Den hellige Agathe av Catania (~225-~251)

Agatha af Catania

Minnedag: 5. februar

Den hellige Agathe av Catania (~225-~251)
Skytshelgen for Catánia, Malta og Zamarramala i Spanien; for ammer, ammende mødre, sygepleiere, klokkestøbere, vævere, hyrdinder, guldsmede, bjergarbejdere, de hungersramte, mod ildebrand, Etnas uforudsigelige vulkanbrud, jordskælv, ulve, brystsygdomme, sterilitet og ulykke.
Den hellige Agathe (Agatha; it: Agata) blev født ca. 225 i byen Catánia på Sicilien i Italien. I området rundt omkring Catánia blev hun meget tidlig dyrket og tilbedt som som jomfrumartyr. Også i Palermo hævdes det at have været hendes fødeby, men det stammer først fra 500-tallet. Hun led sandsynligvis martyrdøden rundt i år 251 under kejser Decius (249-51), men det kan også have vært i år 300 under kejser Diokletian (284-305).
Mere ved vi faktisk ikke sikkert om hende. Til gjengæld opstod der tidlig en legende om hende med talrige variasioner, både på græsk og latin. Den græske legende er den ældste, mens den latinske stammer fra begyndelsen af 500-tallet. Selv om de enkelte detaljer i legenden er upålidelige, kan ikke Agathe avfejes som en opdigtet skikkelse. Legenden er mere end noget andet en indikation på hvilken type kvinder, der blev holdt frem og æret i de første århundrer.
Der findes også et illustreret manuskript om hendes lidelse. Det stammer fra Burgund og daterer sig fra 900-tallet eller tidlig 1000-tallet. Det illustrerer det faktum, at bare biografier om kvindelige helgener indeholder seksuel lemlæstelse. Mænd bliver tortureret, men ikke seksuelt lemlestet som kvinder som Agathe, ofte jomfruer som nægtede at gifte sig.
Legenden fortæller at Agathe blev født enten i Catánia eller Palermo på Sicilien i en adelig kristen familie. Hun havde som barn viet sin jomfruelighet og sit liv til Kristus. Statholderen Quintian, som var en ond og lastefuld mand af lav herkomst, forelsket sig i den usædvanlig vakre og fornemme jomfru, men blev afvist. Han benyttede sig da af keiserens edikt mod de kristne, og fik hende brakt for sin domstol.
Hun blev dømt som kristen, og blev først plasseret hos en kvinde med det passende navn (eller mulige tilnavn) Afrodisia, som drev et bordel sammen med sine seks (muligt ni) døtre eller assistenter. De forsøgte at forderve Agathe, men forggæves. Hun var der i tredve dage, men på mirakuløs vis bevarede hun sin jomfruelighed. (Denne historie er en parallell til den om den hellige Agnes).
Da overlod Quintian hende til torturisterne, og legenden dvæler så ved det, som nogen har kaldt for «religiøs pornografi» i detaljerne ved torturen, som hun gennomgik. Hun blev lagt på strækkbænken, arme og ben blev vredet ud af led og hun blev brændt med fakler. Til slutt skar torturisterne brysterne af jomfruen og lagde dem på et fad. (Samme detalje optræder i fortællingen om den hellige Eulalia av Méridas martyrium).
Det fortelles at apostelen Peter da viste sig for hende i et syn og helbredte hendes sår. Men Quintian blev ikke bevæget af miraklet, så fire dage senere fortsatte torturen, hun blev og til slut rullet på glødende kull blandet med potteskår og stegt. Da Agathe endelig døde af pinslerne, fik vulkanen Etna et voldsomt utbrud. Jordskælv skræmte statholderens heste, og i rædsel sparkede de torturisterne ihjel. Og lavastrømmen blev stoppet ved at martyrens silkeslør blev holdt frem imod vulkanen. (En anden version siger at vulkanudbruddet skete på dagen præcis et år efter Agathes død).
Agathes tidlige kult bevitnes av at hun nevnes i den hellige Hieronymus’ martyrologium og kalenderen i Kartago (Martyrologium Carthaginiense) fra rundt 530. Den hellige Venantius Fortunatus nevner henne i sitt dikt om jomfruelighet, Carmina, som en av de feirede kristne jomfruer og martyrer. Den hellige pave Damasus I (366-84) blir tilskrevet en hymne til hennes ære, men den ble skrevet av en ukjent poet på et senere tidspunkt, og er åpenbart ment for den liturgiske feiringen på hennes festdag. Innholdet i hymnen er tatt fra hennes legende, og den har enderim.
På slutten av Romerrikets dager hadde paven enorme eiendommer på Sicilia, og de sicilianske martyrene Lucia og Agathe ble tatt inn i Canon Romanus eller Den romerske kanon (Eukaristisk bønn I) etter forvandlingen blant de syv kvinner som blir anropt som forbedere i strofen Nobis quoque (Felicitas og Perpetua, Agathe, Lucia, Agnes, Cecilia og Anastasia). Det hevdes at det var den hellige pave Gregor I den Store (590-604) som gjorde det.
To kirker blev viet til Agathe i Rom på 500-tallet, en af dem blev bygget af den hellige pave Symmachus (498-514) ved Via Appia, men den er nu i ruiner. En anden blev bygget til hendes ære af Ricimer, general for det vestlige imperie, i 460. Den blev brugt af de arianske gotere. Denne kirke, Sant’Agata dei Goti, eksisterer fortsat. Pave Gregor I den Store fik lavet et flot skrin for nogle af hendes relikvier og satte dem der. Senere fik han dem flyttet til klosteret San Stefano på øen Capreae, nu Capri. Den hellige pave Gregor II (715-31) byggede en anden berømt kirke i Rom under hendes patronat i 726, som pave Klemens VIII (1592-1605) gav til Kongregasjonen af kristen lære.
Størstedelen av Agathes relikvier ble oppbevaret i Catánia til 1040, da de ble flyttet til Konstantinopel af den græske general som på den tiden drev saracenerne ud af Sicilien. (Saracenerne var middelalderens betegnelse på muslimer; det kommer antagelig af et arabisk ord som betyder «de fra øst».) Relikvierne blev et århundrede senere i 1127 bragt tilbage til Catánia under omstændigheder som ikke er kendt. På den tiden ble martyrens intakte legeme delt mellem dem som hadde stjålet det.
Hendes relikvier oppbevares i dag i forskellige relikvarer. Arme, ben og brysterne oppbevares i et glasskrin i bevaret tilstand, om end noget mørknet og tørret efter 1750 år. Hovedskallen og store relikvier findes i Catánia og oppbevares i en statue som bærer en kostbar krone med ædelstene. Relikviet har form som en kvindekrop fra hoved til midje og står opprejst. Relikviet er udsmykket med utallige ædelstene som er givet af personer som har modtaget tjenester på hendes forbøn. Relikviet vises frem for de troende ved tre anledninger: På mindedagen 5. februar, den 12. februar og den 17. august.
I korkapellet i domkirken Duomo Sant’Agata i Catánia står der et kostbart skrin fra 1500-tallet som har form som et kvindebryst. Der obbevares også hendes slør. Relikvier opbevares også i domkirken i Verona. Små dele af hendes relikvier skal være blevet distribueret til mange kirker.
Agathes mindedag er 5. februar, og hennes navn står i Martyrologium Romanum. Dagen er også afmærket på den norske primstaven.
Agathe ble afbildet i mosaikkene i Sant’Apollinare Nuovo i Ravenna. I kunsten fremstilles hun ofte med sine afskårne bryster på et fad. De kan forveksles med klokker, og det har ført til at hun blev skytshelgen for klokkestøbere. En anden forklaring på dette patronatet er, at assosieringen med varselklokkerne som der blev ringet med for at varsle folk om brand eller vulkanudbrud samtidig som man råbte på den hellige Agathe efter hjælp, mens en tredje forklaring er at det flydende metal som blev hældt ned i støbeformene, mindede om lava fra et vulkanudbrud. Hun afbildes i tillæg med en martyrpalme eller sine torturredskaber som en knivtang, kniv eller saks, og nogle gange bærer hun det sløret, som er hendes mest berømte relikvie. Hun har ofte et horn fra en enhjørning som tegn på jomfruelighed.
Brysternes lighed med runde landbrød har også åbenbaret eller forårsaget den skik som nogle steder praktiseredes med at velsigne brød i kirken på hendes festdag. Alle middelalderens ammende mødre bad til hende, særlig hvis de havde ondt. Fordi lavastrømmen fra vulkanen stoppede da man holdt hennes slør frem, mente man hun måtte være god at bede til, når man ville have slukket ildebrande. Hendes slør blev siden brugt for at stoppe udbrud fra Etna, det mest kendte var udbruddet i 1674. Sidste gang det skete, var i 1840-årene. Hendes slør bæres stadig i højtidelige processioner på hendes festdag i Catánia. Gennem hendes forbøn ble øen Malta reddet fra tyrkerne som invaderede i 1551, så hun æres i dag som Maltas skytshelgen.




Fakta om jordens indre

Alt liv på jordens overflade skyldes jordens kerne og holder planeten aktiv.

Kernen er varmekilde og igen årsagen til kontinenternes skabelse og undergang igennem millioner af år.

Deccan plateauet dannet af lavaudbrud for 65 millioner år siden.

Det består af lavalag på 1 ½ kilometers tykkelse. 75 % af alt liv forsvandt næsten fra jordens overflade.

For 250 millioner år siden var kontinenterne samlet.

Jordskælvsbølger kan forplante sig med 12.800 kilometer i timen i gennem jorden.

I jordens kappe drives pladerne af varmestrømninger – såkaldte konvektionsstrømme fra kernen – dybt i jordens indre.

Varmt materiale stiger opad og det kolde synker ned.

Dette er jordens motor med brændstoffet indefra.
Inderst inde 6400 kilometer i centrum er jordens tryk 3 ½ million gange større end ved overfladen.

Jordens inderste kerne er grundlag for alt.

Varmen dannes af Uran – Kalium og Thorium frigiver energi i form af varme. Varmen er en gave og gør verden smuk og omskiftelig. Det handler om tryk og varme.

Den er 4000 grader varm og består af smeltet metal som jern og nikkel og på størrelse med månen.

Sc. Andreasforkastningen bevæger sig med 2 ½ cm om året i modsat retning.

Marianergraven er den dybeste kløft på jorden og en subduktionszone.

Den er 11 kilometer dyb.

Vandtrykket i 8 kilometers dybde er 1000 gange større end ved havets overflade.

Magma befinder sig i få kilometers dybde og frigiver luft og vand fra sig.

Hawaii med Kilauea er en plumevulkan og 2900 kilometer dyb søjle af varm kappediapir(en klippe og søjle af magma)og Stillehavsbundpladen flytter sig med 12 cm om året.

Et resultat af varmeafgivelsen fra dynamoen i jordens hjerte.

Diamanter er op til 3 milliarder år om at dannes ved ekstra varme og trykforhold.

Jordens magnetiske skjold beskytter jorden mod solvinde – ellers ville overfladen blive en gold ørken.




Alfred Wegener – kontinentaldrift – pladetektonik

Professor Alfred Lothar Wegener(1880-1930) er først og fremmest kendt for sin teori om Kontinentaldriften, der egentlig først blev rigtig anerkendt i 1966, selvom Wegener fremsatte den i 1912.

Han deltog i en dansk Grønlandsekspedition, bl.a. 1906 og talte perfekt dansk.

Wegener, Alfred, tysk meteorolog og geofysiker; fra 1924 professor ved universitetet i Graz. I 1906 forbedrede han sammen med sin bror verdensrekorden i ballonfart til 52 timer. Wegener var meteorolog på Danmark-ekspeditionen (1906-08) og publicerede sine resultater herfra i 1908 i disputatsen Drachen- und Fessel-Ballonaufstiege ausgeführt auf der Danmark-Expedition 1906-08; en opfølgning herpå, Thermodynamik der Atmosphäre, udkom i 1911. Sammen med J.P. Koch overvintrede han på og krydsede Indlandsisen 1912-13; de meteorologiske og glaciologiske resultater herfra publiceredes først i 1930. I 1915-29 udkom hans forkætrede hovedværk, Die Entstehung der Kontinente und Ozeane, i flere udgaver. Anerkendelsen af hans tværfagligt begrundede teori om kontinentaldrift kom i 1960’erne i skikkelse af den geologisk-geofysiske teori om pladetektonik. Wegener var leder af en tysk ekspedition til Grønland i 1929 og omkom på Indlandsisen under den anden tyske ekspedition (1930-31). 1980-81 etableredes Alfred-Wegener-Institut für Polar- und Meeresforschung i Bremerhaven og A.-W.-Stiftung zur Förderung der Geowissenschaften.

Kontinentaldrift, teori om, at Jordens kontinenter har ændret beliggenhed på jordkloden i løbet af geologisk tid. Den mest gennemslagskraftige af de tidlige teorier om kontinentalforskydning fremsattes i 1912 af den tyske naturforsker Alfred Wegener, der hævdede, at kontinenterne “svømmede” som lette isbjerge i oceanernes “basalthav”. De nyeste geofysiske landvindinger har imidlertid vist, at kontinenterne ikke bevæger sig i forhold til den omgivende oceanbund; det er de store lithosfærepladers bevægelser, der fører kontinenterne omkring. Det vides nu også, at kontinentaldrift har været aktiv siden tidlig prækambrisk tid.

Pladetektonik, (2. led af gr. tektonike ‘bygningskunst’, afledt af tekton ‘bygmester’), geofysisk-geologisk teori om, at den ydre Jord er opdelt i stive plader, som bevæger sig i forhold til hinanden. Teorien forklarer bl.a. oceaners tilblivelse og forsvinden, udbredelsen af jordskælv og aktive vulkaner, bjergkædefoldning, fossile dyr og planters udbredelse samt kontinenters vækst og skiftende beliggenhed gennem tiderne.

Pladetektonikken efterfulgte den tyske naturforsker Alfred Wegeners teori om kontinentaldrift. De to teorier har flere grundlæggende observationer tilfælles, men adskiller sig på væsentlige områder, ikke mindst hvad angår opfattelserne af oceanernes dannelse og den ydre Jords mekaniske egenskaber. Ifølge den pladetektoniske teori er Jorden udstyret med en ydre, stiv skal, lithosfæren, som er sammensat af syv store og flere mindre lithosfæreplader. Pladerne er oftest 50-150 km tykke, dog tyndere under helt ung oceanbund og tykkere under kontinenternes gamle og relativt kolde grundfjeldsskjolde. Pladerne omfatter ikke blot oceanbundsskorpe og kontinentskorpe (øvre lithosfære), men også den øverste del af Jordens kappe, hvor kappebjergarterne er faste og stive (nedre lithosfære). Den nedre lithosfære under Mohorovi*i’-diskontinuiteten er væsentlig tykkere end den øvre. Pladerne flyder oven på den forholdsvis bløde asthenosfære, der ligesom den nedre lithosfære består af kappebjergarter, men temperaturen er så høj, at der dannes små smeltedråber mellem mineralkornene. Det nedsætter bjergartsstyrken, og over geologisk tid kan asthenosfæren flyde og deformeres som en højviskos væske. Asthenosfæren går nedefter gradvis over i den mere træge mesosfære, hvor kappebjergarterne pga. det større tryk er faste

Der skelnes mellem divergerende, transforme og konvergerende pladegrænser, hvor pladerne bevæger sig hhv. bort fra, langs med eller mod hinanden. Ved såkaldte triple junctions mødes tre pladegrænser. De pladetektoniske processer omfatter flere indbyrdes koblede dynamiske procesforløb. En af disse processer er dannelse af kontinentale riftzoner, hvor den øvre jordskorpe strækkes, så der udvikles langstrakte rifts og gravsænkninger, der fungerer som aflejringsbassiner, og hvor magma fra den nedre lithosfære trænger op i skorpen og danner vulkaner i og omkring indsynkningsstrukturen som fx Rift Valley i Østafrika og Rhingraven.

En anden proces er oceanbundsspredning, som danner ny oceanbund og oceanisk lithosfære langs den centrale rift i midtoceanrygge, mens tidligere dannet oceanbund spredes ud til siderne.

En tredje proces er subduktionsprocessen, der er virksom ved konvergerende pladegrænser, hvor oceanisk lithosfære ved en dybhavsgrav føres skråt ned i dybe subduktionszoner, fx subduktionszonerne omkring Stillehavet; se også magma og metamorfose. Endelig forekommer orogene processer, hvorved der udvikles kollisionsbjergkæder eller dannes vulkanske øbuer og bjergkæder (orogenese) med nydannet og omdannet kontinentskorpe i pladen over subduktionszonen. Eksempler herpå er Andesbjergene og Himalaya.

At oceanbundsskorpens opbygning er fundamentalt forskellig fra kontinenternes, blev opdaget i 1960’erne, da magnetisk kortlægning af oceanerne afslørede, at oceanbunden på begge sider af de midtoceaniske rygge opbygges af parallelle bælter med skiftevis normal og revners magnetisering. Aldersbestemmelser af lava fra vulkanøer dannet på forskellige bælter viste, at bælterne er ældre med tiltagende afstand fra spredningsryggen. Dette fordelingsbillede skyldes, at bjergarterne i oceanbunden under dennes successive dannelse har registreret de gentagne og relativt hurtige polskift i Jordens magnetfelt, som indtraf, mens oceanerne blev dannet; se palæomagnetisme.

Takket være bl.a. oceanbundsboringer og bestemmelse af dybhavssedimenters alder ud fra deres fossilindhold er det vist, at oceanbunden under alle verdenshavene er blevet dannet i løbet af de sidste ca. 200 mio. år. Inden for dette tidsrum kan lithosfærepladernes bevægelser og hastigheder rekonstrueres forholdsvis detaljeret. De nutidige bevægelser kan bestemmes med GPS-målinger. Det er fx påvist, at pladekonvergensen mellem Den Indoaustralske og Den Eurasiske Plade i Himalaya hvert år trykker Nepal og Tibet sammen med ca. 1,75 cm.

Pladebevægelserne er resultatet af et varmeoverskud i Jordens indre og tyngdekraften. Varmeoverskuddet kan ikke kompenseres i tilstrækkelig grad ved jævn og ensartet varmeledning igennem kappen og skorpen. Der igangsættes derfor konvektionsstrømme i kappen, som bringer dybere og varmere kappemateriale op til undersiden af lithosfæren og får denne til at bryde op i de kolossale plader, som bevæger sig i forhold til hinanden.

Der er formentlig tre forskellige sæt af kræfter, som indgår i pladernes drift: Pres fra den varme opstigende kappe, træk langs undersiden af pladen, når opstigende kappe ved bunden af lithosfæren tvinges til at flyde vandret væk under pladen, og træk forårsaget af den koldere og derved tungere del af pladen, som glider ned i dybet i subduktionszonen. Sidstnævnte fremmes også af metamorfose af den nedadglidende kappe, hvorved der dannes tættere og tungere bjergarter, bl.a. eclogit.

Forholdet imellem de tre kræfter varierer betydeligt. I Atlanterhavet er der fx næsten ingen træk fra nedadglidende lithosfære i modsætning til Stillehavet, der til alle sider er omgivet af subduktionszoner. Det er formentlig årsagen til, at oceanbundsspredningen i Stillehavet foregår relativt hurtigt; pladerne bevæger sig her fra hinanden med op til 15 cm/år. De Nordamerikanske, Sydamerikanske, Eurasiske og Afrikanske Plader, som alle indeholder store kontinenter, bevæger sig som oftest kun fra hinanden med 3-5 cm/år, og i Det Nordlige Ishav er bevægelsen kun 1-2 cm/år. Der er betydelig tvivl om betydningen af de to første konvektionsbetingede kræfter; modelberegninger tyder på, at opstigning af kappemateriale under spredningsryggene og den efterfølgende vandrette flydning ud under pladen i stort omfang er passive processer, således at det er pladernes drift fra hinanden, der styrer den øvre kappes konvektionsmønster, og ikke omvendt.

Oceanbundsspredning, også kaldet havbundsspredning, er den proces, hvorved der dannes ny oceanbundsskorpe langs de midtoceaniske rygge, og den bevirker, at Jordens oceaner hele tiden vokser. Ifølge den pladetektoniske teori dannes der ny oceanbund langs de kontinentale riftzoner, når kontinenter bryder op. Riftzonen udvikler sig i takt med pladebevægelserne til en egentlig midtoceanisk ryg (spredningsryg), langs hvilken ny oceanbund dannes og udfylder det tomrum, som opstår ved, at kontinentets oprindelige dele fjerner sig fra hinanden. Det Røde Hav udgør en sådan ung oceanisk rift.

Den skorpedannende proces omkring spredningsryggene er som regel symmetrisk, hvorfor disse i Atlanterhavet og Det Indiske Ocean ofte ligger midt i oceanet. Anderledes er forholdene i Stillehavet, der er omgivet af dybhavsgrave. I disse føres oceanbund ved subduktion ned i dybet og tilbage til Jordens kappe i samme tempo, som ny oceanbund dannes langs spredningsryggene. Subduktionsprocesserne foregår imidlertid med forskellige hastigheder i de enkelte subduktionszoner, hvorfor ryggene i disse kommer til at ligge skævt i forhold til oceanets midte. I nogle tilfælde kan endog selve spredningsryggen blive ført med ned, som det fx sker i dybhavsgraven ud for Chiles kyst.

Teorier for dannelse af oceanbundsskorpe. Oceanbundsskorpen under de sedimentære lag er almindeligvis ca. 6 km tyk. Siden 1960’erne har to teorier vedrørende oceanbundsskorpens geologiske sammensætning været fremherskende. Ifølge den ene, fremsat af den amerikanske geolog Harry Hess (1906-69), er skorpen dannet ved, at vand langs spredningsryggen kommer i kontakt med den opstigende kappes ultrabasiske bjergarter, fx peridotit, hvorved disse omdannes til relativt lette, serpentinholdige bjergarter; se serpentin. Ifølge den anden teori dannes skorpen, ved at det opstigende kappemateriale pga. trykaflastning vil begynde at smelte i 50 km dybde. Graden af opsmeltning stiger i takt med, at kappen stiger opad, og når henved 20% lige under spredningsryggen. Det dannede magma er af basaltisk sammensætning og samles i magmakamre under ryggen. I riftzoner kan magmaet stige op langs dybtgående sprækker, som dannes, når pladerne trækkes fra hinanden. Hvis magmaet når op til havbunden, dannes et op til 1 km tykt lag af pudelava. Den resulterende skorpestruktur består nederst af lag af gabbro fra størknende magmakamre, herover af lodrette skiver af basaltgange (størknet magma i tidligere sprækker) og øverst af pudelava med overliggende dybhavssedimenter, der er afsat på et senere tidspunkt. Denne skorpestruktur, som fx kendes fra Troodos på Cypern, blev omkring 1970 beskrevet som ofiolitkomplekser.

Dybe boringer i havbunden har vist, at ofiolitmodellen må anses for korrekt i store områder. Undersøgelser udført fra undervandsbåde i 1990’erne har dog overraskende påvist, at betydelige dele af oceanbundsskorpen, fx langs Den Midtatlantiske Ryg, i sin struktur passer bedre til teorien om serpentinisering. Der synes at være dele af spredningsryggene, hvor der stort set ikke dannes magma fra den opstigende kappe, og hvor den seismisk definerede skorpe, dvs. laget over Mohorovi*i’-diskontinuiteten, består af serpentiniseret kappe. Dette fænomen synes at være mest udbredt ved de langsommere spredningsrygge og måske især, hvor disse fortsættes af transformforkastninger, som kan medvirke til at afkøle den opstigende kappe og derved hæmme smeltning af denne.

Oceanbundsskorpe af ofiolittypen påvirkes imidlertid også af cirkulerende vand, der trænger dybt ned i riftzonen. Varmen fra magmakamrene under spredningsryggen får vandet til at cirkulere og omdanne bjergarterne på havbunden, og de oprindelig vandfri mineraler erstattes af vandholdige, fx smectit, chlorit og epidot. Derved bindes store vandmængder, som senere frigøres i forbindelse med subduktion. Hvor varme, vandige opløsninger med opslæmmede partikler når frem til havbunden, dannes black smokers og hydrotermiske væld. Der er desuden hyppige, men forholdsvis svage jordskælv langs de midtoceaniske rygge.

Igangsættelse af pladebevægelserne. Man kan forklare opbrud af et kontinent og dertil knyttet etablering af oceanbundsspredning med et ændret mønster i pladernes bevægelse, men årsagen til disse ændringer er langtfra forstået i detaljer. Forskning i 1990’erne langs Atlanterhavets kontinentalrande har vist, at den ældste oceanbund ofte er langt tykkere (20 km til lokalt 30 km) og har et lavalag på 5-7 km tykkelse, som er flydt ud over lavt vand eller land. Dette skal ses i forhold til forholdene i dag, hvor oceanbunden almindeligvis dannes i 2,7 km dybde langs de midtoceaniske rygge, og hvor laget af pudelava normalt kun er ca. 1 km tykt. Tilførslen af basaltisk magma ved den første åbning af Atlanterhavet må derfor have været 3-5 gange større end langs nutidige midtoceaniske rygge. Kontinentalt opbrud hænger ofte sammen med pludselig hurtig og aktiv opstigning af meget store mængder af særlig varmt, delvis smeltet materiale, såkaldt plume, dybt nede fra kappen, formentlig fra overgangen mellem kappen og kernen i ca. 2800 km dybde. Dette materiale menes at have bredt sig under lithosfæren, hvorefter trykaflastningen i forbindelse med kontinentalt opbrud har medført, at der dannedes særligt store smeltemængder. Disse udtømtes i løbet af 2-5 mio. år og størknede ved overfladen som tykke lavasekvenser af samme type som dem, der kendes fra Vest- og Østisland. I op til 100 mio. år er et lille center dog forblevet aktivt over plumens fødekanal. Nogle af Jordens mest aktive vulkanområder, såkaldte hot spots, som Hawaii og Island regnes for resterne af sådanne oprindelig meget store plumer. Imidlertid har man også fundet, at oceanbundsskorpen langs andre dele af den oprindelige atlantiske brudzone, fx ud for Den Iberiske Halvø, er rig på serpentiniseret kappe, og derved ligner den de dele af de nutidige spredningsrygge, hvor der næsten ikke dannes smelte. En forklaring på dette kan være, at det kontinentale opbrud foregik over relativ kold kappe over lang tid (ca. 50 mio. år), hvorved opadstigende kappe kunne nå at afkøles, før tilstrækkelig trykaflastning kunne føre til smeltedannelse.

Subduktionsprocesser og orogenese. I de konvergerende pladegrænser skaffes overskydende ældre oceanisk lithosfære af vejen i subduktionszoner, hvor oceanisk lithosfære som en hældende flap føres skråt ned under den tilgrænsende øvre plade. Det udløser kraftige jordskælv, som afslører, at flappen trænger gennem asthenosfæren og når ned til 600-720 km dybde i mesosfæren. Dybere jordskælv kendes ikke. Den nedførte lithosfære er relativt kold i forhold til asthenosfæren og opvarmes kun langsomt. Da trykket tiltager med dybden, udsættes flappens oceaniske skorpebjergarter for trykbetingede, metamorfe faseændringer; de omdannes til blåskifer (blue schist) og på større dybde til eclogit; se metamorfose. Herved frigøres kemisk bundet vand i oceanbundens hydrotermalt og metamorft dannede mineraler (smectit, chlorit, epidot og amfiboler). Vandrige væske-gas-faser stiger op i asthenosfæren under den øvre plade og fremmer opsmeltningen her. Derved dannes store mængder basisk magma, som trænger op i den øvre plade og ved fraktioneret smeltning udvikler gasrige, intermediære og sure magmaer. De baner sig vej op i skorpen, hvor de danner store underjordiske batholither eller forårsager andesitiske og rhyolitiske vulkanudbrud. De magmatiske processer i den øvre plade ledsages af tektonisk deformation og regionalmetamorfose.

Er skorpen i den øvre plade oceanisk, udvikles med tiden et øbueorogen, hvor der 200-500 km fra den foranliggende dybhavsgrav vokser en vulkansk øbue op. Den flankeres af aflejringsbassiner, et “yderbassin” (fore arc basin) og et “agterbassin” (back arc basin). Foran yderbassinet bliver afskrabet oceanbund fra den nedadgående plade og tilført materiale fra land stablet sammen i en stor kile af afskrabet materiale (accretionary wedge). Bag ved den vulkanske øbue kan hvirvelstrømme i asthenosfæren under agterbassinet fremprovokere lokal oceanbundsspredning, som forstærker varmestrømmen mod bassinet og kan føre til hurtig modning af sedimenterne. Her kan udvikles olie- og gasforekomster i selv unge sedimenter som fx i Det Ægæiske Hav. Da øbueorogener udgør et yderst aktivt tektonisk miljø, har øbuebassiner en begrænset geologisk levetid på 5-30 mio. år, og de ender med at blive inddraget i bjergkædefoldningen. Oceanbund fra øbuebassiner kan tektonisk blive opskudt og danne ofiolitkomplekser.

Hvor subduktionzonen ligger tæt på et kontinent, udvikles Andestype-orogener, opkaldt efter Andesbjergene. Her opfylder klastisk materiale fra land delvis den foranliggende dybhavsgrav, kontinentsoklens sedimentlag bliver foldet, og på selve kontinentet udvikles en vulkansk bjergkæde med store batholither. Collageorogener har flere træk tilfælles med Andestype-orogener, men adskiller sig ved at indeholde store områder med “fremmed” skorpe (terranes), som stammer fra den oceaniske plades oceaniske plateauer, vulkanøer, seamounts og eventuelle rester af opbrudt kontinentskorpe. De fulgte imidlertid ikke med oceanbundspladen ned i subduktionszonen, men blev i stedet “svejset” sammen med orogenet i den øvre plade.

Pladekonvergens og subduktion af oceanisk lithosfære kan føre til, at ældre øbuer og kontinenter, som befinder sig i de to modgående plader, til sidst støder sammen og bliver kraftigt deformeret. Herved udvikles kollisionsorogener, hvor en sutur med sammenklemte oceanbundsbjergarter angiver pladegrænsens forløb. Kollisionsbjergkæder har kraftig fortykket skorpe, store overskydninger og sporadisk vulkanisme som i fx Alperne og Himalaya.

Prækambrisk og palæozoisk pladetektonik. Jordens pladegrænser har ikke været konstante igennem geologisk tid. Siden tidligt i Prækambrium har pladebevægelserne ført til etapevis samling af al kontinentskorpe til superkontinenter, efterfulgt af opbrud og spredning til mindre kontinenter. Således blev superkontinenterne Rodinia og Pangæa samlet og spredt for hhv. ca. 1300-650 mio. år og ca. 450-200 mio. år siden. Samlingen af Pangæa indledtes under den kaledoniske foldning og fuldførtes under den hercyniske foldning. Jordens nuværende pladegrænser blev stort set anlagt under opbruddet af Pangæa. Da der ikke er bevaret oceaner fra Prækambrium eller Palæozoikum, må de gamle pladebevægelser udredes vha. data indsamlet på kontinenterne. Her spiller undersøgelser af magmabjergarternes “medfødte” (remanente) magnetisme en vigtig rolle ligesom studier af klimarelateret udbredelse af fossile dyre- og plantesamfund. Pladetektoniske scenarier for de ældste og ældre geologiske perioder anskueliggør derfor først og fremmest de fortidige kontinenters skiftende form og beliggenhed i forhold til Jordens magnetiske poler og klimazoner og viser, hvor der fandtes subduktioner og foregik aktiv bjergkædefoldning. Men der kan kun gisnes om de fortidige midtoceaniske spredningsrygges placering og størrelsen af de lithosfæreplader, som transporterede de voksende kontinenter rundt på jordkloden.

De prækambriske kontinenter var sandsynligvis betydelig mindre end de nutidige; geokemiske beregninger tyder på, at det samlede volumen af kontinentskorpe er tiltaget, siden de første pladetektoniske processer begyndte for ca. 4 mia. år siden. Det vides ikke, om de ældste prækambriske plader bevægede sig hurtigere end de nutidige, men fra Tidlig Palæozoikum er der påvist hastigheder på op til 20-25 cm/år.

Kilde: ”Den store danske Encyklopædi”




Alperne

Den Alpine foldning, periode med globalt udbredt bjergkædedannelse og omfattende de sidste ca. 100 mio. år af Jordens historie.

Den tyske geolog Hans Stille henførte i 1924 alle Jordens bjergkæder yngre end Prækambrium til en serie på tre udbredte orogene perioder – den kaledoniske foldning, den hercyniske foldning og den alpine foldning – adskilt af perioder med tektonisk stilstand.

Kun den yngste af disse, den alpine, har i moderne opfattelse bevaret sin sammenhæng, idet den omfatter et næsten ubrudt system af de yngste og mest fremtrædende bjergkæder på Jorden.

Den alpine foldning er forårsaget af pladetektoniske kollisioner imellem adskillige af Jordens lithosfæreplader omfattende sammenstød både mellem kontinentplader, f.eks. mellem Asien og Indien under dannelse af Himalaya, og mellem kontinent- og oceanbundsplader under dannelse af f.eks. Andesbjergene.

Den sidstnævnte type sker ved underskydning (subduktion) af oceanbundspladen (Nazcapladen).
Hele den mediterrane region er præget af den alpine foldning med foldekæder som Atlasbjergene, Pyrenæerne, Alperne, Appenninerne, Karpaterne med udløbere helt op til Polen samt Kaukasus.

Også i Nordvesteuropa har kollisionerne sat sig tydelige spor i form af betydelige forkastninger og gravsænkninger, fx Rhingraven. Den markante sammen- og oppresning (inversion) af aflejringer fra især Kridt og Danien i Danmark er sket i tilknytning til fornyede forkastningsbevægelser i den fennoskandiske randzone, der strækker sig fra Bornholm over Skåne til Kattegat.