Onsdag 13.11.2019 - Uke 46
logo   128 000 besøkende i 2018

Samarbeidspartnere

Det fjerde geofaglige mysteriet i denne artikkelserien dreier seg om overskyvninger og skyvedekker – samt kunsten å se det man ikke helt kan tro.


530x668 Figur 1aGrunnfjellsvinduene sentralt i kaledonidene og omtrentlig grense for hvor grunnfjellet er involvert i kaledonsk tektonikk (blå linje). Grønn linje viser utbredelse av kambrisk-ordoviciske bergarter som er påvirket av fjellkjededannelsen.

Oslo-området er kjent for sin fossilrike kambro-siluriske lagrekke. Østlendinger som har blikk for stein kjenner godt til foldingen som preger denne lagrekka.

Folding, reversforkastninger og overskyvninger på Østlandet skyldes kreftene som bygde seg opp mer enn 200 kilometer lengre vest, i kollisjonssonen i Den kaledonske fjellkjeden. Hvordan har disse kreftene blitt overført over så lange avstander?

Nøkkelen til å forstå denne sammenhengen ligger i hvordan skyvedekker beveger seg.

I en kollisjonsfjellkjede er det en sentral sone der grunnfjellet er involvert i deformasjonen.

Når kollisjonen pågår, og etterhvert som profilet blir skjøvet sammen og forkortet, blir det dannet en stabel av skyvedekker fra utkanten av kollisjonssonen og utover på forlandet.

Skyvedekkene inneholder materiale fra grunnfjellet som ble involvert, blandet inn med sedimentlagene som opprinnelig lå over dette grunnfjellet. Øverst i stabelen ligger det materiale som kommer fra selve kollisjonssonen.

Dekkestabelen glir på såleforkastninger som ligger i sedimentlagene over de stabile grunnfjellet, slik at forkortningen her blir tatt opp av skyvedekkene og ikke dypere i jordskorpa.

På engelsk snakker vi om «thin skin» tektonikk i dekkestabelen og «thick skin» i sonen der grunnfjellet er involvert.
530x154 Figur 1bSkjematisk profil av kollisjonsfjellkjede med dimensjoner slik de er i Himalaya. I stabelen av skyvedekker er det tegnet en mulig fordeling av grunnfjell (brun) og yngre sedimenter (grønn). 

I Himalaya er avstanden fra de høyeste fjellene til de uforstyrrete sedimentene på den indiske platen ca. 250 kilometer.

I de skandinaviske kaledonidene finner vi bevart en tilsvarende stabel av skyvedekker i et belte som strekker seg fra området der grunnfjellet er involvert i deformasjonen og ca. 100 kilometer østover.

Den kaledonske fjellkjeden er dypt erodert, og hele beltet med skyvedekker er kun bevart i Oslo-riften. Der kan man fastslå at bredden på beltet med skyvedekker og overskyvninger er omtrent den samme som i Himalaya.

DET FJERDE MYSTERIET


Det fjerde geofaglige mysteriet i denne artikkelserien dreier seg om overskyvninger og skyvedekker – samt kunsten å se det man ikke helt kan tro.

 

Les de tidligere mysteriene her:

Fjellplantene under siste istid

Det høyeste fjellet og den dypeste dalen

Norskerenna og kystlandskapene

Noen definisjoner

Reversforkastninger dannes der jordskorpa står under kompresjon. Når en reversforkastning beveger seg, blir eldre lag flyttet opp over yngre.

En overskyvning er en reversforkastning som følger laggrensene. Lagene i hengblokken skyves bortover og legger seg over lagene i liggblokken.

Et skyvedekke består av bergarter som er skjøvet flere kilometer. Undergrensa av et skyvedekke er definert av en overskyvning.

Den betegnes på fagspråket ofte decollement og kan på norsk kalles en såleforkastning. Et typisk skyvedekke ligger tilnærmet horisontalt oppå en yngre lagrekke.
 
I selve skyvesonen er bergarten deformert. Dersom skyvingen skjer under trykk- og temperaturforhold der det skjer rekrystallisering av mineraler, kan det bli dannet soner av mylonitt, på grunne dyp kan en vente å få knusing og bevegelse av sedimentkorn.

De omvendte lagrekkene

Som hovedfagsstudent på 1970-tallet ble jeg kjent med skyvedekkene på sørvestlandet da Johan Naterstad, Roy Gabrielsen og Arne Solli veiledet meg inn i Hardangervidda-Ryfylkeprosjektet.

Det ble utviklet en tektonisk stratigrafi der dekkestabelen ble delt inn i ulike enheter. Regionalt bruker en ofte begrepene de undre, midtre og øvre dekke-enhetene (Se Landet blir til, Norges geologi, 2013).

Figuren viser ulike typer deformasjon i de undre enhetene av skyvedekkene i fjellet innenfor Ritlandskrateret.

530x161 Figur 2De undre enhetene av skyvedekkene i fjellet innenfor Ritlandskrateret. Gul linje: Underste skyvegrense, i toppen av en oppgrovende kambrisk-?ordovicisk sandsteinsenhet. Hammer i bildet til venstre viser skyvesonen som er definert av en cm-tykk mylonitt. Sandsteinene i skyvedekket er gjennomsatt av folder og reversforkastninger mens den stedegne delen av sandsteinen er lite deformert. Rød linje: Undergrense for neste skyvedekke som inneholder nedknuste grunnfjellsbergarter. Høyden på profilet er ca 150 m.

Over det lokale sandsteins-skyvedekket ligger et dekke som består av nedknuste til forskifrete gneisbergarter. Dette skyvedekket dekker et stort areal og kan ikke være hentet lokalt fordi den gamle grunnfjellsoverflata er bevart i området.

De midtre skyvedekkene er deformert ved høyere temperatur og trykk enn de undre dekkene. Samtidig endrer deformasjonssonene karakter.

I den øvre delen av dekkestabelen tas skyvebevegelsen opp av tykkere soner med duktil deformasjon, mineralene er rekrystallisert og har typisk en gjennomgripende lineasjon i bevegelsesretningen.

De øvre skyvesonene i dekkestabelen er dannet ved høyere temperatur og trykk enn det som har eksistert ved grunnfjellsoverflaten der de ligger.

De øvre dekkene må derfor være dannet nærmere kollisjonssonen og har ligget passivt på ryggen av de undre skyvedekkene i den siste transportetappen.

Den omvendte stratigrafien kan forklares ved at så lenge kollisjonen pågikk, flyttet stabelen av skyvedekker seg innover på Det baltiske skjoldet med den mest aktive bevegelsessonen nederst i stabelen.

Grunnfjellsvinduene

Inne i Den kaledonske fjellkjeden ligger det et belte som er karakterisert av grunnfjellsvinduer som vist på figuren.

I dette beltet ble grunnfjellet involvert i store dom- eller foldestrukturer på grunn av kollisjonen. Vest for beltet er grunnfjellet kraftig involvert i deformasjonen, mens det er lite påvirket i områdene i øst.

Den blå linja på kartet viser omtrentlig beliggenheten av overgangssonen mellom «thick-skin» og «thin-skin» tektonikk i det segmentet av Den kaledonske fjellkjeden som ligger mellom Jæren og Finnmark.

Hovedfagsområdet mitt på Nedstrand grenser mot grunnfjellsvinduet på Haugalandet. De underste kambriske sandsteinene på Nedstrand ligger uforstyrret på grunnfjellet, som er foldet opp til mer enn 600 meters høyde langs denne flanken.

Inne i grunnfjellsvinduet er kontakten mellom grunnfjell og kambriske metasedimenter hakket opp av overskyvninger som skaper kiler av fyllitt inne i grunnfjellet. I et slikt område blir grunnfjellskiler ble revet løs og transportert videre som skyvedekker.

Et skyvedekke blir født

Det mest spektakulære eksemplet på et løsrevet skyvedekke på Nedstrand finner vi der Vatsfjorden munner ut i Yrkefjorden.

I Gaupefjellet ligger det en 3-400 meter tykk kropp av grunnfjellsgneis over de kambriske basallagene. Mot nord henger denne kroppen sammen med grunnfjellsvinduet, mot sør på Nedstrandshalvøya kiler den ut inne i fyllitt.

Gneisen ble delvis revet løs fra grunnfjellsvinduet sammen med den overliggende fyllitten. Tynne soner av mylonittisert gneis med små kropper av lite omvandlet grunnfjell ligger inne i fyllittpakken og markerer skyvegrensa videre mot sør og øst.

I skyvedekkene er det mange eksempler på uforstyrrete kropper eller klaster inne i kraftig omvandlete bevegelsessoner. Slike klaster kan opptre i alle skalaer, og de ser ut til å være et karakteristisk trekk for bevegelsessoner der det er en viss grad av duktil deformasjon.

530x174 Figur 3Det lokale skyvedekket i Gaupefjellet. Rød linje: Toppen av stedegent grunnfjell. Orange: Skyvegrense under løsrevet grunnfjell. Gaupefjellet er ca 400 m høyt. Det lille bildet viser et snitt med basalkonglomeratet på Nedstrand.

Det klassiske problemet

To markante fjell er blitt stående som referanser for skyvedekker der eldre grunnfjellsbergarter ligger oppå kambro-siluriske sedimentbergarter. Det er Hårteigen på Hardangervidda og Åreskutan i Jämtland.

I Åreskutan ble dette fenomenet beskrevet og tolket som overskyvning av Alfred Törnebohm på 1890-tallet, etter et enormt kartleggingsarbeid gjenom mer enn 20 år.

Törnebohm argumenterte for at de overliggende skyvedekkene måtte ha flyttet seg minst 100 kilometer.

På denne tida var overskyvninger i mindre skala påvist i Alpene og Skottland, men at så store overskyvninger hadde skjedd virket for mange som fysisk umulig.

Törnebohm hadde startet en diskusjon som skulle vare i mer enn 50 år og som reiste problemstillinger som fortsatt ikke er helt løst. Begynnelsen på denne diskusjonen er godt oppsummert i Landet blir til.

Da platetektonikken slo gjennom på 1960-tallet fikk geovitenskapen en forklaring på hvorfor det oppstod store forkortninger i fjellkjedene.

I Hardangervidda-Ryfylkeprosjektet var det en annen side av problemet som opptok oss vel så mye, og som Naterstad stadig kom tilbake til: Hvordan kan skyvedekker bevege seg over enorme avstander på en slik måte at deformasjonen bare tas opp i en tynn sone i såleforkastningen?

Spørsmålet til Johan gjelder ikke for den metamorfe delen av skyvedekkene, der det er omfattende deformasjonssoner.

Men overskyvninger som skjer i mindre konsoliderte sedimenter, ofte i de ytre delene av fjellkjeden, kan skje langs glideflater eller svært tynne knusesoner slik vi ser eksempel på innenfor Ritlandskrateret.

Overskyvningene er dannet over lang tid som en sum av mange jordskjelvsbevegelser, som altså må ha reaktivert de samme glideflatene.

Så vidt jeg har skjønt er det fortsatt et problem ved modellering av mekanikken i skyvebevegelser hvordan friksjonen i glideflatene kan bli tilstrekkelig lav.

Glideflater kan bli glatte på grunn av smøring med salt, men skyveprosessene skjer også i bassenger uten salt.

En vanlig forklaring er at det bygges opp overtrykk som kan bære mye av den overliggende vekta, men det er ikke klart hvordan store overtrykk kan bygge seg opp så systematisk som det kreves.

Gravitasjonskreftene som bygges opp av topografien i fjellkjeden hjelper til å bygge opp spenningene langs glideflatene, men ikke til å redusere friksjonen.

Skred kan også skape overskyvninger

Da jeg var med på å studere Storeggaraset tidlig på 2000-tallet diskuterte vi betydningen av en kompresjonssone som ligger i skråninga i midtre del av raset, slik figuren viser.

Kompresjonssonen er omtalt i publikasjonene av Petter Bryn og hans medarbeidere i 2005.

Seismiske profiler gjennom denne kompresjonssonen viser interessante analogier med geologien i skyvedekkene. Skyvebevegelsen skyldes at store skredmasser ble tvunget til å kjøre rett inn i sideveggen for skredet.

Skredet fortsatte inn i veggen på det samme glideplanet som ble brukt ute i raset, og klemte sammen de overliggende massene over en lengde av mer enn 20 kilometer.

Den fasen av raset som dannet kompresjonssonen forårsaket en tsunami i Nordsjøbassenget og Norskehavet. Det er en rimelig tolkning at skyvebevegelsen i kompresjonssonen ble utløst av denne utrasningen og pågikk mens utrasningen var på sitt kraftigste.

Tidsfaktoren kan i så fall sammenliknes med et stort jordskjelv. Regelmessigheten av strukturene som er dannet og tilsynelatende økt grad av kompresjon mot vest tyder på alt skjedde i én hendelse, og på at glideflata hadde svært lite friksjon.

530x185 Figur 4Seismisk profil gjennom kompresjonssonen midt i Storeggaraset, vist med blå linje på kartet til høyre. Orange reflektor viser glideflate ca 600 meter under havbunnen. På havbunnen er det dannet et tog av foldestrukturer knyttet til reversforkastninger som er forbundet med glideflata. Noen av disse er tolket (tynn svart strek). Beltet med folder og tydelige reversforkastninger er mer enn 20 km bredt. I skyveretningen ender bevegelsen langs glideflata i en litt større fold og en reversforkastning som har overført bevegelsen til grunnere glideplan ca 300 m og 200 m under havbunnen (blå linje). På kartet til høyre er den dype delen av Storeggaraset (fase 2) vist med grønt. Oppstikkende høyder i raset hindret de sørligste rasmassene i å svinge mot nord, og de kjørte derfor inn i veggen og dannet kompresjonssonen (gul farge). Kartet er modifisert etter Bryn et al. 2005.

En oversett faktor?

Studiene av Storeggaraset viste at glideflatene ble utformet i konturitt-sedimenter. De har lavere skjærstyrke og høyere sensitivitet enn de glasiale sedimentene i rasområdet, men ikke ekstremt lave verdier.

Kan det være en oversett faktor som bidrar til at det oppstår lite friksjon på glideflater både i kraftige jordskjelv og store ras?

En mulighet kan være å se nærmere på prosesser i materiale som utsettes for sjokkdeformasjon.

Jay Melosh og hans kolleger modellerer det de kaller akustisk fluidisering, som forklarer utformingen av store nedslagskratere og store ras på jorda og planetene.

Melosh har modellert at under gitte forutsetninger kan denne faktoren også forklare den lave friksjonen på forkastningene under store jordskjelv.

Dette blir et av temaene i det neste mysteriet.

Her passer det å avslutte med en anerkjennelse til Alfred Törnebohm, som valgte å stole på og gå ut med sine observasjoner, selv om geovitenskapen den gangen ikke hadde forutsetninger til å forklare dem.

Han var for meg det første eksemplet på at geovitenskapen går framover når man tror det man ser.

Det er ikke alltid tilstrekkelig bare å se det man tror.

Samarbeidspartnere

Nyhetsbrev

captcha 

200 ledige stillingerb

200 Tips oss

200 Fortell om din forskning

 

 Ukens PhD comics

250x166 713


Redaktør: Denne e-postadressen er beskyttet mot programmer som samler e-postadresser. Du må aktivere javaskript for å kunne se den.å

Om: Info om Geoforskning.no

Annonsere: Informasjon og priser

Kontakt: Kontaktinformasjon Tips oss

Webløsning ©2013-15 av Web Norge. Skjerm: