Osloriften

Osloriften er en tidligere spredningszone, som strækker sig fra et ikke helt veldefineret område nord for Mjøsa til til Sorgenfrei-Tornquistzonen i syd.

Den består af flere segmenter, hvoraf de midterste, Vestfoldsgraben og Akerhusgraben, stort set rummer hele Oslofeltet.

Udtyndingen af lithosfærepladen, som efterhånden førte til riftdannelsen forårsgedes formentlig af den variskiske bjegkædefoldning i området mod syd - muligvis hjulpet af et hotspot, som i begyndelsen var lokaliseret under den sydlige del af området, men senere bevægede sig nordpå.

Riftdannelsen skete over en periode på næsten 70 mill. år fra sen Karbon til tidlig Trias: 310-241 Ma.

Der har været gjort flere forsøg på at stadieinddele udviklingen i riftdannelsen. Nye erkendelser har løbende ført til ændtinger i opfattelsen af, hvilken rækkefølge, de forskellige hændelser er sket i, og der er næppe tvivl pom, at der i fremtiden vil blive større klarhed over hændelsesforløbet, end der er nu.

Herunder bringes en forenklet fremstilling baseret på "Landet blir til - Norges geologi".

Man må være opmærksom på, at de forskellige stadier ikke har fundet sted på nøjagtig samme tid i hele området - udviklingen starter i syd og bevæger sig mod nord.

 

1: Det indledende riftstadium: 310-296 Ma.

Skorpen udtyndes og sedimentære flodaflejringer afsættes i et lavvandet bassin neden for de nedslidte kaledonider. Lagpakken kaldes Askergruppen. Den indeholder lersten, sandsten, kalksten, konglomerater og skifre. Dens tykkelse er størst mod syd, hvor en mægtighed på 90 m opnås. I slutningen af perioden findes enkelte askelag og basaltlag som tegn på den begyndende vulkanisme i den sydlige del af regionen.

De første dyb/gangbjergarter optræder også i form af vandrette gange (sills) af basiske (camptonit) og sure (mæanit) gangbjergarter i de kambrosiluriske sedimentære lag, især de kambriske og nedre ordoviciske alunskifre.

2: Det indledende riftstadium. 300-292 Ma.

Den første basalt - B1-basalt - strømmer ud på jordoverfladen og lægger sig ovenpå de kamborsilure sedimenter og de senkarbone aflejringer i Askergruppen. Basalten dannes ved partiel opsmeltning af den øverste del af kappen forårsaget af trykaflastningen i forbindelse ad den begyndende spredning og deraf følgende udtynding af skorpen. Muligvis har også et lokalt hotspot forårsaget en temperaturstigning, som yderligere har begunstiget opsmeltningen. Processen starter i syd og breder sig nordover. De fleste steder består B1-laget af mange på hinanden følgende tynde basaltlag. Den samlede tykkelse varierer meget og når sit maximum mod syd ved Skien og på Jeløya på omkring 1200 m.

De forskellige basaltstrømme har forskellig kemisk og mineralogisk sammensætning. De første (sydligste) basaltiske lavaer er kraftigt silicium-undermættede og indeholder nefelin/melitit - de er altså basanitiske. De sidste (nordligste) i Krokskogen, Kolsås, Nittedalområdet er siliciumovermættede og altså af såkaldt tholeitisk sammensætning. Under det nordligste B1-basaltlag findes et vulkanoklastisk konglomerat (i den øverste del af Askergruppen, Skaugum-formationen) som indeholder materiale fra den sydfor liggende Holmestrand-Jeløya-basalt, som altså er nedbrudt og transporteret nordpå inden den blev dækket af den sidste B1-lavastrøm. Nord for dette område findes B1-laget ikke.

3: Riftdannelsens klimaks. 292-275 Ma.

Rhombeporfyrlava af latitisk sammensætning strømmer ud gennem store nord-syd-gående sprækker og dækker dækker det mest af riftdalen, og nogle lavestrømme bevæger sig endda langt udenfor - både som gangbjergarter og som overfladebjergarter. Isotopundersøgelser (87Sr/86Sr) tyder på, at rhombeporfyrlavaerne har samme kilde som basalterne - altså stammer fra den øverste del af kappen.

Den første lavastrøm RP1, er den største og har nogle steder en tykkelse på over 100 m. Den nogenlunde ensartede tykkelse over hele Oslofeltet viser, at overfladen på dette tidspunkt endnu ikke var præget af store forskydninger og forkastninger. Kun langs Oslofjordforkastningen ved østkanten af Vestfoldsgraben var der betydelige niveauforskydninger. Også den følgende RP2 fordelte sig over hele feltet mens de følgende rhombeporfyrtyper i tiltagende grad var mere lokale og vanskelige at genkende fra område til område.

På nuværende erosionsniveau, som formentlig ligger 1-2 km under den oprindelige overflade er de to største områder med bevarede rhombeporfyrer Vestfold og Krokskogen. Det var sidstnævnte område, der i sin tid blev gjort til genstand for de første grundige undersøgelser, og som har givet navn til de kendte typer fra RP1 til RP13. Yderligere rhombeporfyrtyper med numre fra 14 til 17 er bevaret i nogle tilgrænsende calderaer. I Krokskogen-området var der i løbet af ca. 14 mill. år 22 udbrud, hvilket giver et gennemsnitligt interval mellem udbruddene på 600.000 år. Den samlede tykkelse er ca. 800 m.

I Vestfold var der i løbet af ca. 10 mill. år omkring 50 udbrud, dvs. at der i gennemsnit var ca. 200.000 år mellem udbruddene. Lagene har en samlet tykkelse på ca. 2 km. Nogle af typerne har en tykkelse på over 100 m, mens andre kun er få meter tykke. Også rhombeporfyrne i Vestfold er nummererede - fra RP1 til RP26. Nogle af de nederste svarer til typerne fra Krokskogen, mens andre repræsenterer lokale lokale lavastrømme. Typerne er ikke så velbeskrevne, som det er tilfældet i Krokskogen.

Herudover er der et mindre område med fire lag af rhombeporfyrer helt nord på i Brumunddalen, samt flere andre små forekomster i Hurdal, Gran, Nittedal, Drammen, Eiker, Modum, Jeløya, Skrim, Brunlanes og ved Skien.

Mellem de enkelte rhombeporfyrlag er der mange steder lag med røde sandsten og konglomerater. Ligeledes findes nye lag med basalt, som viser at der stadig var gang i basaltvulkanismen, og i Vestfold er der mellem de øverste lag af rhombeporfyr også lag med trachyter og ignimbritter. Dette viser, at man var på vej over i en ny og mere eksplosiv form for vulkanisme.

Ved periodens afslutning størkner de ikke-erupterede magmaer i dybden og danner batholither af larvikit og beslægtede bjergarter, såsom kjelsåsit, lardalit og nefelinsyenit - det kaldes 1. batholithfase.

I løbet af denne periode - men nok især ind i næste fase fortsætter riftdannelsen, og det system af forkastninger og indbyrdes op- og nedforskydninger af forskellige skorpefragmenter i form af horster og grabener, som i sidste ende fører til Oslofeltets nuværende udseende, er godt på vej. I den sydlige del af Oslofeltet har vi Vestfold-graben, hvor nedsynkningen er størst i den østlige rand langs Oslofjordforkastningen. Der opstår en niveauforskel på 1000 m. Nord herfor finder vi Akershusgraben, og her er det tvært imod mod vest at vi finder den voldsomste niveauforskel. Det betyder så, at der mellem Vestfold-graben og Akershusgraben også er en forkastningszone, som viser sig at få betydning ved den senere vulkanisme. Nord for Akershus-graben fortsætter Osloriften i Rendalsgraben og syd for Vestfoldsgraben fortsætter systemet i Skageraks-graben.

4: Centralvulkaner og biotitgranitter. 280-265 Ma.

Vulkanismen skifter karakter idet lavaudstrømningerne koncentereres på punkter i stedet for langs sprækker. Vulkanismen er i begyndelsen af basaltisk karakter, men da der sker en såkaldt fraktioneret krystallisation af magmaen (udfældning af de mineraler, som har det højeste smeltepunkt) bliver den resterende magma tiltagende siliciumholdig og indeholder ligeledes store mængder gasser. Dette gør at vulkanismen bliver tiltagende eksplosiv, og i stedet for relativt fredelige basalt- og rhombeporfyrlavaer dannes rhyolitter, ignimbritter, eksplosionsbreccier og tuffer.

Ved denne form for vulkanisme dannes calderaer, som er resultatet af sammenstyrtning af "låget" over store magmakamre, som er blevet delvist tømt for materiale ved de voldsomme eksplosive udbrud. Sammenstyrtningen sker langs en ringformet forkastning og kan andrage i hvert fald op til 1 km., Den resterende magma fordeler sig i sprækker især langs ringforkastningen og danner forskellige felsiske gangbjergarter så som glimmersyenitporfyrer. Senere kan der komme nye centralvulkaner, som fører til fornyet calderadannelse - evt. lidt forskudt i forhold til den tidligere. Nu er det ikke sådan, at calderaerne i dag fremstår som fordybninger i landskabet, som man fx. ser det ved vulkanen Teide på Tenerife. Tværtimod fremstår de som forhøjninger i landskabet fodi bjergarterne har været relativt modstandsdygtige mod erosionens kræfter. På geologiske kort ser man tydeligt de ringformede strukturer. I nogle calderaer i Akershusgraben findes nedsynkede, yngre rhombeporfyrtyper bevaret, som uden for calderaerne er borteroderede. Calderaernes størrelse svinger fra 20 km (Ramnes) til mindre end 10 km. Calderaerne er i Vestfold tilnærmelsesvis placeret på en nord-sydgående linie gennem den centrale del af riftzonenog er længere nordpå i betydelig grad koncentreret omkring den tværgående forkastningszone, som findes mellem Vestfoldgraben og Akershusgraben og oppe ved Krokskogen er flere calderaer samlet i sammenvoksede grupper.

Ikke alle centralvulkaner var så store, at de førte til calderadannelse. I Oslofeltet finder vi de såkaldte gabbro-plugs med en diameter på 100-2000 m. De er rester af mindre centralvulkaner, og de såkaldte Osloessexitter, som man finder her er langsomt størkede basiske bjergarter. Tidligere troede man, at de var tilførselskanaler til basaltvulkanerene i stadium 2, men radiometriske målinger har fastslået, at de stammer fra stadium 4.

I den første del af stadium 4 dannedes også intrusioner af granitiske magmaer i dybet - 2. batholitfase. Ingen af disse magmaer synes at være nået frem til overfladsen. Den mest udbredte er Drammengranitten, hernæst kommer Finnemarkagranit og endelig en række noget mindre intrusioner. Under ét kaldes disse Oslobiotitgranit type 1. Det har været et stort diskussionsemne, hvor kilden til den for Oslofeltet atypiske magma var. I modsætning til langt hovedparten af Oslofeltets bjergarter, som har en alkalisk sammensætning, er disse granitter nemlig af en mere normal granitisk sammensætning med biotit som mørkt mineral og med både alkalifeldspat og plagioklas. Mange af disse granitter fremviser lighedstegn med rapakivigranitter, som vi bl. a. kender dem fra Ålandsøerne. En af hovedteorierne er da også at magmaen, som det er tilfældet med rapakivibjergarter, er dannet ved anateksis, dvs at varmt kappemateriale har opvarmet tilgrænsende dele af den nederste del af jordskorpen med granitisk sammensætning. Da der samtidigt er trykfald, fordi vi befinder os i et riftmiljø, smelter dette granitiske materiale og baner sig vej op gennem skorpen, til det når et ligevægtspunkt, hvor det så efterhånden størkner igen.

5: De store batholithers tid - den 3. batholithfase. 263-250 Ma

Der kendes ingen overfladebjergarter fra denne fase. De har formentlig eksisteret, men er ikke bevaret nogen steder.

Det der kendetegner denne fase er store intrusioner med dybbjergarter, som dannedes ved størkning af en magma, som var blevet tiltagende rig på kalium, natrum og silicium. Resultatet blev en række syenitiske, alkalifeldspatsyenitiske og alkalifeldspatgranitiske bjergarter - bl. a. Nordmarkit og Ekerit. Hovedforekomsterne er Nordmarka nord for Oslo og området omkring søen Eikeren i det nordlige Vestfold.

Hvorledes den magma, der er ophav til disse bjergarter er opstået, står ikke helt klart. Nogle steder ses bjergarter som er overgangstyper mod Larvikit og Kjelsåsit, og det er vel sandsynligt, at det drejer sig om videreudvikling af samme grundmagma - dels ved nytilførsel af kappemateriale og dels ved tilblanding af (assimilering) af tilgrænsende skorpebjergartetr.

6: Afslutningsstadiet. De sidste små granitter - den 4. batholithfase. 249-241 Ma

Magmatisme og den tektoniske udvikling dør ud. En række små intrusioner af granitter med almindelig granitisk sammensætning er dannet i denne periode. Om der er fælles genese eller om de forskellige repræsentanter er opstået på forskellig vis er uafklaret. Nogle har relation til calderaer, mens andre ikke har - det kunne tyde på forskellig genese. De fleste findes i Hurdal i den nordlige del af Oslofeltet. Sammenfattende kaldes disse bjergarter for Oslobiotitgranit type 2.