Platetektonikk, teori som hevder at jordens ytterste og stiveste lag er delt opp i 6–8 større og en rekke mindre plater som alle beveger seg i forhold til hverandre med en relativ hastighet på noen centimeter i året.

Selve platene er 40–280 kilometer tykke og utgjør jordklodens ytterste skall, den såkalte litosfæren. Litosfæreplatene, som består av skorpe og den litosfæriske (øvre) mantelen, glir over den mykere og tettere astenosfæren. Astenosfæren inneholder lite smeltet berg, men er varm og myk nok til at berget er i sakte bevegelse. 

Kontinentene som sitter innesluttet i de stive platene følger passivt med platene i deres bevegelser, som fastfrosne tømmerstokker i isflak.

All bevegelse på Jordens krumme overflate vil foregå som rotasjonsbevegelse.

Platene i seg selv er stive og deformeres lite internt. Bevegelsene skjer langs plategrensene der platene kan bege seg mot hverandre, fra hverandre eller sidelengs. Dette gir tre hovedtyper av plategrenser: divergente, konvergente og transforme. Ved divergente plategrenser glir platene fra hverandre og ny jordskorpe dannes. Ved konvergente grenser synker eller presses en av platemarginene under den andre. Ved transforme plategrenser er bevegelsen sidelengs slik at 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 hvor plategrensene ligger. 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 platedriften er at Jordens kontinenter og havområder ikke er faste og uforanderlige trekk på en død overflate. I stedet skjer de geologiske prosessene hele tiden, slik at nye fjellformasjoner oppstår og andre går til grunne. Fordelingen av land og hav vil derfor, med lovmessig nødvendighet, skifte med tiden.

Spredningsrygger eller midthavsrygger markerer divergente plategrenser, og fremstår som mektige undersjøiske fjellrygger på bunnen av de store verdenshavene. Spredningsrygger består av vulkanske (basaltiske) og intrusive bergarter. På grunn av platebevegelsene sprekker ryggen opp i en sentral rift eller revne.

Magma som dannes på dypet under litosfæren, trenger opp i den sentrale riften og størkner på overflaten som lava, og dypere nede som gabbro. Slik produseres det stadig ny havbunn, samtidig som den trenges utover til begge sider (havbunnsspredning). De yngste vulkanske bergartene på havbunnen vil derfor alle befinne seg på midthavsryggen. Til begge sider fra midthavsryggen øker havbunnens alder, og havområdenes eldste vulkanske bergarter finnes alltid nær kontinentalsokkelen.

Bergartene på havbunnen er stort sett yngre enn 200 millioner år, hvilket er lite sammenlignet med mange av kontinentområdenes bergarter (opptil 4000 millioner år), eller sammenlignet med Jordens alder på 4540 millioner år. Årsaken er at havbunnskorpe ikke rekker å bli eldre før den blir ødelagt ved subduksjon. Fragmenter av gammel havbunnskorpe finnes imidlertid i gamle fjellkjeder, i Norge for eksempel i Den kaledonske fjellkjeden på Karmøy, Leka og Lyngen (ofiolitt).

Mens ny havbunnskorpe produseres ved spredningsryggene, vil eldre havbunnskorpe forsvinne ned i dypet langs konvergente platebevegelser (der to plater beger seg mot hverandre). Eldre havbunnsskorpe har høy tetthet og vil synke ned. Et slikt nedsynkningssone kalles en subduksjonssone.

Subduksjonssoner finner man rundt hele Stillehavet, hvor havbunnsplatene i Stillehavet synker ned (subduseres) under omliggende kontinenter eller havbunnsplater. I overgangen til subduksjonssonen bøyes havbunnsplaten og danner en dyp grøft (dyphavsgrop, for eksempel Marianergropen i det vestlige Stillehavet). Derfor finner vi alltid de største havdypene langs subduksjonssonene. Subduksjon medfører også at vannholdige sedimenter og sedimentære bergarter trekkes ned langs sonen og frigir vann til den overliggende litosfæren, som da smelter. Smeltene trenger opp mot overflaten og danner intrusjoner og vulkaner. I Stillehavet er det mange eksempler på vulkanske øyrekker (øybuer) nær subduksjonssoner.  Andesfjellene og dens mange vulkaner er også dannet på denne måten.

Bevegelsene langs subduksjonssonene produserer også de kraftigste jordskjelvene som er registrert, og kan forårsake tsunamier, som den i Indonesia 26. desember 2004 med rundt 250,000 omkomne. Jordskjelvene forekommer i dyp helt ned til rundt 700 kilometer, noe som viser hvor langt ned platene blir presset.

Etter hvert som subduksjon fører til at all havbunn forsvinner i dypet, vil til slutt kontinentene støte mot hverandre. Da får vi en kontinent-kollisjon (kollisjonssone) og den ene kontinentalmarginen kan subduseres til en viss grad før subduksjonen stopper opp på grunn av kontinentalskorpens lave tetthet (høy oppdrift). Resultatet av slike kollisjoner er mektige fjellkjeder. Himalaya er et moderne eksempel der det indiske kontinent i sør har kollidert med og delvis blitt presset under det Euro-Asiatiske kontinentet i nord. Tilsvarende kontinental subduksjon av kontinental skorpe skjedde da Norge og Grønland kolliderte under Den kaledonske fjellkjededannelsen for ca. 420 millioner år siden.

Der platene glir forbi hverandre langs en sidelengsforkastning eller transformforkastning, uten havbunnsdannelse eller subduksjon, vil det være seismisk aktivitet (jordskjelv) som følge av friksjon 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, for eksempel San Andreasforkastningen i California og langs den Anatoliske forkastningen i Tyrkia. Begge disse områdene er kjent for ødeleggende jordskjelv som er direkte relatert til sidelengs platebevegelse. 

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 millioner 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.

Platetektonikken (platedriften) fikk sitt gjennombrudd i slutten av 1960-årene og gav nytt liv til Alfred 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 overordnede 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, dyphavsboring og senere satellittmålinger, 2) måling av paleomagnetisme og konstruksjon av 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 i havområdene.

Et viktig 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. Senere har nøyaktige satellittmålinger bevist at platene beveger seg i forhold til hverandre i overensstemmelse med platetektonikkteorien.

Selv om slike og lignende bekreftelser støtter teorien om platedrift, representerer teorien ingen «absolutt sannhet», men som de fleste vitenskapelige teorier den beste foreliggende forklaring på naturen omkring oss. Teorien har da også gjennomgått modifikasjoner, som for eksempel hva som er drivkraften eller "motoren" i platetektonikken. Et fullgodt svar foreligger ennå ikke, men viktige krefter er trekkraften som virker på resten av platen når havbunnskorpe synker ned langs subduksjonssonen, presset utover fra spredningsryggene, og kompliserte strømningsmønstre i mantelen under platene som drives av temperatur- og tetthetsforskjeller i jordens indre. 

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 Lamoraal Ulbo 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 (A. Cox, G.B. Dalrymple, R.R. 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 (J. Tuzo Wilson, L. Sykes).
1968 Franskmannen X. Le Pichon viser at jordoverflaten grovt sett består av seks 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 (J.C. Maxwell).
1967–70 Platetektonikkens gjennombrudd som global teori (blant annet: X. Le Pichon, J.R. Heirtzler, B.L. Isachs, D. McKenzie, W.J. Morgan, J. Oliver, B. Parker, W.C. Pitman, L. Sykes).
1970 Platetektonikken forklarer fjellkjedens dannelse (P. Bird, J. Dewey). Kontinentenes vandringer de siste 200 millioner år (og de neste 50 millioner år) rekonstrueres (R.S. Dietz, J.C. Holden). Eksperimentelle undersøkelser simulerer kontinentaldrift (H. 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).

Foreslå endringer i tekst

Foreslå bilder til artikkelen

Kommentarer

28. oktober 2015 skrev Lars Nygaard

Forskerne i kronologien er omtalt bare med initialer, eller uten fornavn. Det bør nok endres, slik at de får full navn (eller at navnene tas ut, hvis de ikke er viktige).

26. august 2016 svarte Mari Paus

Hei! Takk for kommentaren og beklager at den har blitt stående ubesvart. Vi lar forskerne stå som de gjør i oversikten. Vennlig hilsen Mari i redaksjonen

Har du spørsmål om artikkelen? Skriv her, så får du svar fra fagansvarlig eller redaktør.

Du må være logget inn for å kommentere.