Skyvedekkene – en geologisk umulighet

06.01.2017
Det fjerde geofaglige mysteriet i denne artikkelserien dreier seg om overskyvninger og skyvedekker – geologiske strukturer som preger mye av fjell-landskapet vårt. Dessuten handler det om kunsten å se det man ikke helt kan tro.

Av Fridtjof Riis
Artikkelen er tidligere publisert på nettstedet www.geoforskning.no

 

Hardangervidda grenser i vest og nord opp mot landemerkene Hårteigen, Hallingskarvet og Hardangerjøkulen. Topplaget i disse fjellformasjonene er flere hundre meter tykt og består av harde gneiser. Gneisene ligger på skifer og kalkstein som er mindre motstandsdyktige mot erosjon. Dette gneislaget er en del av skyvedekkene i den kaledonske fjellkjeden som strekker seg gjennom Skandinavia fra Jæren til Hammerfest.

 

Skissen viser hvordan et skyvedekke er definert.

Skissen viser hvordan et skyvedekke er definert.

 

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 i forhold til lagene under.

Undergrensa av et skyvedekke er definert av en bevegelsessone. Denne sonen betegnes på fagspråket ofte decollement og kan på norsk kalles en såleforkastning. Et typisk skyvedekke ligger tilnærmet horisontalt oppå en yngre lagrekke.

 

Som hovedfagsstudent på 1970-tallet ble jeg kjent med skyvedekkene i Sørvest-Norge da Johan Naterstad, Roy Gabrielsen og Arne Solli veiledet meg inn i Hardangervidda-Ryfylkeprosjektet. Mye av den geologiske erfaringen jeg hadde den gangen kom fra Oslo-området, som er kjent for sin fossilrike kambro-siluriske lagrekke. Østlendinger som har blikk for stein kjenner godt til foldingen som preger denne lagrekka. Lagene er foldet fordi de ligger i den ytre delen av den kaledonske fjellkjeden. Det var likevel en stor overgang for meg å komme fra foldene på Østlandet til den mye mer intense deformasjonen som finnes i skyvedekkene nærmere kjernen av den kaledonske fjellkjeden. Hva slags krefter var det som kunne skyve store fjellmassiver mer enn hundre kilometer over yngre lag?

 

Fjellproblemet

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 («fjellproblemet») beskrevet og tolket som overskyvning av Alfred Törnebohm på 1890-tallet, etter et enormt kartleggingsarbeid gjennom mer enn 20 år.

Törnebohm sammenliknet fossilene i Trondhjemsfeltet med de jevngamle fossilene under Åreskutan og argumenterte for at skyvedekkene på norsk side måtte ha flyttet seg minst 100 kilometer i forhold til den svenske lagrekka.

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. Både den kaledonske fjellkjeden, Alpene og Himalaya er eksempler på at kontinentplater kolliderer slik at den ene plata presses inn under den andre.

 

Skissen viser hvordan et skyvedekke er definert.

Hårteigen
(Kilde: www.norgeskart.no Kartverket-Geodata)

 

I landemerket Hårteigen på Hardangervidda ligger overskjøvet grunnfjellsgneis på yngre bergarter. Hans Reusch hadde vært inne på de samme tankene som Tørnebohm, og etter at Tørnebohm hadde publisert sin tolkning av Åreskutan reiste geologene Reusch, J.Rekstad og K.O. Bjørlykke til Hardangervidda for å teste overskyvingsteorien. Konklusjonen i 1912 var at gneisene var skjøvet, men de fant ikke bevis for slike store skyvelengder som Tørnebohm hadde publisert. Alternative teorier for Hårteigen var at gneisene var dannet av magma som hadde trengt inn i skifrene omdannet dem. Slike teorier holdt seg helt fram til platetektonikken ble allment akseptert. Problemet med dem var at det ikke noe sted var observert intrusive bergarter i disse skifrene.

 

Skyvedekker i de store fjellkjedene

I kollisjonsfjellkjeder slik som Himalaya eller de skandinaviske Kaledonidene 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. I en aktiv fjellkjede som Himalaya oppstår kraftige jordskjelv i denne stabelen som følge av skyveprosessen.

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.

 

Skjematisk profil av kollisjonsfjellkjede med dimensjoner slik de er i Himalaya. I stabelen av skyvedekker er det tegnet en mulig fordeling av grunnfjell (blå) og yngre sedimenter (grønn).

Skjematisk profil av kollisjonsfjellkjede med dimensjoner slik de er i Himalaya. I stabelen av skyvedekker er det tegnet en mulig fordeling av grunnfjell (blå) 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 ytre delen av skyvedekken er stort sett fjernet av seinere erosjon, men er bevart i Oslo-riften. Der kan man fastslå at bredden på beltet med skyvedekker og overskyvninger er omtrent den samme som i Himalaya.



De omvendte lagrekkene

I de skandinaviske kaledonidene ser man et dypt snitt i en 400 millioner år gammel fjellkjede som var på størrelse med Himalaya. Her ble det 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.

 

Gul linje: Underste skyvegrense ligger i  sandstein (kambrium). Over skyvegrensa er sandsteinen gjennomsatt av forkastninger og folder. Rosa linje: Undergrense for neste skyvedekke som inneholder nedknuste grunnfjellsbergarter. Høyden på profilet er ca 150 m.

5 Skyvedekke (nedknust grunnfjellsgneis)
4 Overskjøvete bergarter (deformert sandstein)
3 Sandstein
2 Svartskifer
1 Skifer og siltstein

Gul linje: Underste skyvegrense ligger i  sandstein (kambrium). Over skyvegrensa er sandsteinen gjennomsatt av forkastninger og folder. Rosa linje: Undergrense for neste skyvedekke som inneholder nedknuste grunnfjellsbergarter. Høyden på profilet er ca 150 m.

 

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

Skyvedekket av gneis kan sies å høre til de midtre skyvedekkene.  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. Fjellgrunnen mellom den blå og den grønne linja er hovdesakelig bygd opp av skyvedekker.

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. Fjellgrunnen mellom den blå og den grønne linja er hovdesakelig bygd opp av skyvedekker.

 

Hovedfagsområdet mitt på Nedstrand grenser mot grunnfjellsvinduet på Haugalandet, merket med H på figuren. Det kambriske konglomeratet og sandsteinene på Nedstrand ligger 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 som er stokket sammen med grunnfjellsgneis. I disse områdene ble grunnfjellskiler 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.

 

Det lokale skyvedekket i Gaupefjellet. Rød linje:Toppen av stedegent grunnfjell. Gul: Skyvegrense under løsrevet grunnfjell. Gaupefjellet er ca 400 m høyt.

Det lokale skyvedekket i Gaupefjellet. Rød linje:Toppen av stedegent grunnfjell. Gul: Skyvegrense under løsrevet grunnfjell. Gaupefjellet er ca 400 m høyt.

 

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, se skissen under.

 

Skissen viser skjematisk oppbygging av skyvedekkene i Boknafjorden

Skissen viser skjematisk oppbygging av skyvedekkene i Boknafjorden. De svarte linjene er såleforkastninger som skiller mellom ulike enheter av skyvedekker. Skyvedekke 1 og 2 består av kraftig deformert grunnfjellsgneis (orange) og fyllitt av kambrisk-ordovisisk alder (grønn). Typisk samlet tykkelse på skyvedekke 1 og 2 er 500-1000 meter. Disse skyvedekkene kan være hentet fra områdene rundt grunnfjellsvinduet på Haugalandet (mindre enn 100 km), mens skyvedekke 3 er transportert lengre. Firkanten viser plasseringen av Gaupefjellet.

 

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.

 

Glideflatene

I Hardangervidda-Ryfylkeprosjektet var det en annen side av «fjellproblemet» som opptok oss og som Johan 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?

Dette gjelder særlig overskyvninger som skjer under lav grad av metamorfose, på begravningsdyp ned til mellom 5 og 10 km. Under slike forhold kan bevegelsen skje langs glideflater eller svært tynne skyvesoner slik vi ser eksempel på bl.a. i Hjelmelandsheiene øst for Ritlandskrateret.

 

Hammer i bildet viser skyvesonen som er definert av en cm-tykk mylonitt. Sandsteinene i skyvedekket (lys grå) er gjennomsatt av folder og reversforkastninger mens den stedegne delen av sandsteinen (mørk grå) er lite deformert.

Hammer i bildet viser skyvesonen som er definert av en cm-tykk mylonitt. Sandsteinene i skyvedekket (lys grå) er gjennomsatt av folder og reversforkastninger mens den stedegne delen av sandsteinen (mørk grå) er lite deformert.

 

Dersom skyvingen skjer under trykk- og temperaturforhold der det skjer omfattende rekrystallisering av mineraler, vil det bli dannet soner av finkormet mylonitt. På grunne dyp kan en vente å få knusing og bevegelse av sedimentkorn.

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

Det regnes fortsatt som et problem ved modellering av mekanikken i skyvebevegelser hvorfor friksjonen i glideflatene under store jordskjelv er så lav at de store forskyvningene kan oppstå.

En vanlig hypotese er at det bygges opp overtrykk, f.eks. i leirsoner, som kan bære mye av den overliggende vekta. Glideflater kan også bli glatte på grunn av smøring med salt. Slike faktorer vil ha en betydelig påvirkning utformingen av skyvedekkene, men skyveprosesser er et så karakteristisk trekk i kollisjonssoner at det ikke er rimelig å tenke seg at de skal være direkte avhengige av lokale forhold i lagrekkene som er involvert.

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 for mobiliseringen av glideflata 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.

 

Seismisk 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.

Seismisk 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.

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.


Tema: Geologi