Havbunnen – mer enn vi aner

Havet utgjør 71 % av Jordens overflate, og hvis vi hadde fjernet alt vannet ville vi sett et variert landskap med brede platåer, lange skråninger, høyreiste vulkaner, dype trau og markerte riftdaler. Men det ville også åpenbart seg enorme paddeflate sletter.

Denne elementære kunnskapen om havbunnen ble første gang kjent på siste halvdel av 1800-tallet etter en drøyt tre år lang ekspedisjon med skipet Challenger (1872-1876). Den 110.000 km lange reisen (Jordens omkrets ved ekvator er til sammenligning 40.000 km) var innom alle havene unntatt Polhavet. Til gjengjeld gjorde Fridtjof Nansen de første undersøkelsene i dette ugjestmilde området da han fløt over Polhavet med Fram (1893-96) Begge skipene gjorde dybdemålinger med loddesnor, noe som begrenset antall målinger, men vi fikk den første, grunnleggende forståelsen av dyphavenes fysiografi.

Et teknologisk gjennombrudd kom på 1920-tallet da ekkolodd ble tatt i bruk. Dermed var grunnlaget lagt for de flotte kartene over havbunnen som vi har fått gjennom bl.a. National Geographic Magazine . Men det er viktig å merke seg at disse kartene kun viser de største topografiske elementene på havbunnen (for eksempel midthavsryggene, dyphavsslettene, dyphavsgropene). Detaljene mangler, og nå er det dem vi er på jakt etter.

I løpet av de siste tiårene er det kommet mer avanserte instrumenter som kan måle over større områder på kortere tid. Multistråle ekkolodd benytter flere kilder og mottakere, og slik får vi målinger over en smal stripe av havbunnen i stedet for bare langs en linje. Senere har vi også fått tyngdemålinger fra satellitt til å supplere bildet av havbunnen.

Tidlig på 1960-tallet ble det gjort et mislykket forsøk på å bore gjennom osean skorpe og inn i mantelen. Men prosjektet var vellykket i den forstand at det ga støtet til et omfattende vitenskapelig boreprogram som startet opp i 1968. Nå foreligger flere hundre km med kjerner fra dyphavet, samt et utall forskningsrapporter og vitenskapelige artikler. Forskningsprosjektet fortsetter i dag under akronymet IODP – Integrated Ocean Drilling Program der 22 nasjoner, inkludert Norge, er med.

Men selv med den nye teknologien tar det svært lang tid å kartlegge havbunnen, og med den lave innsatsfaktoren som legges ned i dag vil havene aldri bli kartlagt i detalj. Noen har regnet ut at det vil ta flere hundre år å gjøre jobben, selv om 100 skip jobbet kontinuerlig. Til sammenligning ble overflaten på Venus kartlagt i løpet av bare noen måneder med satellitten Magellan.

Det må en helt annen innsats til for å foreta en detaljert kartlegging av havbunnen. Spesielt gjelder dette kontinentalsokkelen langs norskekysten som er sterkt påvirket av isbreenes bevegelser de siste to millioner år, og som derfor har en svært komplisert fysiografi og en kolossal variasjon i bunnforhold. Det er også bakgrunnen for MAREANO-prosjektet som Havforskningsinstituttet leder.

Vi kan for enkelhets skyld dele havet inn i tre topografiske elementer: kontinentalmarginene, dyphavene og midthavsryggene.

Vi skiller mellom aktive og passive kontinentalmarginer. De passive marginene, som vi kjenner fra begge sider av Atlanterhavet, deles inn i sokkel, skråning og fot. Sokkelen ligger på kontinental skorpe og må sees på som en forlengelse av kontinentene. I snitt er den 80 km bred, og ved kanten av sokkelen er vanndypet i snitt 130 m. Skråningen markerer overgangen mellom kontinental og osean skorpe. Med en snittbredde på bare 20 km er den smalere enn sokkelen. Skråningen går over i foten som kan ha en utstrekning på flere hundre km over osean skorpe. Den er bygget opp av sedimenter som er transport med turbidittstrømmer fra sokkelen og materiale fra de varme oppkommene langs spredningsryggene.

De aktive marginene er assosiert med plategrenser (GEO 08/2006) og ligger der osean skorpe dukker under kontinentene i såkalte subduksjonssoner (synkesoner). Noen steder fortsetter skråningen inn i et dypt trau som ligger mellom kontinentet og dyphavet. De aller fleste aktive marginene ligger rundt Stillehavet og er assosiert med jordskjelv og vulkanisme («Ring of Fire»).

Dyphavene med osean skorpen dekker omtrent 60 % av jordoverflaten. De mest markante trekkene er dyphavssletter, midthavsrygger, vulkaner («seamounts») og dyphavstrau. Dyphavsslettene kan ha tykke sedimentmektigheter som dekker skorpens egentlige relieff. De finkornige sedimentene (slam) er fraktet med turbidittstrømmer fra soklene, fra oppkommene langs spredingsryggene og fra slamvulkaner på havbunnen. Alle havene har vulkaner som står flere hundre meter over bunnen. Hvis vulkanen er svært aktiv, kan fjellet nå over havnivå (for eksempel Azorene). Dyphavstrauene er smale og langstrakte, og de utgjør de dypeste topografiske elementene på Jorden. I Marianatrauet, med dyp større enn 11.000 m, finner vi de aller største kjente havdypene.

Midthavsryggene utgjør med sine 60.000 km det aller lengste topografiske elementet på Jorden. Det er ikke helt riktig å kalle dem rygger, bredden er tross alt 3000-4000 km, og de dekker 20 % av Jordens overflate. Kunnskapen vår om ryggene kommer fra en kombinasjon av dybdemålinger, skrapeprøver og kjerneprøver tatt fra forskningsskip, samt visuell inspeksjon med undervannsfarkoster. Ryggene står 2-3 km over dyphavsslettene de grenser opp til, men de kan likevel ikke sammenlignes med fjellkjeder på land med sine foldete og deformerte bergarter. I stedet består midthavsryggene av lag på lag med basalt som er gjennomskåret av utallige forkastninger. Ryggene er også karakterisert av en riftdal som går langsmed aksen. Slike riftdaler kan være flere km dype. På noen få steder, for eksempel Island, når midthavsryggen helt opp på land.

Osean skorpe

Osean skorpe består av tre lag: et nedre lag med gabbro (samme sammensetning som basalt, men mye mer grovkornet), et midtre lag med gangkomplekser («sheeted dykes«), og et øvre lag med putelavaer (basalt). Samlet sett kalles en slik sekvens en ofiolitt (se også GEO 05/2007; s. 35).

Osean skorpe dannes av magma som strømmer opp fra mantelen. Magmaet kommer fra mer enn 30-40 km under havbunnen og legger seg i reservoarer (magmakamre) bare noen få km under midthavsryggene. Når havbunnen strekkes i forbindelse med havbunnsspredning, dannes sprekker og forkastninger som lavaen kan strømme opp gjennom.

Ofiolittkompleksene ligger på stort vanndyp, og derfor har det aldri blitt boret gjennom dem. Men på 1960-tallet ble tredelingen av skorpen bekreftet med seismiske data som flere forskningsinstitusjoner stod bak. Noen steder har imidlertid ofiolitter blitt skjøvet opp på land, og det er fra slike steder vi har fått den detaljerte kunnskapen vi har om dem. Ett av disse stedene er øya Leka i Nord-Trøndelag. Øya Kypros med Troodosmassivet i Middelhavet er også spesielt kjent for ofiolitter.