teori som hevder at jordoverflaten er delt opp i 6–8 større og en rekke mindre plater som alle beveger seg i forhold til hverandre. All bevegelse på Jordens krumme overflate vil foregå som rotasjonsbevegelse. Selve platene er 100–200 km tykke, og utgjør jordklodens ytterste, stive skall, den såkalte litosfæren. Litosfæreplatene glir over det delvis smeltede underlag, asthenosfæren. Kontinentene som sitter innesluttet i de stive platene, på samme måte som fastfrosne tømmerstokker i isflak, følger passivt med i deres bevegelser.
Plategrenser
De bevegelige platene støter an mot hverandre langs kantene. Plategrensene er i hovedsak av tre typer: spredningsakser, kollisjonssoner og transformforkastninger. Ved spredningsaksene glir platene fra hverandre, spredningshastigheten varierer fra 2–10 cm per år langs de forskjellige akser. Kollisjonssonene utgjør områder hvor platene presses mot hverandre, mens transformforkastningene markerer steder hvor platene bare glir forbi hverandre.
Plategrensene representerer fundamentale urosoner; nesten all jordskjelvaktivitet og vulkansk aktivitet er knyttet til plategrensene. Et kart over Jordens jordskjelvsoner vil derfor også være et kart over plategrensenes beliggenhet. Utenfor de smale urobeltene finner man de stabile områdene: platenes indre. Langt den største del av jordoverflaten er derfor relativt sikker mot overraskende jordskjelv og vulkanutbrudd.
En følge av platetektonikken er at Jordens kontinenter og havområder ikke er faste og uforanderlige trekk på en død overflate, men at de geologiske prosesser skjer uavlatelig slik at nye fjellformasjoner oppstår og andre går til grunne. Fordelingen av land og hav vil derfor, med lovmessig nødvendighet, skifte med tiden.
Spredningsakser
Det viser seg at spredningsaksene nesten overalt følger den mektige undersjøiske fjellryggen som løper langs midten av de store verdenshav. Midthavsryggen består helt og holdent av vulkanske (basaltiske) bergarter. Pga. platebevegelsene sprekker ryggen opp i en sentral rift eller revne. Magma som dannes på dypet under litosfæren trenger opp i den sentrale riften som lava og størkner. Ved spredningsaksen produseres på denne måten ny havbunn hele tiden, samtidig som den trenges utover til begge sider (havbunnsspredning). Havbunnens yngste vulkanske bergarter vil derfor alle befinne seg på midthavsryggen. Island og Jan Mayen er begge eksempler på midthavsøyer med aktiv vulkanisme. Til begge sider fra midthavsryggen øker havbunnens alder, og havområdenes eldste vulkanske bergarter finnes alltid nær kontinentalsokkelen.
Havbunnsbergartene er likevel aldri eldre enn 180–200 mill. år, hvilket er lite sammenlignet med mange av kontinentområdenes bergarter (opptil 3500–4000 mill. år), eller sammenlignet med Jordens alder på 4500 mill. år. Dette viser at alle de nåværende havområder er forholdsvis nydannede fenomener. Man vet at tidligere verdenshav er blitt ødelagt ved platenes stadige bevegelser. Rester av gamle havbunnsbergarter kan finnes presset sammen inne på kontinentene, i Norge f.eks. på Karmøy (ofiolitt).
Kollisjonssoner
Mens ny jordskorpe produseres ved spredningsaksene, vil gamle skorpebergarter presses sammen eller forsvinne med samme fart langs kollisjonssonene. Dersom den ene platen inneholder havbunnsbergarter, vil disse pga. sin større tyngde presses ned og inn under kontinentalplaten. Et slikt nedpressingsområde kalles en subduksjonssone.
Subduksjonssoner finner man rundt hele Stillehavet hvor stillehavsplaten presses ned under kontinentene omkring. Nedpressingen (subduksjonen) medfører også at havbunnen bøyes ned, man finner derfor alltid de største havdypene, dyphavsgropene, som avlange trau langs subduksjonssonene nær land. Subduksjonen medfører også sterk friksjon og store mekaniske påkjenninger på bergartene. Friksjonen fører til delvis oppsmelting og vulkanisme (jfr. Andesfjellene), mens påkjenningene leder til bruddannelse, dvs. jordskjelv. De største jordskjelvene opptrer alltid langs kollisjonssonene. Jordskjelvene forekommer i dyp helt ned til ca. 700 km, noe som viser hvor langt ned platene blir presset.
Også ved kollisjon mellom plater hvor begge består av havbunnsbergarter, vil den ene subduseres og en sone med vulkansk aktivitet oppstå på havbunnen over subduksjonssonen. I tidlige stadier sees dette som en vulkansk øybue (f.eks. Tonga, Aleutene og Marianene), i modne stadier som øybuer med kompleks geologisk sammensetning (Filippinene, Japan og Alaskahalvøya).
Etter hvert som kollisjonen mellom to plater fører til at all havbunn forsvinner i dypet, vil til slutt kontinentene støte mot hverandre. Subduksjonen stopper opp, og isteden vil bergartene bli foldet sammen til en mektig fjellkjede. Himalaya er f.eks. resultat av kollisjon mellom det indiske kontinent i sør og det sibirske massiv i nord.
Transformforkastninger
Der platene glir forbi hverandre, uten havbunnsdannelse eller subduksjon, vil det likevel være seismisk aktivitet som følge av gradvis oppbygging og plutselig frigjøring av spenninger mellom platene. De fleste transformforkastninger finnes i havbunnen, særlig som brudd på tvers av midthavsryggene, men det finnes også tilfeller der de skjærer inn i kontinentalskorpen, f.eks. San Andreasforkastningen i California.
Fremtidige platebevegelser
Platene beveger seg med hastigheter på noen centimeter i året. Bevegelsene lar seg beregne, og man kan derfor forutsi Jordens utseende fremover i tiden. Store og dramatiske kollisjoner vil måtte skje: om 20–30 mill. år vil Australia kollidere med Sørøst-Asia; Los Angeles, som sitter på stillehavsplaten, vil bevege seg nordover forbi San Francisco, som sitter på kanten av den nordamerikanske platen.
Platetektonikkens fremvekst
Platetektonikken fikk sitt gjennombrudd i slutten av 1960-årene og gav nytt liv til Wegeners gamle kontinentaldriftshypotese. Den gav også et nytt, sammenfattende og globalt perspektiv på geologien. Tidligere teorier ble overflødiggjort og platetektonikken er i stand til bedre å forklare mange storstilte geologiske trekk, som fjellkjedenes opprinnelse og geografiske fordeling, dyphavenes utvikling og utforming, og vulkansk og seismisk aktivitet.
Platetektonikken er fremkommet som en syntese av forskningsresultater fra en rekke uavhengige fag. Viktige felter har vært: 1) detaljert kartlegging av havbunnen ved hjelp av ekkolodd, og studium av havbunnsbergarter, 2) observasjon av paleomagnetisme og polvandringskurver, 3) måling av magnetiske anomalier (avvik) over havområdene, kombinert med oppdagelsen av at Jordens magnetfelt reverseres (vender om) med ujevne mellomrom, 4) nøyaktig registrering av jordskjelvsentrenes beliggenhet og oppdagelsen av transformforkastninger.
Et interessant tilskudd til rekken av oppdagelser kom med forskningsskipet Glomar Challengers dyphavsboringer. Boreprøver fra havbunnen bekrefter at de vulkanske bergartenes alder øker systematisk med avstanden fra midthavsryggen.
Selv om slike og lignende bekreftelser støtter den platetektoniske teori, representerer teorien ingen «sannhet», men som de fleste vitenskapelige teorier, den beste foreliggende forklaring på naturen omkring oss. Se også Jorden (geologi) og paleomagnetisme.
Viktige stadier i platetektonikkens utviklingshistorie
| 1850-årene | Første rekonstruksjoner og sammenføyning av landmassenes kystkonturer på begge sider av Atlanterhavet (Pepper, Snider-Pelligrini) | ||
| 1910 | Amerikaneren F. Taylor antar at de sammenfoldede fjellkjedene er oppstått ved kollisjon mellombevegelige kontinenter | ||
| 1912–15 | Den tyske meteorologen Alfred Wegener fremsetter kontinentaldrifthypotesen | ||
| 1915–30 | Heftig internasjonal debatt og gradvis stagnasjon frem til 1930 da Wegener omkommer på Grønland | ||
| 1930–50 | Kontinentaldrifthypotesen ansees som oppgitt i de fleste land. Sørafrikaneren A. du Toit og briten A. Holmes fortsetter imidlertid i Wegeners fotspor. I 1956 skriver den nederlandske geolog de Sitter at «teorien har knapt noen tilhengere lenger» | ||
| 1950–60 | Fornyet interesse, viktigste årsaker: Paleomagnetiske data og konstruksjon av polvandringskurver (Blackett, Runcorn), utforskningen av dyphavsområdene og ny forståelse av midthavsryggene (Bullard, Erwing, Heezen, Menard) | ||
| 1960–62 | Amerikanerne H. Hess og R. S. Dietz formulerer hypotesen om havbunnsspredning | ||
| 1963–66 | De parallelle magnetiske anomalier i havområdene tolkes som resultat av havbunnsspredning og periodisk reversering av Jordens magnetfelt (Vine, Mathews). Reverseringsskalaen kalibreres ved hjelp av radiometriske aldersbestemmelser av lavabergarter på land og dyphavssedimenter (Cox, Dalrymple, Doell) | ||
| 1965 | Briten Sir E. Bullard og medarbeidere viser ved hjelp av datamaskin at kontinentene på begge sider av Atlanterhavet kan sammenpasses ved å rotere landmassene omkring en felles rotasjonspol | ||
| 1965–66 | En ny type bruddlinje, såkalte transformforkastninger oppdages i havbunnsområdene; langs disse forkastningene kan individuelle blokker bevege seg sidelengs i forhold til hverandre (Tuzo, Wilson, Sykes) | ||
| 1968 | Franskmannen X. Le Pichon viser at jordoverflaten grovt sett består av 6 eller flere plater som glir fra hverandre langs midthavsryggene og kolliderer eller presses inn under hverandre hvor vi har unge fjellkjeder og dyphavsgroper | ||
| 1968 | Havforskningsskipet Glomar Challenger begynner dypvannsboringer i alle de store havområder og bekrefter havbunnsspredningen (Maxwell) | ||
| 1967–70 | Platetektonikkens gjennombrudd som global teori (bl.a.: Le Pichon, Heirtzler, Isachs, McKenzie, Morgan, Oliver Parker, Pitman, Sykes) | ||
| 1970 | Platetektonikken forklarer fjellkjedens dannelse (Bird, Dewey). Kontinentenes vandringer de siste 200 millioner år (og de neste 50 millioner år) rekonstrueres (Dietz, Holden). Eksperimentelle undersøkelser simulerer kontinentaldrift (Ramberg) | ||
| 1970–90 | Alderen til havbunnen under verdenshavene fremstilles på detaljerte kart. Hastigheten av platebevegelsene bestemmes over hele Jorden. Hawaii og dens undersjøiske rekke av eldre, utslukte vulkaner forklares ved platebevegelse over et stasjonært, varmt område i mantelen (varmeflekk/hotspot) | ||