Jordens kappe, hvor kappebjergarterne er faste og stive (nedre lithosfære). Den nedre lithosfære under Mohorovičić-diskontinuiteten er væsentlig tykkere end den øvre. Pladerne flyder oven på den forholdsvis bløde asthenosfære, der ligesom den nedre lithosfære består af kappebjergarter, men temperaturen er så høj, at der dannes små smeltedråber mellem mineralkornene. Det nedsætter bjergartsstyrken, og over geologisk tid kan asthenosfæren flyde og deformeres som en højviskos væske. Asthenosfæren går nedefter gradvis over i den mere træge mesosfære, hvor kappebjergarterne pga. det større tryk er faste. Se også Jorden (opbygning).

2. led i ordet pladetektonik kommer af græsk tektonike 'bygningskunst', afledt af tekton 'bygmester'.

Der skelnes mellem divergerende, transforme og konvergerende pladegrænser, hvor pladerne bevæger sig hhv. bort fra, langs med eller mod hinanden. Ved såkaldte triple junctions mødes tre pladegrænser. De pladetektoniske processer omfatter flere indbyrdes koblede dynamiske procesforløb. En af disse processer er dannelse af kontinentale riftzoner, hvor den øvre jordskorpe strækkes, så der udvikles langstrakte rifts og gravsænkninger, der fungerer som aflejringsbassiner, og hvor magma fra den nedre lithosfære trænger op i skorpen og danner vulkaner i og omkring indsynkningsstrukturen som fx Rift Valley i Østafrika og Rhingraven. En anden proces er oceanbundsspredning, som danner ny oceanbund og oceanisk lithosfære langs den centrale rift i midtoceanrygge, mens tidligere dannet oceanbund spredes ud til siderne; se også (hav - geologi). En tredje proces er subduktionsprocessen, der er virksom ved konvergerende pladegrænser, hvor oceanisk lithosfære ved en dybhavsgrav føres skråt ned i dybe subduktionszoner, fx subduktionszonerne omkring Stillehavet; se også magma og metamorfose

Pladetektonik. Kort over Jordens nuværende store lithosfæreplader. De divergerende (konstruktive) pladegrænser følger midtoceaniske spredningsrygge med oceanbundsspredning. De konvergerende (destruktive) pladegrænser markeres på kontinenterne af foldebjerge (kollisionszoner), i oceanerne af dybhavsgrave (subduktionszoner), hvor oceanisk lithosfære som en hældende flap forsvinder ned i asthenosfæren. Her er den seismiske aktivitet maksimal.

Pladetektonik. Signaturforklaring.

Pladetektonik. Signaturforklaring.

Endelig forekommer orogene processer, hvorved der udvikles kollisionsbjergkæder eller dannes vulkanske øbuer og bjergkæder (orogenese) med nydannet og omdannet kontinentskorpe i pladen over subduktionszonen. Eksempler herpå er Andesbjergene og Himalaya; se også bjerg.

At oceanbundsskorpens opbygning er fundamentalt forskellig fra kontinenternes, blev opdaget i 1960'erne, da magnetisk kortlægning af oceanerne afslørede, at oceanbunden på begge sider af de midtoceaniske rygge opbygges af parallelle bælter med skiftevis normal og revers magnetisering. Aldersbestemmelser af lava fra vulkanøer dannet på forskellige bælter viste, at bælterne er ældre med tiltagende afstand fra spredningsryggen. Dette fordelingsbillede skyldes, at bjergarterne i oceanbunden under dennes successive dannelse har registreret de gentagne og relativt hurtige polskift i Jordens magnetfelt, som indtraf, mens oceanerne blev dannet; se palæomagnetisme. Takket være bl.a. oceanbundsboringer og bestemmelse af dybhavssedimenters alder ud fra deres fossilindhold er det vist, at oceanbunden under alle verdenshavene er blevet dannet i løbet af de sidste ca. 200 mio. år. Inden for dette tidsrum kan lithosfærepladernes bevægelser og hastigheder rekonstrueres forholdsvis detaljeret. De nutidige bevægelser kan bestemmes med GPS-målinger. Det er fx påvist, at pladekonvergensen mellem Den Indoaustralske og Den Eurasiske Plade i Himalaya hvert år trykker Nepal og Tibet sammen med ca. 1,75 cm.

Drivkræfterne

Pladetektonik. Øjebliksbillede af pladegrænserne for ca. 24 mio. år siden, overgangen fra Oligocæn til Miocæn. Siden da har fortsat oceanbundsdannelse langs spredningsryggen bevirket, at oceanbunden i de grønne områder er forsvundet i subduktionszonerne omkring Stillehavet. Kortet er konstrueret på baggrund af palæomagnetiske data.

Pladebevægelserne er resultatet af et varmeoverskud i Jordens indre og tyngdekraften. Varmeoverskuddet kan ikke kompenseres i tilstrækkelig grad ved jævn og ensartet varmeledning igennem kappen og skorpen. Der igangsættes derfor konvektionsstrømme i kappen, som bringer dybere og varmere kappemateriale op til undersiden af lithosfæren og får denne til at bryde op i de kolossale plader, som bevæger sig i forhold til hinanden.

Der er formentlig tre forskellige sæt af kræfter, som indgår i pladernes drift: Pres fra den varme opstigende kappe, træk langs undersiden af pladen, når opstigende kappe ved bunden af lithosfæren tvinges til at flyde vandret væk under pladen, og træk forårsaget af den koldere og derved tungere del af pladen, som glider ned i dybet i subduktionszonen. Sidstnævnte fremmes også af metamorfose af den nedadglidende kappe, hvorved der dannes tættere og tungere bjergarter, bl.a. eclogit.

Forholdet imellem de tre kræfter varierer betydeligt. I Atlanterhavet er der fx næsten ingen træk fra nedadglidende lithosfære i modsætning til Stillehavet, der til alle sider er omgivet af subduktionszoner. Det er formentlig årsagen til, at oceanbundsspredningen i Stillehavet foregår relativt hurtigt; pladerne bevæger sig her fra hinanden med op til 15 cm/år. De Nordamerikanske, Sydamerikanske, Eurasiske og Afrikanske Plader, som alle indeholder store kontinenter, bevæger sig som oftest kun fra hinanden med 3-5 cm/år, og i Det Nordlige Ishav er bevægelsen kun 1-2 cm/år. Der er betydelig tvivl om betydningen af de to første konvektionsbetingede kræfter; modelberegninger tyder på, at opstigning af kappemateriale under spredningsryggene og den efterfølgende vandrette flydning ud under pladen i stort omfang er passive processer, således at det er pladernes drift fra hinanden, der styrer den øvre kappes konvektionsmønster, og ikke omvendt.

Oceanbundsspredning

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.

Subduktionsprocesser og orogenese

I de konvergerende pladegrænser skaffes overskydende ældre oceanisk lithosfære af vejen i subduktionszoner, hvor oceanisk lithosfære som en hældende flap føres skråt ned under den tilgrænsende øvre plade. Det udløser kraftige jordskælv, som afslører, at flappen trænger gennem asthenosfæren og når ned til 600-720 km dybde i mesosfæren. Dybere jordskælv kendes ikke. Den nedførte lithosfære er relativt kold i forhold til asthenosfæren og opvarmes kun langsomt. Da trykket tiltager med dybden, udsættes flappens oceaniske skorpebjergarter for trykbetingede, metamorfe faseændringer; de omdannes til blåskifer (blue schist) og på større dybde til eclogit; se metamorfose. Herved frigøres kemisk bundet vand i oceanbundens hydrotermalt og metamorft dannede mineraler (smectit, chlorit, epidot og amfiboler). Vandrige væske-gas-faser stiger op i asthenosfæren under den øvre plade og fremmer opsmeltningen her. Derved dannes store mængder basisk magma, som trænger op i den øvre plade og ved fraktioneret smeltning udvikler gasrige, intermediære og sure magmaer. De baner sig vej op i skorpen, hvor de danner store underjordiske batholither eller forårsager andesitiske og rhyolitiske vulkanudbrud. De magmatiske processer i den øvre plade ledsages af tektonisk deformation og regionalmetamorfose.

Er skorpen i den øvre plade oceanisk, udvikles med tiden et øbueorogen, hvor der 200-500 km fra den foranliggende dybhavsgrav vokser en vulkansk øbue op. Den flankeres af aflejringsbassiner, et "yderbassin" (fore arc basin) og et "agterbassin" (back arc basin). Foran yderbassinet bliver afskrabet oceanbund fra den nedadgående plade og tilført materiale fra land stablet sammen i en stor kile af afskrabet materiale (accretionary wedge). Bag ved den vulkanske øbue kan hvirvelstrømme i asthenosfæren under agterbassinet fremprovokere lokal oceanbundsspredning, som forstærker varmestrømmen mod bassinet og kan føre til hurtig modning af sedimenterne. Her kan udvikles olie- og gasforekomster i selv unge sedimenter som fx i Det Ægæiske Hav. Da øbueorogener udgør et yderst aktivt tektonisk miljø, har øbuebassiner en begrænset geologisk levetid på 5-30 mio. år, og de ender med at blive inddraget i bjergkædefoldningen. Oceanbund fra øbuebassiner kan tektonisk blive opskudt og danne ofiolitkomplekser.

Hvor subduktionzonen ligger tæt på et kontinent, udvikles Andestype-orogener, opkaldt efter Andesbjergene. Her opfylder klastisk materiale fra land delvis den foranliggende dybhavsgrav, kontinentsoklens sedimentlag bliver foldet, og på selve kontinentet udvikles en vulkansk bjergkæde med store batholither. Collageorogener har flere træk tilfælles med Andestype-orogener, men adskiller sig ved at indeholde store områder med "fremmed" skorpe (terranes), som stammer fra den oceaniske plades oceaniske plateauer, vulkanøer, seamounts og eventuelle rester af opbrudt kontinentskorpe. De fulgte imidlertid ikke med oceanbundspladen ned i subduktionszonen, men blev i stedet "svejset" sammen med orogenet i den øvre plade; se også Nordamerika (geologi).

Pladekonvergens og subduktion af oceanisk lithosfære kan føre til, at ældre øbuer og kontinenter, som befinder sig i de to modgående plader, til sidst støder sammen og bliver kraftigt deformeret. Herved udvikles kollisionsorogener, hvor en sutur med sammenklemte oceanbundsbjergarter angiver pladegrænsens forløb. Kollisionsbjergkæder har kraftig fortykket skorpe, store overskydninger og sporadisk vulkanisme som i fx Alperne og Himalaya.

Prækambrisk og palæozoisk pladetektonik

Jordens pladegrænser har ikke været konstante igennem geologisk tid. Siden tidligt i Prækambrium har pladebevægelserne ført til etapevis samling af al kontinentskorpe til superkontinenter, efterfulgt af opbrud og spredning til mindre kontinenter. Således blev superkontinenterne Rodinia og Pangæa samlet og spredt for hhv. ca. 1300-650 mio. år og ca. 450-200 mio. år siden. Samlingen af Pangæa indledtes under den kaledoniske foldning og fuldførtes under den hercyniske foldning.

Jordens nuværende pladegrænser blev stort set anlagt under opbruddet af Pangæa. Da der ikke er bevaret oceaner fra Prækambrium eller Palæozoikum, må de gamle pladebevægelser udredes vha. data indsamlet på kontinenterne. Her spiller undersøgelser af magmabjergarternes "medfødte" (remanente) magnetisme en vigtig rolle ligesom studier af klimarelateret udbredelse af fossile dyre- og plantesamfund. Pladetektoniske scenarier for de ældste og ældre geologiske perioder anskueliggør derfor først og fremmest de fortidige kontinenters skiftende form og beliggenhed i forhold til Jordens magnetiske poler og klimazoner og viser, hvor der fandtes subduktioner og foregik aktiv bjergkædefoldning. Men der kan kun gisnes om de fortidige midtoceaniske spredningsrygges placering og størrelsen af de lithosfæreplader, som transporterede de voksende kontinenter rundt på jordkloden.

De prækambriske kontinenter var sandsynligvis betydelig mindre end de nutidige; geokemiske beregninger tyder på, at det samlede volumen af kontinentskorpe er tiltaget, siden de første pladetektoniske processer begyndte for ca. 4 mia. år siden. Det vides ikke, om de ældste prækambriske plader bevægede sig hurtigere end de nutidige, men fra Tidlig Palæozoikum er der påvist hastigheder på op til 20-25 cm/år.

Vind tre bøger i Den Store Danskes quiz.

Gå til quiz.

 

Find bøger

   
   Find Lydbøger
hos Storytel
   Find bøger
bogpriser.dk
   Studiebøger
pensum.dk
   Læs e-bøger
hos Ready

 

© Dette billede må du ...

Pladetektonik. Øjebliksbillede af pladegrænserne for ca. 24 mio. år siden, overgangen fra Oligocæn til Miocæn. Siden da har fortsat oceanbundsdannelse langs spredningsryggen bevirket, at oceanbunden i de grønne områder er forsvundet i subduktionszonerne omkring Stillehavet. Kortet er konstrueret på baggrund af palæomagnetiske data.

© Dette billede må du ...

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.

© Dette billede må du ...

Pladetektonik. Øjebliksbillede af pladegrænserne for ca. 24 mio. år siden, overgangen fra Oligocæn til Miocæn. Siden da har fortsat oceanbundsdannelse langs spredningsryggen bevirket, at oceanbunden i de grønne områder er forsvundet i subduktionszonerne omkring Stillehavet. Kortet er konstrueret på baggrund af palæomagnetiske data.

© Dette billede må du ...

Pladetektonik. Kort over Jordens nuværende store lithosfæreplader. De divergerende (konstruktive) pladegrænser følger midtoceaniske spredningsrygge med oceanbundsspredning. De konvergerende (destruktive) pladegrænser markeres på kontinenterne af foldebjerge (kollisionszoner), i oceanerne af dybhavsgrave (subduktionszoner), hvor oceanisk lithosfære som en hældende flap forsvinder ned i asthenosfæren. Her er den seismiske aktivitet maksimal.

Viser 1-6 af 7 billeder | Se alle

Filer

FilTilføjet af 
[+25655681.601.svg (350.04 kB)

Pladetektonik. Øjebliksbillede af pladegrænserne for ca. 24 mio. år siden, overgangen fra Oligocæn til Miocæn. Siden da har fortsat oceanbundsdannelse langs spredningsryggen bevirket, at oceanbunden i de grønne områder er forsvundet i subduktionszonerne omkring Stillehavet. Kortet er konstrueret på baggrund af palæomagnetiske data.

Admin

05/02/2009

[+435627.801.svg (105.3 kB)

Pladetektonik. Den samlede virkning af de tektoniske, metamorfe og magmatiske processer som udvikles ved konvergerende pladegrænser, kan opdeles i fire hovedtyper af orogener. Øverst tv. ses et øbue-orogen, hvor oceanbundspladen føres nedefter, mens afskrabet materiale stables op foran den øvre plade. Her udvikles et yderbassin, en vulkansk øbue og et agterbassin. Nederst tv. ses et Andestype-orogen, hvor der i dybhavsgraven aflejres materiale tilført fra land (klastiske sedimenter). Her er den øvre plades shelfaflejringer foldede, og der er opbygget en vulkansk bjergkæde samt et forlandsbassin. I collage-orogenet, øverst th., forskydes den nedadgående oceanbundsplade sidelæns, mens dens oceanplateauer og mikrokontinenter samles i en tektonisk collage i den øvre plade foran de egentlige foldebjerge. Nederst th. ses kollisions-orogenet, hvor to sammenpressede kontinenter adskilles af en kollisionssutur med havbundsdannelser. Bjergkæden er skudt ud over de tilgrænsende molassebassiner.

Admin

05/02/2009

[+435628.801.svg (261.8 kB)

Pladetektonik. Kort over Jordens nuværende store lithosfæreplader. De divergerende (konstruktive) pladegrænser følger midtoceaniske spredningsrygge med oceanbundsspredning. De konvergerende (destruktive) pladegrænser markeres på kontinenterne af foldebjerge (kollisionszoner), i oceanerne af dybhavsgrave (subduktionszoner), hvor oceanisk lithosfære som en hældende flap forsvinder ned i asthenosfæren. Her er den seismiske aktivitet maksimal.

Admin

05/02/2009

[+435629.801.svg (74.59 kB)

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.

Admin

05/02/2009

[+435630.801.svg (346.9 kB)

Pladetektonik. Øjebliksbillede af pladegrænserne for ca. 24 mio. år siden, overgangen fra Oligocæn til Miocæn. Siden da har fortsat oceanbundsdannelse langs spredningsryggen bevirket, at oceanbunden i de grønne områder er forsvundet i subduktionszonerne omkring Stillehavet. Kortet er konstrueret på baggrund af palæomagnetiske data.

Admin

05/02/2009

[+454978.801.svg (4.04 kB)

Admin

05/02/2009

[+455755.801.svg (6.58 kB)

Admin

05/02/2009

Nyhedsbrev

Om artiklen

Seneste 3 forfattere
sthornval
25/02/2014
Redaktionen
17/01/2014
AsBe
13/09/2013
Ekspert
AGar
Oprindelige forfattere
AsBe
01/02/2009
HCL
01/02/2009

© Gyldendal 2009-2014 - Powered by MindTouch Deki