Dette er en utvidet versjon av artikkelen En ny modell for utviklingen av norsk sokkel del 1.
Figur1: Skjematisk framstilling av ekvatorsnitt som viser strømningsmønsteret i mantelen. Tung oseanisk litosfære (grønn) synker ned gjennom mantelen ned til mantel-kjerne grensen. Søylestrømmer dannes i termiske oppdriftssoner (TOS) langs randsonen av to 300-500 kilometer tykke lavhastighetslag (LHL) og ultralavhastighetslag (ULHL) diametralt på hver side av den ytre kjernen. ppv = post-perovskitt (en høytrykksvariant av Mg-perovskitt). (Fra Trønnes 2010, Et klarere bilde av Jordas indre struktur og dynamikk).
Nylige studier av seismisk manteltomografi, mineralfysikk, geodynamikk og geokjemi tyder sterkt på eksistensen av termiske oppdriftsdrevne søylestrømmer av mantelmasser som dannes langs to store områder ved grensen mellom jordens kjerne og nedre mantel, og at storskala mantel-søylestrømmer kan utgjøre hoveddrivkraften bak platetektonikken (Schubert et al. 2001; Burke & Torsvik 2004; Campbell 2005; Campbell & Davis 2006; Garnero & McNamara 2008; Torsvik et al. 2006, 2008 og 2012; Trønnes 2008 & 2010 og Ring 2014).
I mange år med leting etter petroleum på norsk kontinentalmargin har forfatterne konstruert en ny konseptmodell av slike mantel-skorpe prosesser for å forklare de tektoniske hendelsene som skapte Norskehavet og Grønlandshavet, heretter kalt Norske-Grønlandshavet, og Barentshavet.
Det er antydet at storskala mantel-søylestrømmer - heretter kalt supersøylestrømmer - er de viktigste drivkreftene bak disse tektoniske prosessene.
Følgelig er dette arbeidet delt inn i tre deler: (1) beskrivelse av en ny konseptuell modell for dannelse av supersøylestrømmer; (2) anvendelse av den nye modellen for å forklare Norske-Grønlandshavet tektoniske historie, og (3) Barentshavet.
Observasjoner og tolkninger som støtter disse ideene er hovedsakelig basert på seismisk tolkning og sammensetning av forskjellige kart på ulike stratigrafiske nivåer.
Begrepet supersøylestrømmer er basert delvis på arbeid av Hill 1991; Maruyama 1994; Campbell 2001 & 2005; Schubert et. Al. 2004; Maruyama et. al. 2007; Li & Zhong 2009.
Supersøylestrømmer - en ny modell
Mantelsøylestrømmer kan forklare regional tektonisk heving og rifting etterfulgt av kompresjon/ekstensjons prosesser og innsynkning av kontinentalskorpa, og tilslutt, vulkanisme og havbunnsspredning/oseanisering. Imidlertid er størrelse, form, plassering og antall søylestrømmer i mantelen og skorpe svært usikre.
Modellen er derfor forenklet sammenlignet med de komplekse forhold som trolig eksisterer både i øvre og nedre mantel (Schubert et. al 2001, Ring 2014, Burke & Torsvik 2004, Garnero & McNamara 2008, Torsvik et. al. 2006, 2008 & 2012 Trønnes 2008 & 2010 & Campbell 2005).
En slik forenklet modell gir samtidig rom for alternative spekulasjoner når det gjelder søylestrømmenes størrelse, form og antall samt utviklingen i øvre mantel og skorpe. Utviklingen av søylestrømmer og assosierte hendelser med betydning for den norske kontinentalsokkelen er antatt å foregå i denne rekkefølge:
1) Dannelse av supersøylestrømmer: Søylestrømmer og massebevegelser i Jordas mantel er antatt å være kontrollert av to store stabile områder med varmt og tungt materiale med lave seismiske hastigheter, heretter kalt lavhastighetslag, ved mantel-kjerne grensen (Fig. 1).
Jordens mantel består hovedsakelig av bergarten peridotitt som domineres av mineralet Magnesium-perovskitt (MgSiO3). Mantelen har derfor lavt jerninnhold og er lettere enn havbunnsskorpa som består av jernrike basaltiske bergarter (Trønnes 2010).
Subdusert oseanisk litosfære vil derfor synke ned til det 300 - 500 kilometer tykke grenselaget ved mantel-kjerne grensen og er involvert i dannelsen av søylestrømmer som består av en blanding av peridotitt og basalt (Fig. 2).
Søylestrømmaterialet er varmere og lettere enn omkringliggende mantel og vil stige opp mot overflaten (Torsvik et. al. 2006, 2008 & 2012; Burke & Torsvik 2004; Trønnes 2008 & 2010) , en prosess som støttes av seismiske tomografiske studier av mantelen (Garnero & McNamara 2008; Schubert et.al. 2001; Zhao 2007).
Søylestrømmene antas å ha form som en boble med et hode og en hale, som har forbindelse ned til lavhastighetslaget og er tilførselsrøret for ny magma, og søylestrømmene vil derfor vokse, etterhvert som de stiger, muligens i pulser, opp gjennom mantelen (Campbell 2001 & 2005).
Søylestrømhodet kan ha et tverrsnitt fra 100 til 1000 km og halen fra 10 til 100 km (Schubert et. al. 2004).
Dannelsen av et superkontinent er avgjørende for dannelsen av supersøylestrømmer (Maruyama 1994). Samlingen av alle kontinentene vil resultere i økt subduksjon av oseanisk litosfære under superkontinentet, noe som resulterer i aggregering av gigantiske mengder av oseaniske skorpe i nedre mantel.
Det vil igjen føre til økt produksjon av søylestrømmer i dette området og sannsynligvis også til at flere søylestrømmer smelter sammen til supersøylestrømmer (Schubert et. al. 2004; Maruyama et. al. 2007; Li & Zhong 2009). Videre antas det at slike store volum av søylestrømmateriale lettere kan trenge gjennom den store tetthetskontrasten på grensen mellom øvre og nedre mantel på 660 km dyp.
Hele denne prosessen fra subduksjon til supersøylestrømmene når overflaten antas i vår modell å ta 400 - 500 mill. år som tilsvarer tidsforløpet til en hel Wilson syklus (Wilson, 1966; Maruyama et. al. 2007; Schubert et. al. 2001; Unrug, 1992; Nicolaysen, 1985; Li & Zhong 2009; Worsley et.al. 1984).
Basert på antagelsen at søylestrømmateriale kan være kilden til havbunnsskorpe (se pkt.6) postulerer vi at flere supersøylestrømmer kan ha bidratt til oppbrytningen av superkontinentet Pangea for ca. 200 mill. år siden og skapt Norskehavet og Grønlandshavet, heretter kalt Norske-Grønlandshavet, og Atlanterhavet.
2) Heving og oppsprekking: De første tegnene på en oppdriftsstrøm vil være regional heving, oppsprekking og erosjon av kontinentalskorpa.
Disse prosessene starter når en søylestrøm kommer opp i øvre mantelområde, 500 - 600 km under jordoverflaten. Størrelsen på det hevete området over en supersøylestrøm som har et tverrsnitt på 1 000 km, antas å ha en diameter på 2 000 - 3 000 km (Hill 1991; Ring 2014; Campbell & Griffiths 1990; Campbell 2001).
Det er rimelig å anta at større supersøylestrømmer, som i vår modell har en diameter på mer enn 3 000 km, vil føre til større oppløft og oppsprekking av skorpa. Oppløft av skorpa kan trolig bli mer enn 5 km, noe som er tilfelle ved den Øst-Afrikanske Rift (Ring 2014; Chorowicz 2005).
Heving av skorpa over søylestrømmer mener vi kan være en medvirkende årsak til at dypskorpebergarter, som er dannet på ca. 5 - 30 km dyp, kan bli løftet opp og eksponert på overflaten. Vertikal og horisontal oppsprekking og forvitring av disse dypskorpebergartene viser også tegn til disse prosessene.
Dypskorpesbergarter eksponert langs kysten av Norge og Grønland viser at det har vært stor heving av den tidligere kontinentalskorpa i Norske-Grønlandshavet og som kan tyde på oppløft over en søylestrøm.
Vi tror også at heving av skorpa over søylestrømmer kan medvirke til utviklingen av domformete strukturer av duktilt deformerte bergarter som dannes i nedre deler av skorpa.
Denne prosessen kan etter vår mening ha stor betydning for økt ekstensjon og utvikling av en riftsone i øvre del av skorpa (Fig. 3).
3) Ekstensjon og rifting: Utvikling av en riftsone ved heving av søylestrømmer er også avhengig av regionale svakhetssoner i skorpa. Slike soner kan være resultat av tensjon skapt av platebevegelser langs gamle plategrenser/kollisjonssoner.
I tillegg til heving og ekstensjon kan det også foregå betydelige sidelengs bevegelser langs slike svakhetssoner som svekker skorpa ytterligere og som kan kontrollere utviklingen av en riftsone (Hill 1991; Ring 2014; Chorowicz 2005; Burov et. al. 2014).
Dette synes å være tilfelle med riftsonen som ble dannet i sen paleozoikum internt i superkontinentet Pangea og som fulgte den gamle kollisjonssonen mellom Gondwanaland og Laurussia og mellom Baltika og Grønland via Norske-Grønlandshavet til Barentshavet.
I sen paleozoikum endte denne riftsonen i Paleo-Hornsund forkastningen og Senja-forkastningssonen hvor det på den tiden foregikk sidelengsbevegelser (Ramberg et.al. 2006).
Eksistensen av søylestrømmer vil kunne bidra til økt ekstensjon og tynning av øvre del av kontinentalskorpa og dermed den videre utvikling av riftsonen.
Den duktile sonen over søylestrømmen danner i så fall et avlastningsplan som skiller mellom sprø deformasjon i øvre del av skorpa og duktil deformasjon i den nedre delen.
Normale forkastninger som dannes ved strekking av den sprø delen av skorpa, vil terminere i den duktile delen (Fig. 3).
Figur 2: Skjematisk framstilling av dannelsen av en oppdriftsboble ved randsonen av en av de to lavhastighetslagene som består av varmt og tungt materiale. Foldet basaltisk havbunnsskorpe (oransje farge) har sammen med resten av havbunnssplaten (blågrønn farge) sunket ned til mantel-kjerne grensen. LHL = Lavhastighetslag. ULHL = Ultralavhastighetslag. pv = Magnesium-perovskitt. post-pv = post-perovskitt (en høyttrykksvariant av Mg-perovskitt). (Modifisert etter Torsvik et. al. 2006: Large igneous provinces generated from the margins of the large low-velocity provinces in the deep mantle)
4) Innsynkning: Oppløft over en søylestrøm blir etterfulgt av stor innsynkning og økt ekstensjon i kontinentalskorpa. En mulig årsak er lateral spredning av en supersøylestrøm når den møter litosfæren (Hill 1991; Campbell & Griffiths 1990).
Det kan resultere i dannelse av dype basseng og store normale roterte forkastningsblokker inn mot riftaksen og føre til kraftig tynning av den øvre skorpa langs riftsonen og tilslutt så stor heving at dypskorpebergartene blir eksponert på overflaten (Fig. 3).
Dette skjedde sannsynligvis i tidlig kritt i Norskehavet da ekstensjonen økte kraftig samtidig med stor innsynkning og utvikling av dype krittbasseng i Møre- og Vøringområdene (Færseth & Lien 2002; Blystad et. al. 1995; Gabrielsen et. al. 1990).
En annen medvirkende årsak til vertikale bevegelser og ekstensjon kan ha vært platebevegelser som førte kontinentalskorpa over en søylestrøm i øvre mantelområde. Søylestrømmen forårsaket altså oppløft og deretter innsynkning av skorpa når litosfæren passerte søylestrømsenteret.
Dette mener vi kan ha skjedd da Laurussia beveget seg nordover forbi ekvator i midt devon til tidlig karbon. Orogen kollaps av den kaledonske fjellkjeden startet i dette tidsrommet, sammen med påfølgende riftmagmatisk aktivitet i Vest-Europa og Oslofeltet i sen karbon og permtida.
Dannelsen av Skagerak Vulkanske Provins, som er del av disse tektoniske hendelsene, tyder på at skorpa kan ha beveget seg over tidlig-paleozoiske supersøylestrømmer som hadde nådd øvre mantelområde i denne regionen.
5) Vulkanisme: Oppsmelting og vulkanisme vil starte når søylestrømmen nærmer seg litosfæren ca.120 km under overflaten (Hill 1991).
Deretter vil søylestrømmen begynne å fortrenge litosfæren langs riftsonen. Den vulkanske aktiviteten øker jo nærmere søylestrømmen kommer overflaten. Det vil hovedsaklig dannes basaltisk smelte som gir opphav til supervulkaner og massive lavastrømmer på jordoverflaten.
Kontaminering av søylestrømmen fra mantel og skorpe kan trolig forklare den ulike sammensetning av disse basaltene sammenlignet med midtoseaniske havbunnsbasalter (Campbell 2001) som vi antar dannes fra en passiv søylestrømsrest (se pkt. 6).
Supersøylestrømmer vil føre til storskala og langvarig vulkanisme som skaper store kontinentale basaltprovinser, oseaniske basaltplatå og aseismiske rygger (Campbell 2001).
Noe som støtter søylestrømmodellen er at de fleste av paleogeografisk rekonstruerte basaltprovinser dannet de siste 300 mill. år sammenfaller med marginene til de to lavhastighetslagene der søylestrømmer antas å dannes (Burke & Torsvik 2004; Torsvik et. al. 2006 & 2008; Trønnes 2008 & 2010).
Disse prosessene antas å være ansvarlig for hendeslene i Oslofeltet gjennom hele permtida, som var preget av innsynkning og stor magmatisk aktivitet (Ramberg et.al. 2006).
Den Nord-Atlantiske Vulkanske Provinsen (Rampino et. al. 1988; Eldholm & Grue 1994), som begynte å utvikles i tidlig paleocen, lå også veldig nær marginen til det vestlige lavhastighetslaget.
En annen stor vulkansk provins som også kan knyttes til lavhastighetslagene og den tidligste fase av åpningen av Atlanterhavet er Den Sentral-Atlantiske Magmatiske Provins (Ross et. al. 2005; Rampino et. al. 1988).
Det er sannsynlig at den langvarige og storskala magmatiske aktiviteten i disse områdene kan skyldes Pangeas bevegelse over forskjellige supersøylestrømmer som nærmet seg jordoverflaten til ulik tid.
Figur 3: Duktil deformasjon og dannelse av avlastningsplan i nedre deler av skorpa over en søylestrøm som har nådd øvre mantelområde. Normale forkastninger som dannes ved strekking av øvre skorpe terminerer i den duktile delen. Heving over søylestrømmen fører til dannelsen av en domformet struktur og tilslutt eksponering av dypskorpebergarter. (Etter Platt et. al. 2014, Metamorphic core complexes: windows into the mechanics and rheology of the crust).
6) Havbunnsspredning: I vår modell vil dannelse av havbunnsskorpe være siste stadium i utviklingen av en supersøylestrøm.
Havbunnsspredning og dannelse av et nytt osean er ikke bare avhengig av supersøylestrømmer, men også divergerende platebevegelser som skaper rom for ny havbunnsskorpe (Campbell 2001). Materiale fra søylestrømmene vil tilslutt nå opp til jordoverflaten langs riftsonen og som resulterer i langvarig termisk påvirkning av litosfæren.
Dette vil føre til at overliggende kontinentalskorpe erstattes av havbunnsskorpe og en spredningsrygg utvikles langs riftaksen som en ny plategrense (Campbell & Davis 2006).
På grunn av plassproblemer vil det i åpningsfasen kunne utvikles kompressivt stress som fører til deformasjon og heving av kontinentalskorpa på begge sider langs riftsonen (Burov et al. 2014).
Søylestrømmen blir liggende passivt under og langs riftsonen og danne et magmakammer hvor søylestrømmaterialet strømmer opp langs spredningsryggen og omdannes til basalt etter hvert som platene driver fra hverandre.
Størrelsen og antall supersøylestrømmer har derfor stor betydning for utvikling av store osean som Atlanterhavet.
Den stadig tykkere og tyngre litosfæren vil tilslutt rives løs fra kontinentet og synke ned i mantelen. Det dannes subduksjonssoner, oseanet lukkes og kontinentene føres mot hverandre til et nytt superkontinent.
Supersøylestrømmer kan forklare regional tektonisk heving og rifting etterfulgt av kompresjon/ekstensjons prosesser og innsynkning av kontinentalskorpa, og tilslutt, vulkanisme og havbunnsspredning/oseanisering.
Dannelsen av et superkontinent er avgjørende for dannelsen av supersøylestrømmer. Supersøylestrømmer antas å være hovedkilden til basaltisk havbunnsskorpe og oseanisk litosfære.
Størrelsen og antallet supersøylestrømmer har derfor avgjørende betydning for om hvorvidt store osean som Atlanterhavet utvikles.
Avkjøling og innsynkning av en stadig voksende og tyngre oseanisk litosfære vil til slutt føre til at litosfæren rives løs fra kontinentet og synker ned i mantelen.
Det vil dannes subduksjonssoner, oseanet lukkes, kontinentene føres mot hverandre, og det bygges etter hvert opp et nytt superkontinent. Dette superkontinentet vil etterhvert brytes opp av nye supersøylestrømmer, dvs. starten på en ny Wilson syklus.
Vi konkluderer derfor med at supersøylestrømmer som migrerer opp gjennom mantelen kan være en av hoveddrivkreftene til den platetektoniske utviklingen - Wilsonsyklusene.
Dette er en gjentakende prosess, som blir drevet av radioaktiv varme i kjernen og mantelen, og som har foregått gjennom mesteparten av Jordas historie.
Blystad, P., Brekke, H., Færseth, R.B., Larsen, B.T., Skogseid, J. & Tørudbakken, B.. 1995, Structural Elements of The Norwegian Continental Shelf , Part II: The Norwegian Sea Region, NPD-Bulletin no.8
Burov, E. & Gerya, T., 2014, Asymmetric three-dimensional topography over mantle plumes, Nature,Vol. 513, 85-101
Campbell, I.H., 2005, Large Igneous Provinces and Mantle Plume Hypothesis. Elements, Vol. 1, 265-269
Campbell, I.H. & Griffiths, R.W., 1990, Implications of mantle plume structure for the origin of flood basalts. Earth Planet.Sci. Lett.. 99, 79 – 93
Chorowicz.J, 2005,The East African rift system, Journal of African Earth Sciences 43 (2005) 379–410
Eldholm, O. & Grue, K., 1994. North Atlantic volcanic margins – dimensions and production rates. J. Feophys. Res. 99, 2955 – 2968.
Foulger, G.R., Natland, J.H., Presnall, D.C. and Anderson, D.L., (Eds.), Plates, Plumes and Paradigms, Geological Society of America Special Volume 388, 881 pp, 2005.
Foulger, G.R., Panza, G.F., Artemieva, I.M., Bastow, I.D., Cammarano, F., Evans, J.R., Hamilton, W.B., Julian, B.R., Lustrino, M., Thybo, H. & Yanovskaya, T.B., 2013, Caveats on tomographic images. In: Terra Nova, Vol. 25, Issue 4 August 2013, pp. 259-281.
Færseth, R.B. & Lien, T., 2002, Cretaceous evolution in the Norwegian Sea - a period characterized by tectonic quiescence, Marine and Petroleum Geology 19, 1005-1027
Hill, R.I., 1991, Starting plumes and continental break-up. Earth and Planetary Science Letters, 104,398-416
Maruyama, S. (1994) Plume tectonics. Geol. Soc. Jpn., 100, 24-49
Morgan, W.J., 1971, Convection plumes in the lower mantle. Nature, Vol. 230. 42-43
Nicolaysen, L.O. 1985, On the physical basis for the extended Wilson cycle, in which most continence coalesce and then disperse again. Trans. Geol. Soc. South Africa 88, 562-80
Nøttvedt, A., Gabrielsen, R.H., & Steel, R.J. (1995). Tectonao-stratigraphy and sedimentary architecture of rift basins, with reference to the northern North Sea. Marine and Petroleum Geology, 8, 881-901
Ramberg, I.B., Bryhni, I. & Nøttvedt (eds.), 2006, Landet blir til, Norges Geologi
Rampino, M.R. & Stothers, R.B., 1988. Flood Basalt Volcanism During the Past 250 Million Years. Science. 241 (4866): 663 – 668.
Ring, U, 2014, The East African Rift System. Austrian Journal of earth Science, Vol.107/1, 132-146.
Ross, P.S., Ukstins Peate, I., McClintock, M.K., Xu, Y.G., Skilling, I.P., White, J.D.L. and Houghton, B.F., 2005. Mafic volcaniclastic deposits in flood basalt provinces: A review. Journal of Volcanology and geothermal Research 145, pp. 281 – 314.
Schubert, G., Turcotte, D.L. and Olson, P., 2001, Mantle Convection in the Earth and Planets. Cambridge University Press, Cambridge, UK.
Torsvik, T.H., Smethurst, M.A., Burke, K. and Steinberger, B., 2006, Large igneous provinces generated from the margins of the large low-velocity provinces in the deep mantle. Geophys. J. Int. (2006) 167, 1447–1460
Torsvik, T.H., Steinberger, B., Cocks, L.R.M. & Burke, K., 2008, Longitude: Linking Earth's ancient surface to its deep interior, Earth and Planetary Science Letters 276 (2008) 273–282
Trønnes,R.G., 2008, En kunnskapsrevolusjon for Jordas indre, Geoforskning.
Trønnes, R.G., 2010, Et klarere bilde av Jordas indre struktur og dynamikk, Geoforskning.
Unrug, R., 1992, The supercontinent cycle and Gondwanaland assembly: Component ceartons and the timing of suturing events. J.Geodynam. 16, 215-40
Wilson, J.T., 1963, A possible origin of the Hawaiian islands. Canadian Jounal of Physics, 41, 863-870
Wilson, J.T., 1966, Did the Atlantic close and then re-open ? Nature 211, 676-81
Worsley, T.R., Nance,D., & Moody,J.B., 1984, Global tectonics and eustasy for the past 2 billion years. Marine Geology 58, 373-400
Zhao, D., 2007. Multiscale seismic tomography of mantle plumes and subducting slabs. In: D.A. Yuen, S. Maruyama, S. Karato and B.F. Windley, 2007, Superplumes: Beyond Plate Tectonics, Berlin: Springer, part V.