Geologi

Kritisér og fortolk de vigtigste typer af beviser, der understøtter teorien om pladetektonik.

Pladetektonik er det vigtigste begreb i moderne geologi. Dette afsnit vil introducere dig til begrebet pladetektonik, hvordan det fungerer, hvorfor det er vigtigt, og hvordan det former verden i dag.

Theory of Plate Tectonics

Da begrebet spredning af havbunden kom frem, erkendte forskerne, at det var den mekanisme, der kunne forklare, hvordan kontinenterne kunne bevæge sig rundt på Jordens overflade. Ligesom forskerne før os vil vi nu slå idéerne om kontinentaldrift og spredning af havbunden sammen i teorien om pladetektonik.

Se denne video om kontinentaldrift og mekanismen med spredning af havbunden skaber pladetektonik.

Jordets tektoniske plader

Grundene og kontinenterne bevæger sig rundt på Jordens overflade, men hvad er det egentlig, der bevæger sig? Hvilken del af Jorden udgør “pladerne” i pladetektonikken? Dette spørgsmål blev også besvaret på grund af den teknologi, der blev udviklet i krigstid – i dette tilfælde under den kolde krig. Pladerne består af lithosfæren.

I 1950’erne og begyndelsen af 1960’erne oprettede forskere seismografiske netværk for at se, om fjendtlige nationer afprøvede atombomber. Disse seismografer registrerede også alle jordskælv rundt omkring på planeten. De seismiske optegnelser kunne bruges til at lokalisere et jordskælvs epicenter, dvs. det punkt på Jordens overflade, der ligger lige over det sted, hvor jordskælvet opstår.

Ejerskælvenes epicenter tegner sig på pladerne. Midtoceaniske højderygge, grøfter og store forkastninger markerer pladernes kanter, og det er her, jordskælvene opstår (figur 1).

Litosfæren er opdelt i et dusin større og flere mindre plader (figur 2). Pladernes kanter kan tegnes ved at forbinde de prikker, der markerer jordskælvenes epicentre. En enkelt plade kan bestå af al oceanisk lithosfære eller al kontinental lithosfære, men næsten alle plader består af en kombination af begge dele.

Bevægelsen af pladerne over Jordens overflade betegnes pladetektonik. Pladerne bevæger sig med en hastighed på nogle få centimeter om året, hvilket er omtrent den samme hastighed, som fingernegle vokser.

Hvordan pladerne bevæger sig

Hvis spredningen af havbunden driver pladerne, hvad driver så spredningen af havbunden? Forestil dig to konvektionsceller side om side i kappen, svarende til illustrationen i figur 3.

1. Hot kappe fra de to tilstødende celler stiger op ved ryggenes akse og skaber ny havskorpe.
2. Den øverste lem af konvektionscellen bevæger sig horisontalt væk fra ryggenes kam, ligesom den nye havbund.
3. De ydre lemmer af konvektionscellerne styrter ned i den dybere kappe og trækker også oceanisk skorpe med sig. Dette sker ved de dybe havgrave.
4. Materialet synker ned til kernen og bevæger sig horisontalt.
5. Materialet varmes op og når zonen, hvor det stiger op igen.

Kig på denne animation af kappekonvektion og se denne video:

Pladegrænser

Pladegrænser er de kanter, hvor to plader mødes. De fleste geologiske aktiviteter, herunder vulkaner, jordskælv og bjergdannelse, finder sted ved pladegrænserne. Hvordan kan to plader bevæge sig i forhold til hinanden?

• Divergerende pladegrænser: De to plader bevæger sig væk fra hinanden.
• Konvergente pladegrænser: De to plader bevæger sig mod hinanden.
• Transformations-pladegrænser: De to plader glider forbi hinanden.

Typen af pladegrænse og den type skorpe, der findes på hver side af grænsen, bestemmer, hvilken slags geologisk aktivitet der vil være at finde der.

Divergente pladegrænser

Pladerne bevæger sig fra hinanden ved mellemoceaniske rygge, hvor der dannes ny havbund. Mellem de to plader er der en riftdal. Lavastrømme ved overfladen afkøles hurtigt og bliver til basalt, men dybere inde i jordskorpen afkøles magmaet langsommere og danner gabbro. Så hele højderyggesystemet består af magmatisk sten, som enten er ekstrusiv eller intrusiv. Jordskælv er almindelige på mellemoceaniske rygge, da bevægelsen af magma og oceanisk skorpe resulterer i rystelser i jordskorpen. Langt de fleste mellemoceaniske rygge er placeret dybt under havet (figur 4).

Kig på disse animationer:

• Divergent pladegrænse ved midtoceanisk ryg
• Divergent pladegrænse

Kan divergerende pladegrænser forekomme inden for et kontinent? Hvad er resultatet? Inkontinentalt rifting (figur 5), magma stiger op under kontinentet, hvilket får det til at blive tyndere, knække og til sidst splittes ad. Ny havskorpe bryder ud i tomrummet og skaber et hav mellem kontinenterne.

Konvergente pladegrænser

Når to plader konvergerer, afhænger resultatet af den type lithosfære, som pladerne er lavet af. Uanset hvad, resulterer det at smadre to enorme plader af lithosfære sammen i magmaproduktion og jordskælv.

Oceanisk-kontinent

Når oceanisk skorpe konvergerer med kontinental skorpe, dykker den tættere oceaniske plade ned under den kontinentale plade. Denne proces, der kaldes subduktion, finder sted ved de oceaniske grøfter (figur 6). Hele området er kendt som en subduktionszone. Subduktionszoner er præget af mange intense jordskælv og vulkanudbrud. Den subducerende plade forårsager smeltning i kappen. Magmaen stiger op og går i udbrud og skaber vulkaner. Disse kystvulkaniske bjerge findes i en linje over den subducerende plade (figur 7). Vulkanerne er kendt som en kontinentalbue.

Bevægelsen af skorpe og magma forårsager jordskælv. Se på dette kort over jordskælvets epicentre ved subduktionszoner. Denne animation viser sammenhængen mellem subduktion af litosfæren og dannelsen af en vulkansk bue.

Vulkanerne i det nordøstlige Californien-Lassen Peak, Mount Shasta og Medicine Lake-vulkanen – sammen med resten af Cascade Mountains i det nordvestlige Stillehavsområde – er resultatet af subduktion af Juan de Fuca-pladen under den nordamerikanske plade (figur 8). Juan de Fuca-pladen er skabt af spredningen af havbunden lige ud for kysten ved Juan de Fuca-ryggen.

Hvis magmaet i en kontinentalbue er felsisk, kan det være for tyktflydende (tykt) til at stige op gennem jordskorpen. Magmaen vil køle langsomt af og danne granit eller granodiorit. Disse store forekomster af intrusive magmatiske bjergarter kaldes batholitter, som måske en dag bliver løftet op og danner en bjergkæde (figur 9).

Ocean-Ocean

Når to oceaniske plader konvergerer, vil den ældre, tættere plade subduceres ned i kappen. En havgrøft markerer det sted, hvor pladen bliver skubbet ned i kappen. Den række af vulkaner, der vokser på den øvre oceaniske plade, er en øbue. Tror du, at jordskælv er almindelige i disse områder (figur 10)?

Se denne animation af en ocean-kontinentpladegrænse.

Kontinent-kontinent

Kontinentplader er for opdriftsrige til at subducere. Hvad sker der med kontinentalt materiale, når det støder sammen? Da det ikke har andre steder at gå hen end opad, opstår der nogle af verdens største bjergkæder (figur 11). Magma kan ikke trænge igennem denne tykke skorpe, så der er ingen vulkaner, selv om magmaet forbliver i skorpen. Metamorfe bjergarter er almindelige på grund af det stress, som den kontinentale skorpe udsættes for. Når enorme plader af jordskorpen smadres sammen, medfører kollisioner mellem kontinenter og kontinenter talrige og store jordskælv.

Kig på denne korte animation af den indiske plades kollision med den eurasiske plade.

Se denne animation af Himalaya, der rejser sig.

Appalacherne er resterne af en stor bjergkæde, der blev dannet, da Nordamerika ramte ind i Eurasien for ca. 250 millioner år siden.

Transformation af pladegrænser

Transformpladegrænser ses som transformforkastninger, hvor to plader bevæger sig forbi hinanden i modsat retning. Transformforkastninger på kontinenter giver massive jordskælv (figur 12).

Californien er meget geologisk aktiv. Hvilke tre store pladegrænser findes der i eller i nærheden af Californien (figur 13)?

1. En transformpladegrænse mellem Stillehavspladen og den nordamerikanske plade skaber San Andreas-forkastningen, som er verdens mest berygtede transformforkastning.
2. Ude for kysten skaber en divergent pladegrænse, Juan de Fuca-ryggen, Juan de Fuca-pladen.
3. En konvergent pladegrænse mellem den oceaniske Juan de Fuca-plade og den nordamerikanske kontinentalplade skaber Cascades-vulkanerne.

En kort gennemgang af de tre typer pladegrænser og de strukturer, der findes der, er emnet for denne ordløse video.

Jordoverfladen i forandring

Geologer ved, at Wegener havde ret, fordi kontinenternes bevægelser forklarer så meget af den geologi, vi ser. Det meste af den geologiske aktivitet, som vi ser på planeten i dag, skyldes samspillet mellem de bevægelige plader.

På kortet over Nordamerika (figur 14), hvor er bjergkæderne placeret? Ved hjælp af det, du har lært om pladetektonik, skal du forsøge at besvare følgende spørgsmål:

1. Hvad er den geologiske oprindelse af Cascades-bjergkæden? Kaskaderne er en kæde af vulkaner i det nordvestlige Stillehavsområde. De er ikke markeret på diagrammet, men de ligger mellem Sierra Nevada og kystkæden.
2. Hvad er Sierra Nevada’s geologiske oprindelse? (Hint: Disse bjerge er lavet af granitiske intrusioner.)
3. Hvad er den geologiske oprindelse af Appalacherne langs det østlige USA?

Husk, at Wegener brugte ligheden mellem bjergene på vest- og østsiden af Atlanterhavet som bevis for sin kontinentaldriftshypotese. Appalacherne blev dannet ved en konvergerende pladegrænse, da Pangæa blev samlet (figur 15).

Hvor Pangæa blev samlet, var kontinenterne adskilt af et hav, hvor Atlanterhavet ligger nu. Det protoatlantiske ocean skrumpede, mens Stillehavet voksede. I øjeblikket skrumper Stillehavet, mens Atlanterhavet vokser. Denne superkontinentcyklus er ansvarlig for de fleste af de geologiske træk, som vi ser, og mange flere, som for længst er forsvundet (figur 16).

Denne animation viser kontinenternes bevægelse i løbet af de sidste 600 millioner år begyndende med Rodinias opløsning.

Resumé

• Plader af lithosfære bevæger sig på grund af konvektionsstrømme i kappen. En type bevægelse opstår ved spredning af havbunden.
• Plattegrænser kan lokaliseres ved at skitsere jordskælvets epicentre.
• Pladerne interagerer ved tre typer pladegrænser: divergerende, konvergerende og transformerende.
• Det meste af Jordens geologiske aktivitet finder sted ved pladegrænserne.
• På en divergent grænse skaber vulkansk aktivitet en midterste oceanryg og små jordskælv.
• På en konvergent grænse med mindst én oceanisk plade opstår der en havgrav, en kæde af vulkaner, og der opstår mange jordskælv.
• På en konvergent grænse, hvor begge plader er kontinentale, vokser bjergkæderne, og jordskælv er hyppige.
• På en transformationsgrænse er der en transformationsforkastning, og der forekommer massive jordskælv, men der er ingen vulkaner.
• Processer, der virker over lange tidsperioder, skaber Jordens geografiske træk.

Udvikling af teorien

I tråd med andre tidligere og samtidige forslag beskrev meteorologen Alfred Wegener i 1912 udførligt det, han kaldte kontinentaldrift, uddybet i sin bog The Origin of Continents and Oceans fra 1915, og den videnskabelige debat startede, som halvtreds år senere skulle ende med teorien om pladetektonikken. Med udgangspunkt i den idé (som også hans forgængere gav udtryk for), at de nuværende kontinenter engang dannede en enkelt landmasse (som senere blev kaldt Pangea), der drev fra hinanden, hvorved kontinenterne frigjorde sig fra Jordens kappe og sammenlignedes med “isbjerge” af granit med lav massefylde, der flød på et hav af tættere basalt.

Begrebet blev understøttet af de skrå konturer af Sydamerikas østkyst og Afrikas vestkyst, der passer til hinanden, og af de tilsvarende klippeformationer langs disse kanter. Bekræftelse af deres tidligere sammenhængende natur kom også fra de fossile planter Glossopteris og Gangamopteris og therapsid eller pattedyrlignende krybdyr Lystrosaurus, der alle er vidt udbredt over Sydamerika, Afrika, Antarktis, Indien og Australien. Beviserne for en sådan tidligere sammenlægning af disse kontinenter var åbenlyse for feltgeologer, der arbejdede på den sydlige halvkugle. Sydafrikaneren Alex du Toit samlede en masse af sådanne oplysninger i sin publikation Our Wandering Continents fra 1937 og gik længere end Wegener i sin erkendelse af de stærke forbindelser mellem Gondwana-fragmenterne.

Men uden detaljerede beviser og en kraft, der var tilstrækkelig til at drive bevægelsen, blev teorien ikke generelt accepteret: Jorden havde måske nok en fast skorpe og kappe og en flydende kerne, men der syntes ikke at være nogen mulighed for, at dele af skorpen kunne bevæge sig rundt. Fremtrædende videnskabsmænd som Harold Jeffreys og Charles Schuchert var åbenlyse kritikere af kontinentaldrift.

Trods megen modstand vandt synspunktet om kontinentaldrift opbakning, og en livlig debat begyndte mellem “driftere” eller “mobilister” (fortalere for teorien) og “fixister” (modstandere). I løbet af 1920’erne, 1930’erne og 1940’erne nåede førstnævnte vigtige milepæle ved at foreslå, at konvektionsstrømme kan have drevet pladebevægelserne, og at spredningen kan have fundet sted under havet i den oceaniske skorpe. Koncepter tæt på de elementer, der nu indgår i pladetektonikken, blev foreslået af geofysikere og geologer (både fixister og mobilister) som Vening-Meinesz, Holmes og Umbgrove.

Et af de første geofysiske beviser, der blev brugt til at understøtte lithosfæriske pladers bevægelse, kom fra palæomagnetismen. Dette er baseret på det faktum, at bjergarter af forskellig alder viser en variabel magnetfeltretning, hvilket er blevet påvist ved undersøgelser siden midten af det 19. århundrede. De magnetiske nord- og sydpoler vender sig om gennem tiden, og, hvilket er særlig vigtigt i palæotektoniske undersøgelser, den relative position af den magnetiske nordpol varierer gennem tiden. I første omgang, i første halvdel af det tyvende århundrede, blev sidstnævnte fænomen forklaret ved at indføre det, der blev kaldt “polar vandring” (se tilsyneladende polar vandring), dvs. at man antog, at nordpolens placering havde flyttet sig gennem tiden. En alternativ forklaring var imidlertid, at kontinenterne havde flyttet sig (forskudt og roteret) i forhold til nordpolen, og at hvert kontinent faktisk viser sin egen “polar vandringsbane”. I slutningen af 1950’erne lykkedes det ved to lejligheder at vise, at disse data kunne vise gyldigheden af kontinentaldrift: af Keith Runcorn i en artikel i 1956 og af Warren Carey på et symposium, der blev afholdt i marts 1956.

Det andet bevis til støtte for kontinentaldrift kom i slutningen af 1950’erne og begyndelsen af 60’erne fra data om bathymetri af de dybe havbundene og karakteren af den oceaniske skorpe, såsom magnetiske egenskaber og mere generelt med udviklingen af marin geologi, som gav beviser for sammenhængen mellem udbredelse af havbunden langs de mellemoceaniske rygge og omvendte magnetfelter, offentliggjort mellem 1959 og 1963 af Heezen, Dietz, Hess, Mason, Vine & Matthews og Morley.

Simultane fremskridt i de tidlige seismiske billeddannelsesteknikker i og omkring Wadati-Benioff-zonerne langs de grøfter, der afgrænser mange kontinentale rande, viste sammen med mange andre geofysiske (f.eks. gravimetriske) og geologiske observationer, hvordan den oceaniske skorpe kunne forsvinde ind i kappen, hvilket gav den mekanisme, der kunne afbalancere udvidelsen af oceanbassinerne med afkortningen langs deres rande.

Al disse beviser, både fra havbunden og fra kontinentalranden, gjorde det omkring 1965 klart, at kontinentaldrift var mulig, og teorien om pladetektonik, som blev defineret i en række artikler mellem 1965 og 1967, var født, med al dens ekstraordinære forklarings- og forudsigelseskraft. Teorien revolutionerede jordvidenskaberne og forklarede en bred vifte af geologiske fænomener og deres implikationer i andre studier som palæogeografi og palæobiologi.

Kontinentaldrift

I slutningen af det nittende og begyndelsen af det tyvende århundrede antog geologerne, at Jordens hovedtræk var faste, og at de fleste geologiske træk såsom bassinudvikling og bjergkæder kunne forklares ved lodret bevægelse af jordskorpen, beskrevet i det, der kaldes den geosynklinale teori. Generelt blev dette sat i forbindelse med en kontraherende planet Jorden som følge af varmetab i løbet af en relativt kort geologisk tid.

Det blev allerede i 1596 observeret, at de modsatte kyster af Atlanterhavet – eller mere præcist kontinentalsoklernes kanter – har samme form og ser ud til at have passet sammen engang.

Siden den tid blev der foreslået mange teorier for at forklare denne tilsyneladende komplementaritet, men antagelsen om en fast jord gjorde disse forskellige forslag vanskelige at acceptere. hvilket ville udløse en reel revolution i tankegangen. En dybtgående konsekvens af spredningen af havbunden er, at der hele tiden blev – og stadig bliver – dannet ny skorpe langs de oceaniske rygge. Heezen gik derfor ind for den såkaldte “ekspanderende jord”-hypotese af S. Warren Carey (se ovenfor). Så spørgsmålet var stadig: Hvordan kan der løbende tilføjes ny skorpe langs de oceaniske rygge uden at Jordens størrelse øges? I virkeligheden var dette spørgsmål allerede blevet løst af mange videnskabsmænd i fyrrerne og halvtredserne, f.eks. Arthur Holmes, Vening-Meinesz, Coates og mange andre: Den overskydende skorpe forsvandt langs det, der blev kaldt de oceaniske grøfter, hvor den såkaldte “subduktion” fandt sted. Da forskellige forskere i begyndelsen af tresserne begyndte at ræsonnere på de data, de havde til rådighed om havbunden, faldt brikkerne i teorien derfor hurtigt på plads.

Spørgsmålet fascinerede især Harry Hammond Hess, geolog ved Princeton University og kontreadmiral i flådens reserve, og Robert S. Dietz, videnskabsmand ved U.S. Coast and Geodetic Survey, som først opfandt udtrykket spredning af havbunden. Dietz og Hess (førstnævnte offentliggjorde den samme idé et år tidligere i Nature, men Hess havde allerede i 1960 distribueret et upubliceret manuskript til sin artikel fra 1962) var blandt den lille håndfuld, der virkelig forstod de brede implikationer af havbundsspredning og hvordan den i sidste ende ville stemme overens med de på daværende tidspunkt ukonventionelle og uaccepterede idéer om kontinentaldrift og de elegante og mobilistiske modeller, som tidligere arbejdere som Holmes havde foreslået.

Samme år beskrev Robert R. Coats fra U.S. Geological Survey hovedtrækkene ved øbuesubduktion på Aleuterne. Hans artikel, som på daværende tidspunkt var lidet bemærket (og endda latterliggjort), er siden blevet kaldt “banebrydende” og “forudseende”. I virkeligheden viser den faktisk, at det arbejde, som de europæiske forskere om øbuer og bjergbælter havde udført og offentliggjort i 1930’erne og frem til 1950’erne, også blev anvendt og værdsat i USA.

Hvis jordskorpen udvidede sig langs de oceaniske rygge, ræsonnerede Hess og Dietz ligesom Holmes og andre før dem, måtte den skrumpe andre steder. Hess fulgte Heezen og foreslog, at ny oceanisk skorpe kontinuerligt spredes væk fra højderyggene i en transportbælte-lignende bevægelse. Og ved hjælp af de mobilistiske begreber, der var udviklet tidligere, konkluderede han korrekt, at den oceaniske skorpe mange millioner år senere til sidst falder ned langs kontinentalranden, hvor oceaniske grøfter – meget dybe, smalle kløfter – dannes, f.eks. langs kanten af Stillehavsbækkenet. Det vigtige skridt, som Hess tog, var, at konvektionsstrømme ville være drivkraften i denne proces, og han nåede frem til de samme konklusioner, som Holmes havde gjort årtier tidligere, med den eneste forskel, at udtyndingen af havskorpen blev udført ved hjælp af Heezens mekanisme med spredning langs ryggene. Hess konkluderede derfor, at Atlanterhavet udvidede sig, mens Stillehavet skrumpede. Efterhånden som den gamle oceaniske skorpe “opbruges” i grøfterne (ligesom Holmes og andre mente han, at dette skete ved fortykkelse af den kontinentale litosfære, og ikke, som man nu forstår, ved at den oceaniske skorpe selv undertrykkes i større målestok i kappen), stiger ny magma op og bryder ud langs spredningsryggene for at danne ny skorpe. I realiteten “genbruges” havbassinerne hele tiden, idet der samtidig dannes ny skorpe og ødelægges gammel oceanisk lithosfære. Således forklarede de nye mobilistiske koncepter fint, hvorfor Jorden ikke bliver større ved havbundsspredning, hvorfor der er så lidt sedimentakkumulering på havbunden, og hvorfor oceaniske bjergarter er meget yngre end kontinentale bjergarter.

Magnetisk stribe

I begyndelsen af 1950’erne begyndte forskere som Victor Vacquier ved hjælp af magnetiske instrumenter (magnetometre), der var tilpasset de luftbårne apparater, der blev udviklet under Anden Verdenskrig til at opdage ubåde, at genkende mærkelige magnetiske variationer over havbunden. Selv om dette fund var uventet, var det ikke helt overraskende, fordi man vidste, at basalt – den jernrige, vulkanske sten, som havbunden består af – indeholder et stærkt magnetisk mineral (magnetit), som lokalt kan forvrænge kompasaflæsninger. Denne forvrængning blev opdaget af islandske søfolk allerede i slutningen af det 18. århundrede. Da tilstedeværelsen af magnetit giver basalten målbare magnetiske egenskaber, er det endnu vigtigere, at disse nyopdagede magnetiske variationer gav endnu et middel til at studere den dybe havbund. Når nyligt dannet sten afkøles, registrerede sådanne magnetiske materialer Jordens magnetfelt på det pågældende tidspunkt.

Da mere og mere af havbunden blev kortlagt i løbet af 1950’erne, viste de magnetiske variationer sig ikke at være tilfældige eller isolerede hændelser, men afslørede i stedet genkendelige mønstre. Da disse magnetiske mønstre blev kortlagt over et stort område, viste havbunden et zebra-lignende mønster: en stribe med normal polaritet og den tilstødende stribe med omvendt polaritet. Det overordnede mønster, defineret af disse vekslende bånd af normalt og omvendt polariseret sten, blev kendt som magnetic striping og blev offentliggjort af Ron G. Mason og medarbejdere i 1961, som dog ikke fandt en forklaring på disse data i form af spredning af havbunden, ligesom Vine, Matthews og Morley et par år senere.

Offentliggørelsen af magnetic striping krævede en forklaring. I begyndelsen af 1960’erne var forskere som Heezen, Hess og Dietz begyndt at opstille teorier om, at midtoceaniske rygge markerer strukturelt svage zoner, hvor havbunden blev revet i to på langs langs langs af ryggenes kam (se forrige afsnit). Ny magma fra jordens indre stiger let op gennem disse svage zoner og bryder i sidste ende ud langs højderyggenes kam og skaber ny oceansk skorpe. Denne proces, der først blev betegnet som “transportbåndshypotesen” og senere kaldt for spredning af havbunden, har fungeret over mange millioner af år og fortsætter med at danne ny havbund over hele det 50.000 km lange system af mellemoceaniske rygge.

Kun fire år efter at kortene med “zebramønsteret” af magnetiske striber blev offentliggjort, blev forbindelsen mellem udbredelse af havbunden og disse mønstre korrekt placeret, uafhængigt af hinanden af Lawrence Morley og af Fred Vine og Drummond Matthews i 1963, nu kaldet Vine-Matthews-Morley-hypotesen. Denne hypotese forbandt disse mønstre med geomagnetiske omvendinger og blev støttet af flere beviser:

1. striberne er symmetriske omkring de mellemoceaniske ryggenes kamme; på eller nær ryggenes kam er klipperne meget unge, og de bliver gradvist ældre væk fra ryggenes kam;
2. de yngste klipper ved ryggenes kam har altid nutidig (normal) polaritet;
3. striber af klipper parallelt med ryggenes kam skifter i magnetisk polaritet (normal-omvendt-normal, osv.), hvilket tyder på, at de blev dannet i forskellige epoker, der dokumenterer de (allerede kendte (fra uafhængige undersøgelser) normale og omvendte episoder af Jordens magnetfelt.

Da den forklarer både de zebra-lignende magnetiske striber og opbygningen af det midt-oceaniske rygsystem, vandt havbundsspredningshypotesen (SFS) hurtigt konvertitter og repræsenterede endnu et stort fremskridt i udviklingen af pladetektonik-teorien. Desuden begyndte man nu at opfatte den oceaniske skorpe som en naturlig “båndoptagelse” af historien om de geomagnetiske feltomvendinger (GMFR) i Jordens magnetfelt. I dag foretages der omfattende undersøgelser af kalibreringen af de normale omvendingsmønstre i den oceaniske skorpe på den ene side og de kendte tidsskalaer, der stammer fra dateringen af basaltlag i sedimentære sekvenser (magnetostratigrafi), på den anden side, for at nå frem til skøn over tidligere spredningshastigheder og pladerekonstruktioner.

Definition og forfining af teorien

Efter alle disse overvejelser blev pladetektonikken (eller, som den oprindeligt blev kaldt “New Global Tectonics”) hurtigt accepteret i den videnskabelige verden, og der fulgte talrige artikler, der definerede begreberne:

• I 1965 tilføjede Tuzo Wilson, som havde været fortaler for hypotesen om spredning af havbunden og kontinentaldrift lige fra begyndelsen, begrebet transformfejl til modellen og fuldendte dermed de klasser af fejltyper, der var nødvendige for at få pladernes mobilitet på kloden til at fungere.
• Der blev afholdt et symposium om kontinentaldrift i Royal Society of London i 1965, som må betragtes som den officielle start på det videnskabelige samfunds accept af pladetektonikken, og hvis resuméer er udgivet som Blacket, Bullard & Runcorn (1965). På dette symposium viste Edward Bullard og medarbejdere ved hjælp af en computerberegning, hvordan kontinenterne langs begge sider af Atlanterhavet bedst ville passe til at lukke havet, hvilket blev kendt som den berømte “Bullard’s Fit”.
• I 1966 offentliggjorde Wilson den artikel, der henviste til tidligere pladetektoniske rekonstruktioner og introducerede begrebet “Wilson Cycle”.
• I 1967 foreslog W. Jason Morgan på American Geophysical Unions møde i 1967, at Jordens overflade består af 12 stive plader, der bevæger sig i forhold til hinanden.
• To måneder senere offentliggjorde Xavier Le Pichon en komplet model baseret på 6 store plader med deres relative bevægelser, hvilket markerede den endelige accept af pladetektonikken i det videnskabelige samfund.
• Samme år præsenterede McKenzie og Parker uafhængigt af hinanden en model, der ligner Morgans, og som anvender translationer og rotationer på en kugle til at definere pladebevægelserne.

Tjek din forståelse

Svar på nedenstående spørgsmål for at se, hvor godt du forstår de emner, der er behandlet i det foregående afsnit. Denne korte quiz tæller ikke med i din karakter i klassen, og du kan tage den igen et ubegrænset antal gange.

Brug denne quiz til at tjekke din forståelse og beslutte, om du (1) skal studere det foregående afsnit yderligere eller (2) gå videre til næste afsnit.