Geologiske riftmodeller

Gå direkte til modellen Introduktion til riftingmodeller
I de sidste 600 millioner år har den østlige kyst af Nordamerika oplevet to rifting begivenheder; det vil sige åbningen af to havbassiner: Proto-Atlantic (fase C) og Atlantic (fase L). Forud herfor har der sandsynligvis været andre riftingbegivenheder. Virginia og den midtatlantiske region har en god dokumentation for disse rifting, selv om de er fragmentariske og undertiden maskeret af senere begivenheder.
Opdagelse og opklaring af større geologiske begivenheder kræver, at man har en teoretisk model for, hvordan disse begivenheder finder sted, og hvilke typer af bjergarter og strukturer de skaber, så vi kan genkende beviserne for, hvad de er, når vi ser dem, selv om de er fragmentariske og maskerede. Moderne modeller for riftingbegivenheder er baseret på en bred vifte af oplysninger, lige fra geofysiske oplysninger til beviser for moderne begivenheder og beviser for gamle begivenheder. Disse modeller angiver ikke blot rækkefølgen af begivenhederne og deres timing, men fortæller os også præcis, hvilke beviser der er nødvendige for at identificere en gammel rifting-begivenhed.
Det er naturligvis rart at have så mange beviser som muligt, men nogle gange, hvis man blot har lidt af de rigtige beviser, der passer entydigt ind i den teoretiske model, kan den gamle begivenhed erkendes for hvad den er, og rekonstrueres. Desuden fortæller den teoretiske model, hvilke yderligere beviser man skal lede efter og hvor, for at underbygge fortolkningen.
Sommetider har vi den opfattelse, at videnskabsfolk bare går ud og indsamler beviser så godt de kan, og så forsøger de at finde mening med dem, så godt de kan. Det er aldrig tilfældet. Videnskabsfolk har altid en ret god idé om, hvad de leder efter, når de indsamler data, fordi de har en teori (en model), der fortæller dem, hvad de skal lede efter. Og hvis de finder beviser, der ikke passer til deres teori, er der stor sandsynlighed for, at deres teori er forkert, og at der skal udtænkes en ny teori.
Den afgørende kendsgerning er, at der ikke findes noget som en uvildig observation. Vi ved altid, hvad vi ønsker og håber at finde i naturen, selv om vi kan blive chokeret eller glædeligt overrasket over at finde noget andet.
Det er muligt at læse Virginias geologiske historie (16 siders version) uden at kende de modeller, vi har til at forklare og give mening, men historien er meget mere meningsfuld, hvis man ved, at modellerne findes, og hvad de siger. Det er dog vigtigt at huske, at en model blot er en model, en syntese, et gennemsnit, et ideal. Naturen svarer sjældent perfekt til en model, og vi må være klar til at arbejde med en vis grad af afvigelse fra modellen.

Mantle Plumes and Hot Spots
En divergent pladegrænse, hvor to lithosfæriske plader adskiller sig for at skabe et havbassin, findes ikke naturligt. Den skabes ved en riftingproces (stadie B og C). Når divergerende pladegrænser er fuldt udviklede, er de altid placeret inden for og skaber havbassiner. Når pladerne divergerer, siver mafisk magma op fra kappen under dem ind i den revne eller rift, der åbner sig og danner ny oceanisk lithosfære, ophiolitsuiten. I denne riftingmodel er vi ikke interesseret i de processer, der finder sted langs en fuldt udviklet oceanisk divergerende rand. I stedet ser vi på, hvordan divergerende grænser først opstår under rifting af et kontinent.
En divergent pladegrænse begynder et sted inden for en plade, væk fra kanterne. Pladen kan være en blok af kontinentalt kraton eller en del af et havbassin (tværsnit). Når rifting er afsluttet, er der skabt en ny divergent pladegrænse og et nyt havbassin. Den tidligere enkelte plade (eller kontinent) er delt i to plader (eller kontinenter).
Rifting indledes af magmafloder, der stiger op fra dybt nede i kappen mod overfladen. Plumes er tilfældigt fordelt over jorden; de fleste opstår under et kontinent eller et havbassin, men nogle kan findes ved pladegrænserne. Når plumen stiger op mod overfladen, opvarmer den den overliggende lithosfære, dvs. jordens stive ydre skal, hvilket får den til at svulme opad og skabe et hot spot. Almindeligvis når magma op til overfladen og forårsager vulkaner ved det varme punkt. Tværsnittet ovenfor viser både et kontinentalt og et oceanisk hotspot.
Der er tale om en stationær plume, der forårsager hotspots i kappen; i modsætning til de overliggende plader, der hele tiden flytter sig, bevæger plumerne sig ikke. Når en plade bevæger sig hen over et hot spot, bliver den tektoniske og vulkanske aktivitet ved overfladen derfor ved med at flytte sig. Til sidst kan der dannes en lang række vulkaner. Hawaiiøerne er et eksempel på et oceanisk hotspot, og Yellowstone Park er et kontinentalt hotspot.
Der findes mange gamle og moderne eksempler på hotspots. De fleste er isolerede og gennemgår hele deres historie uden at igangsætte en rifting-begivenhed. Nogle gange mødes imidlertid flere hot spots og starter en kæde af processer, der resulterer i en rifting, et nyt havbassin og en ny divergerende pladegrænse. De processer, der er ansvarlige for dette, er beskrevet nedenfor i de næste fire faser.
Hot Spot og Thermal Doming
Når en kappeplume når bunden af den kontinentale lithosfære, spreder den sig ud og skaber en dam af magma (se tværsnit ovenfor). Den overliggende litosfære opvarmes og svulmer opad og danner den varme plet, der er ca. 1000 km i diameter og 3 til 4 km over havniveau. Kortet til højre til højre viser et areal (flyvemaskine) billede af to hot spots med tredobbelt krydsning.

Da hot spot-kuplen svulmer op, strækker dens overside sig, indtil den sprøde skorpe revner (forkastninger) langs en række tre riftdale, der stråler væk fra hot spot’ens centrum. Disse tre riftdale udgør en tredobbelt krydsning. Ideelt set stråler de tre riftdale ud fra hotspots centrum med en vinkel på 120o, men ofte er det tredobbelte kryds ikke symmetrisk, og armene kan divergere i ulige vinkler.
Varmen fra kappeplumpen forårsager en masse vulkansk aktivitet, men den er af to slags. Rør af mafisk magma (basalt og gabbro) fra den opstemte plume arbejder sig gennem lithosfæren og danner til sidst vulkaner ved overfladen. Men varmen fra plymen opvarmer også kontinentets bund, hvilket får dele af den til at smelte og danne felsisk magma (granit og rhyolit), som også kan nå op til overfladen og danne vulkaner. Denne samtidige forekomst af både mafisk og felsisk magma er usædvanlig og kaldes en bimodal sammensætning, fordi to markant forskellige magma-typer kommer frem mere eller mindre samtidig. Tværsnittet nedenfor er en forstørrelse langs tværsnitslinje A-B på kortet til højre og viser det opsvulmede hotspotstadium med en mafisk (basaltisk) vulkan og felsiske (granitiske) batholitter. Bemærk også forkastningerne nær overfladen og de tidlige horster og graben.

En isoleret hot spot kan gennemgå alle disse processer, . . . og så bare dø. Mantelpumpen forsvinder, kontinentet afkøles og synker igen, den vulkanske aktivitet ophører, og sedimenterne fyldes i riftdalene. Til sidst vil der ikke være noget synligt ved overfladen, der tyder på, at rifterne og vulkanerne ligger begravet under overfladen.
I andre situationer, hvor flere hot spots er tæt forbundet, kan de imidlertid slutte sig sammen og danne en meget lang riftdal. På kortet ovenfor er der f.eks. to tredobbelte krydsninger, der er ved at blive forenet. Hvis forholdene er de rette, kan de så sætte gang i dannelsen af nye divergerende pladegrænser og et havbassin (omtalt nedenfor).
Når tripelforgreninger slutter sig sammen, er det kun to af de tre arme af hver tripelforgrening, der forbinder sig med de tilstødende hot spots. Den tredje arm bliver inaktiv og kaldes derfor en fejlslagen arm (eller en aulacogen) (blå på kortet ovenfor). Efter at rifting er afsluttet, og et nyt havbassin er dannet, findes aulacogenerne som en flænge, der skærer ind i kontinentet næsten vinkelret på kanten. Der kendes mange gamle aulacogener, selv om de fleste nu er fyldt med sediment og ikke kan observeres ved overfladen. De er et godt bevis på, at der engang har eksisteret et hot spot. Sedimentet og de vulkanske stoffer, der fylder en aulacogen, ligner de processer, der virker i de aktive rifter.

Fundamentering af rifter og maritim invasion
Fundamentering er sammenbruddet af en del af jordens overflade nedad for at danne en depression. Aksiale rifts er grundstødninger, der typisk er titusindvis af kilometer i diameter, og hvor højderne fra riftbunden til bjergkammene på begge sider kan være op til 4-5 km.

Strukturelt set er riftdale blokfejlgrabber (dale, der opstår, når en blok af jorden synker), der er afgrænset af horstbjerge på begge sider (horster er blokke af jorden, der bevæger sig opad i forhold til graven.) Hvis vi tænker på mekanikken i et hotspot, svulmer jorden opad, hvilket får den til at strække eller trække sig fra hinanden på tværs af toppen. Når jorden trækker sig fra hinanden, revner den og efterlader plads, så naturligt vil en blok af jorden glide ned i rummet (graven). Den del, der ikke glider ned, horsten, ligger nu højere. Fordi jorden allerede er svulmet opad med det varme punkt, er det ikke nødvendigt for horsten at bevæge sig opad, men det er let for graven at glide nedad. Denne proces sker i titusindvis af små trin, der hver især skaber en lille revne, hvis summen strækker jorden mange kilometer fra hinanden.
Forkastningerne mellem horsterne og graben er normale forkastninger, normale fordi det er “normalt” for en graben at falde ned under tyngdekraften. Forkastningsfladerne er krumme, så graben-blokkene roterer, når de synker nedad, hvilket fanger små bassiner, hvor der dannes søer mellem den nedadgående forkastede blok og væggen bag forkastningen. Mange af søerne er meget dybe og kan, baseret på moderne riftsøer, være ekstremt salte eller alkaliske. I søbundene ophobes sort, organisk rig ler, fordi der ikke er nogen cirkulation eller ilt i det dybe vand.
Typisk dannes der et stort antal horster og grabener i alle størrelser. Kanterne af de større horster, der grænser op til den aksiale graben, er de kontinentale terrasser (også kaldet hængselszoner). Inden for den store aksiale graben er der mange mindre horster og graben.
Det er også typisk, at der dannes mindre halvgraven (normalforkastning på kun den ene side) i flere hundrede kilometer på hver side af den aksiale graben eller aksial rift (betegnelserne er indbyrdes udskiftelige).
I første omgang er den aksiale dalbund subareal, dvs. over vand (bortset fra søer), men efterhånden som den aksiale graben synker ned, trænger havet ind og skaber et smalt havbassin (hvilket gør det subakvandigt). Et moderne eksempel på en rift i dette stadie er det Røde Hav.
De horstbjerghøjsletter, der grænser op til riftdalene, består af felsiske magmatiske kontinentale bjergarter (granitter), der eroderer hurtigt til grove arkosiske (feldspatrige) sedimenter. De fleste af sedimenterne er aflejret i korte systemer, hvor miljøerne hurtigt skifter fra terrestrisk til dybt marint miljø. Rundt om bassinkanterne, ved foden af forkastningerne, ophobes sedimenterne i stejle alluvialfaner, der hurtigt ændrer sig til flettede floder, og som derefter falder til undersøiske faner. I midten af bassinet er der ofte dybt og anoxisk, og der aflejres tyndt lamineret sort ler og silter. Tusindvis af meter sediment kan ophobes i denne fase.

Igneous aktivitet er meget almindelig i dette stadie, og vulkanske stoffer og lavastrømme, nogle gange mafiske, andre gange felsiske, kan lagre sig sammen med sedimenterne. De vulkanske stoffer kan være pyroklastiske (sprængt ud af eksploderende vulkaner) eller mere stille strømme. Lavastrømmene kan dog være flere tusinde meter tykke. Pudebasalter, der dannes under vand, er ikke usædvanlige.
I løbet af geologisk set kort tid (~ 10 millioner år) er horsterne eroderet, og graven er fyldt med sediment. Efterhånden som det tidligere store relief (højdeforskellen) mindskes, udjævnes topografien, og havet begynder at dække området.
Første divergerende rand

Under aktiv rifting strækker den kontinentale skorpe, der opvarmes af kappeplumpen, sig som trukket taffy (eller silly putty) og bliver tyndere, mens de sprøde øvre lag forstyrres og grundstødes for at danne den aksiale rift. Det hele bliver holdt oppe af varmen fra plymen, og den ophobede mafiske magma er meget tættere på overfladen, hvilket gør det lettere at komme i udbrud. Dette er en meget ustabil situation (hele systemet ville kollapse hurtigt, hvis varmen blev fjernet), og de fortsatte processer gør det bare mere og mere ustabilt.
Som følge heraf begynder kort efter at havet oversvømmer den aksiale rift en stor bølge af mafisk vulkansk aktivitet langs den ene side af den aksiale rift. Magmaet bliver først injiceret i den granitiske kontinentskorpe som utallige basaltiske diger. Der dannes så mange diger, at det er svært at afgøre, hvad de oprindelige bjergarter var. Denne blanding af granit og indsprøjtet basalt er overgangskorpe, fordi den er en overgang mellem kontinental og oceanisk skorpe (se tegningen ovenfor). Dette er begyndelsen til den endelige opsplitning af det oprindelige kontinent i to og dannelsen af et nyt havbassin.
I takt med at den vulkanske aktivitet fortsætter, udvides kløften mellem de to nye divergerende kontinentalrande, efterhånden som de skilles, og dannelsen af oceanisk lithosfære begynder. Den ene bølge efter den anden af magma stiger op fra en nyligt dannet konvektionscelle og sprøjter sig ind i den åbne kløft. Da denne nye magmatiske sten har en mafisk sammensætning (basalt nær overfladen og gabbro i dybden) og en høj massefylde, “flyder” den på den underliggende kappe under havoverfladen. Dette skaber den nye oceaniske litosfære, kaldet ophiolit-suite. Ved en gennemsnitlig riftinghastighed på ca. 5 cm/år kan de to nye divergerende kontinentalrande være tusind kilometer fra hinanden i løbet af 20 millioner år.

I riftingprocessen bliver den aksiale rift ikke delt i to. Initiering af havskorpe finder sted på den ene eller den anden side af den aksiale rift. Det ene kontinent beholder den aksiale graven, og det andet mister den. Resultatet er en asymmetri for de nye kontinentalrander. Den margin, der har den aksiale rift, har en tendens til at have en gradvis overgang til oceanisk skorpe, der går på tværs af den aksiale rift med dens mindre horster og graben. Kontinentet uden den aksiale graven falder brat ned til den oceaniske skorpe. Vores model følger den aksiale graben-side mod vest (til venstre).
Varme og magma, der stiger op til overfladen fra konvektionscellen, forbliver koncentreret på riftingstedet i det nye havbassincenter. Efterhånden som havbækkenet udvides, bevæger de nyligt dannede kontinentalrander sig væk fra varmekilden og afkøles. Den kolde skorpe er tættere end den varme skorpe, og snart synker kontinentalterrassen ned under havniveau. Det er i disse tidlige faser, at afkøling og nedsynkning sker hurtigst.
Hvor dannelsen af havskorpen er godt i gang, er den aksiale og laterale graben næsten fyldt med sediment. Efterhånden som den nye kontinentale rand synker ned, stiger det relative havniveau, og kystlinjen begynder at gå over eller vandre hen over den kontinentale rand. Havet spreder et lag af rent kvartssand ud som en strandaflejring, der dækker hele området. Kvartsandet er det første klare bevis i bjergarterne på, at den kontinentale terrasse har sænket sig under havniveau og er ved at stabilisere sig.
I takt med at havet går over, bliver havet dybere, og stranden giver plads til et kystnært hyldemiljø, som derefter bliver til et dybt hyldemiljø. Denne aflejring skaber en kile af aflejringer fra den divergente kontinentalrand (DCM), der hurtigt bliver tykkere mod havet, med en hylde, en skråning og en stigning (se tværsnit ovenfor).
Fuld divergent rand

Sænkningen som følge af termisk henfald (tab af varme fra jordskorpen og deraf følgende stigning i densiteten) er hurtig i begyndelsen, men aftager eksponentielt med tiden. Divergerende kontinentalrander tager ca. 120 millioner år at nå stabilitet (isostatisk ligevægt). Sedimentet fortsætter med at ophobes i hele dette tidsrum, idet det er tykkest mod havet, hvor sænkningen er størst, og tynder ud mod kontinentet. Til sidst er der en sedimentær kile, som er 17 kilometer tyk på sit maksimum. Bemærk på tværsnittet, at den vulkan, der i hot spot-stadiet var over havets overflade, nu ligger meget dybt i jorden.
Det sediment, der aflejres på den divergerende kontinentalrand, forbliver for det meste lavvandet marint, fordi nedsynkning og aflejring fortsætter med omtrent samme hastighed. I et varmt klima ved siden af et stabilt kraton kan disse for det meste være karbonater (kalksten og dolomit), ellers er det sandsten og skifersten. Hvis kontinentalranden stabiliseres, før der sker noget andet, fortsætter sedimentet bare med at ophobes, men bygges nu ud (prograderer) over havbunden.
Denne sidste fase af rifting vil fortsætte i det uendelige, eller indtil en anden tektonisk begivenhed trænger ind og ødelægger den rolige divergerende rand.
Gå til Mountain Building Models
Tilbage til forsiden
Fortsæt til A Descriptive Record of Virginia Geology
Fortsæt til One Page History, Two Page History, 16 Page History