Mantelsøylestrømmer, en ny modell for utviklingen av den norske kontinentalsokkelen

Hansen¹, S., Henningsen¹, T., Bergh², S., Rueslåtten¹, H. & Åmark¹, M.
(1):Sigurd Hansen, Tormod Henningsen, Håkon Rueslåtten, Max Åmark, private konsulenter; (2): Steffen G. Bergh, Inst. of Geosciences, UiT-Norwegian Arctic Univ.

Dette er en utvidet versjon av artikkelen En ny modell for utviklingen av norsk sokkel del 2.

Figur 1: Platerekonstruksjon som viser Pangeas oppsprekking fra sen trias til paleogen. Utbredelse av mulige midt- til sen paleozoiske supersøylestrømmer langs riftsonen er markert med sirkler og er fra nord til sør: Den Norsk-Grønlandske Søylestrøm (mørk blå), Den Nord-Atlantiske søylestrøm (rød) og Den Sentral-Atlantiske Søylestrøm (gul). (Modifisert etter Torsvik et. al. 2012: Phanerozoic Polar Wander, Palaeogeography and Dynamics, Earth-Science Reviews).

Innledning

Den post-kaledonske tektoniske utviklingen av havområdet mellom Norge og Grønland, heretter kalt Norske-Grønlandshavet, er karakterisert av flere perioder med heving og innsynkning av kontinentalskorpa.

Disse tektoniske hendelsene er forklart i den nye modellen til å være resultat av bevegelse over flere supersøylestrømmer (Schubert et. al. 2004; Maruyama et. al. 2007; Li & Zhong 2009) hvor ekstensjon/rifting og sidelengsbevegelser langs regionale svakhetssoner (gamle kollisjonssoner/plategrenser) i skorpa har en sentral betydning.

Vi foreslår at det kan ha vært flere supersøylestrømmer med tverrsnitt mer enn 3 000 km som begynte å migrere opp gjennom mantelen i tidlig paleozoikum og som nådde overflaten i pulser og dermed til ulik tid og forårsaket geologiske hendelser som illustrert i figur 1 og 2.

De første supersøylestrømmene assosiert med Norske-Grønlandshavet kan ha nådd øvre mantelområde i midt devon. Det oppløftede området over supersøylestrømmer av denne størrelse antas å ha hatt en diameter på mer enn 5 000 km.

Basert på vår modell (beskrevet i Del 1) som knytter rifting til søylestrømmer, foreslår vi at drift av kontinentalskorpa over tidlig paleozoiske supersøylestrømmer førte til heving, oppsprekking, innsynkning og ekstensjon av jordskorpa.

Det resulterte i dannelsen av en riftsone som fulgte en kompleks, regional svakhetssone gjennom sentrale Pangea til Barentshavet.

Norske-Grønlandshavet ble etter hvert utviklet langs denne riftsonen. Riftsonen ble videre formet av flere midt-sen paleozoiske supersøylestrømmer.

Disse supersøylestrømmene førte til utvikling av store vulkanske provinser og deretter havbunnsspredning som prograderte nordover i mesozoikum og kenozoikum.

Tektonisk utvikling

Samlingen av kontinentene som begynte med dannelsen av Gondwanaland for 750 – 500 mill. år siden, resulterte i superkontinentet Pangea (Fig. 1) da Gondwanaland kolliderte med Laurussia for ca. 300 mill. år siden (Torsvik et. al. 2012).

Utviklingen av de første supersøylestrømmene under Pangea kan ha startet i tidlig paleozoikum (Fig. 2) som resultat av langvarig subduksjon ved dannelsen av Gondwanaland.

Da store mengder oseanisk litosfære i løpet av ca. 200 mill. år sank ned til mantel-kjerne grensen ved denne subduksjonen, førte dette til at utviklingen av oppdriftsstrømmer akselererte i tidlig paleozoikum. De tidlig paleozoiske supersøylestrømmene steg opp mot overflaten mellom ca. 15^o S og 15^o N.

Kontinuerlig subduksjon gjennom hele paleozoikum førte til dannelsen av flere søylestrømmer som smeltet sammen i midt-sen paleozoiske (420 – 250 mill. år siden) supersøylestrømmer under superkontinentet, her kalt Den Sentral-Atlantiske Søylestrøm, Den Nord-Atlantiske Søylestrøm og Den Norsk-Grønlandske Søylestrøm (Fig. 1).

Erosjon og orogen kollaps av den kaledonske fjellkjeden i midtre devon til tidlig karbon kan skyldes oppadgående bevegelser i skorpa over tidlig paleozoiske supersøylestrømmer (Fig. 2). Laurussia, som lå sør for ekvator på dette tidspunkt (Torsvik et. al. 2012), drev nordover og kan ha beveget seg over en av disse supersøylestrømmene som nærmet seg overflaten.

Heving, erosjon og strekking av skorpa over en supersøylestrøm (se Del 1, pkt. 2, 3 og 4) var trolig en medvirkende årsak til økt ekstensjon, innsynkning og at fjellkjeden kollapset.

Innsynkning av skorpa på grunn av kollaps av supersøylestrømmen da den nådde litosfæren kan ha ført til ekstensjon og reaktivering av kaledonske skyveforkastninger i fjellkjeden mens forkastningsbevegelsene terminerte i en duktil sone dannet på toppen av søylestrømmen.

Kraftig tynning av den øvre skorpa og stor heving førte til at dypskorpebergartene ble eksponert på overflaten.

Dypskorpebergarter eksponert langs kysten av Troms, Vesterålen og Lofoten (Fig. 3) kan representere deler av denne duktile sonen.

Den hercynske (variskiske) fjellkjede utviklet seg langs kollisjonssonen mellom Gondwanaland og Laurussia i løpet av karbontida (Kroner et. al. 2008; Torsvik et. al. 2002 & 2012; Ramberg et. al. 2006) og plasseringen over en av de tidlig paleozoiske søylestrømmene som nærmet seg overflaten for ca. 300 mill. år siden (Fig. 2), kan ha ført til heving, erosjon og kollaps av denne fjellkjeden samt omfattende vulkanisme i Vest-Europa i sen karbon og tidlig perm (Diedzic 1998; Ziegler 2001).

Samtidig ble det utviklet flere riftsystem som i permtida utviklet seg til en sammenhengende riftsone gjennom Pangea og som fulgte de kaledonske og hercynske kollisjonssonene/svakhetssonene (Ramberg et.al. 2006).

Utviklingen av Skagerak Vulkanske Provins og langvarig vulkanisme i Oslofeltet i permtida (Fig. 2) indikerer at en supersøylestrøm hadde nådd øvre mantelområde.

I følge Torsvik et. al. (2012) var Oslo-regionen i begynnelsen av permtida lokalisert på ca. 15^o N, og som sammenfaller med at de tidlig paleozoiske supersøylestrømmene var nær overflaten. Platebevegelser førte til at Oslo regionen og riftsonen beveget seg nordover som en del av Pangea i løpet av sen karbon og perm og dermed over de tidlig paleozoiske supersøylestrømmene.

Disse prosessene resulterte i heving og erosjon av områdene rundt og langs riftaksen, noe som kan forklare hvorfor paleozoiske bergarter mangler i disse områdene (Fig. 3).

Platebevegelsene skapte også sidelengsbevegelser langs riftsonen (Diedzic 1998; Ziegler 2001; Torsvik & Cocks 2005; Ramberg et.al. 2006). Riftsonen endte i Barentshavet hvor sidebevegelsene forgreinet seg (beskrevet nærmere i Del 3).

Området mellom Norge og Grønland, heretter kalt Den Arktisk-Nordatlantiske Riftsonen, bestod i tidlig trias av et stadig skiftende riftlandskap karakterisert av heving og innsynkning og dannelse av smale, avlange høydeområder og dype basseng fylt med flere tusen meter tidlig triassiske sedimenter (Torsvik et. al. 2002; Ramberg et.al. 2006).

Den Arktisk-Nordatlantiske Riftsonen, Grønland og Skandinavia hadde i trias beveget seg videre nordover fra ca. 30^o N (Torsvik et al. 2012) og over Den Nord-Atlantiske Søylestrøm, med senter på ca. 45o N (Fig. 1).

Det strukturelle bildet i tidlig trias viser likheter med “pull-apart” basseng og “pop-up” strukturer (Christie-Blick & Biddle 1985) og strukturene kan derfor være dannet i et sidelengs forkastningssystem av dype forkastninger.

Dette passer med at Den Nord-Atlantiske Søylestrøm ikke nådde øvre mantelområde før tidligst i midt/sen jura (Fig. 2).

Den tektoniske utviklingen langs Den Arktisk-Nordatlantiske Riftsonen i triasperioden ble derfor ikke påvirket av denne søylestrømmen. Triassiske sedimenter i et slikt pull-apart basseng kan også være tilstede i Vestfjordsbassenget (Fig. 3).

Figur 2: Diagram som viser supersøylestrømmenes bevegelse gjennom mantelen og relaterte gelogiske hendelser fra og med kambrium til idag. Klikk for større bilde.

Lengre sør hadde Den Sentral-Atlantiske Søylestrøm nådd øvre mantelområde og forårsaket storskala magmatisk aktivitet og dannelsen av Den Sentral-Atlantiske Magmatiske Provins (McHone 2002).

I tidlig jura hadde denne søylestrømmen, med senter på ca. 15^o N (Fig. 1) medvirket til utvikling av havbunnsspredning i sentrale og nordlige Atlanterhavet, som i sen jura åpnet seg helt opp til ca. 30^o N.

Åpningen av Nord-Atlanteren var årsaken til at Laurasia skilte lag med Gondwanaland (Ramberg et.al. 2006; Lundin 2002). Den Arktisk-Nordatlantiske Riftsonen var i jura lokalisert på ca. 50^o N (Torsvik et. al. 2012) og dermed midt over Den Nord-Atlantiske Søylestrøm som nå hadde nådd øvre mantelområde (Fig. 2).

Dette kan forklare heving av sentrale deler av dette området og nordlige deler av Nordsjøområdet i juratida samtidig med havbunnsspredning i Nord-Atlanteren.

Heving av kontinentalskorpa over søylestrømmen kan også forklare hvorfor jurassiske sedimenter tilsynelatende ikke ble avsatt i områdene langs riftaksen, som i Møre- og Vøringbassengene, men i områdene lengre øst og vest for riftsonen, som på Dønn- og Haltenterassene og langs Øst-Grønland (Ramberg et.al. 2006; Faleide et. al. 2008).

Jurassiske avsetninger er dessuten også relativt tynne sammenlignet med avsetninger i trias- og krittperiodene (Fig. 3), og som indikerer liten innsynkning.

Det er grunn til å tro at søylestrømmen også er årsaken til heving av marginene (Torske 1975), representert ved landområdene i Skandinavia og på Grønland, da de store mengdene med sedimenter avsatt ved innsynkning av skorpa langs Den Arktisk-Nordatlantiske Riftsonen i tidlig kritt kan være erosjonsprodukter fra de hevete landområdene både øst og vest for riftsonen.

Den Nord-Atlantiske Søylestrømmen kan i overgangen jura – kritt ha nådd litosfæren og forårsaket lateral spredning av søylestrømhodet, og er en mulig årsak til økt ekstensjon og stor innsynkning langs Den Arktisk-Nordatlantiske Riftsonen i tidlig kritt.

Dette støttes av store listriske normalforkastninger som synes å såle ut mot et avlastningsplan (Osmundsen et.al. 2002; Redfield et. al. 2005), som kan være toppen av en duktil sone dannet over søylestrømmen i dypere deler av skorpa (Fig. 3).

Denne hyperekstensjonen (Lundin et.al. 2013) og store innsynkning av sentrale områder langs riftaksen førte samtidig til utvikling av dype krittbasseng i Møre- og Vøringområdene (Færseth & Lien 2002).

Lenger nord ble det også dannet dype kritt basseng, som var Tromsø-, Harstad- og Sørvestnagsbassengene (Gabrielsen et. al. 1990) og som kan knyttes til samme innsynkning.

Riftsonen ble trolig også påvirket av tektoniske bevegelser relatert til åpningen av sentrale og nordlige Atlanterhavet.

Da Laurasia ble skilt fra resten av Pangea i juratida, førte det til innbyrdes forskjellig hastighet mellom Eurasia, Grønland og Nord-Amerika (Torsvik et. al. 2002).

Dette kan ha skapt sidelengsbevegelser og transtensjon langs deler av riftsonen i Labradorhavet og Den Arktisk-Nordatlantiske Riftsonen, noe som kan ha vært medvirkende til økt ekstensjon og tynning av skorpa.

Sidebevegelsene avtok imidlertid da platebevegelsene forandret seg for ca. 80 millioner år siden, en hendelse som hadde stor innvirkning på riftsonens utvikling og kontrollerte dens utstrekning nordover.

Figur 3: Geologisk profil (basert på seismisk linje LO.08-88) fra nordvest til sørøst gjennom Utrøstryggen (UR), Ribbebassenget (RB), Lofotryggen (LR) og Vestfjordsbassenget (VB) som representerer et område nært riftsonen. Prekambriske granittiske dypskorpebergarter (brun) danner grunnfjellet og er overlagt av sedimentære avsetninger fra trias (fiolett), jura (blå), kritt periodene (grønn) og paleogen (lysbrun) som er forskjøvet flere tusen meter langs listriske normalforkastninger (heltrukne sorte linjer). Legg merke til at paleozoiske bergarter mangler, heving i vest og storskala folding langs Lofotryggen i både Ribbebassenget og Vestfjordsbassenget. Vertikal akse er i tid hvor 1 TVT = ca. 1 500 meter

Forandringen i platebevegelsene i sen kritt førte til at Laurasia begynte å bevege seg mot nordvest. Den Arktisk-Nordatlantiske Riftsonen ble utsatt for regional kompresjon som førte til inversjon og storskala folding (Lundin et. al. 2013).

Denne kompresjonen kan være relatert til platebevegelsene og Grønlands bevegelse mot nordøst (Tessensohn & Piepjohn 2000).

Storskala strukturer som Vigridsynklinalen, Gjallarryggen og Utgardshøgda (Lundin et. al. 2013; Blystad et. al. 1995) kan ha blitt dannet på grunn av disse platebevegelsene. Lenger nord langs riftaksen kan folder i Ribbebassenget og Vestfjordsbassenget (Fig. 3) trolig være dannet samtidig, men kan også være dannet i en senere kompresjonsfase i paleocen.

En annen mulig og medvirkende årsak til denne kompresjonen kan være rifting og havbunnsspredning i Labradorhavet som startet i sen kritt (Tessensohn & Piepjohn 2000), da den underliggende Nord-Atlantiske Søylestrøm nå hadde fortrengt litosfæren langs riftaksen og nådd overflaten (Fig. 2).

Fortrenging av litosfæren skapte østvest rettet kompresjon langs riftaksen og som også kan ha påvirket områdene rundt Den Arktisk-Nordatlantiske Riftsonen.

I tidlig palocen hadde platebevegelser flyttet Den Arktisk-Nordatlantiske Riftsonen videre nordover forbi Den Nord-Atlantiske Søylestrøm og innover Den Norsk-Grønlandske Søylestrøm med senter på ca. 65^o N (Fig. 1 og 5).

Områdene i Nordøst-Atlanteren som nå ble plassert over Den Nord-Atlantiske Søylestrøm, var dominert av stor vulkansk aktivitet som resulterte i utviklingen av Den Nord-Atlantiske Vulkanske Provins (Ramberg et.al. 2006; Torsvik et. al. 2002; Lundin 2002; Eldholm & Grue 1994).

På Øst-Grønland ble det i tidlig paleocen dannet platåbasalter og massive dolerittganger (Ramberg et.al. 2006; Abdelmalak et. al. 2015 & 2016) som indikerer storskala vulkanisme. Dette passer med at Den Nord-Atlantiske Søylestrøm som hadde forårsaket havbunnsspredning i Labradorhavet, også kan ha forårsaket denne magmatiske aktiviteten.

Samtidig vulkanisme på Nordøst-Grønland, Vestmarginen og Vestbakkvulkanittprovinsen knyttes her til Den Norsk-Grønlandske Søylestrøm som nå var kommet opp til øvre mantelområde og nærmet seg overflaten (Fig. 2).

Den Nord-Atlantiske Søylestrømmens oppadgående bevegelse og fortrengning av litosfæren opp langs riftaksen til Den Arktisk-Nordatlantiske Riftsonen kan samtidig ha ført til kraftig heving av kontinentalskorpa (Fig. 3) samt nordvest og sørøstrettet kompresjon.

Denne hevingen og kompresjonen er antatt å ha vært sterkest i områdene nærmest riftaksen og førte trolig til ny storskala folding (Fig. 3) og utvikling av strukturer som Vema-Nykantiklinalen, Någrindsynklinalen og Helgrabenen i tidlig paleocen (Lundin et. al. 2013).

I tillegg ble trolig også marginene (landområdene på Grønland og i Skandinavia) påvirket og hevet, noe som sannsynligvis var medvirkende til at øst- og vestmarginene i dag domineres av høyfjellsområder.

I Norge er høyfjellsområdet representert ved de eroderte restene til den kaledonske fjellkjeden, som strekker seg gjennom Skandinavia (Fig. 4).

Platebevegelser førte i paleocen Den Arktisk-Nordatlantiske Riftsonen videre nordover til ca. 65^o N og midt over Den Norsk-Grønlandske Søylestrøm (Fig. 5).

Figur 4: a)Vest-øst profil fra Kanada til Botnviken som skal illustrere situasjonen i Norske-Grønlandshavet i oligocen. Heving av kontinentalskorpa før åpningen av Norske-Grønlandshavet i tidlig eocen er angitt med grønn stiplet linje. Brun stiplet linje skal vise søylestrømmens størrelse før havbunnsspredning startet. Legg merke til søylestrømmenes fortrengning av litosfæren. NAS = Den Nord-Atlantiske Søylestrøm. NGS = Den Norsk-Grønlandske Søylestrøm. b) Situasjonen i Norske-Grønlandshavet før havbunnsspredning startet.

I tidlig eocen hadde også Den Norsk-Grønlandske Søylestrømmen fortrengt litosfæren opp til overflaten (Fig. 4).

Søylestrømmateriale dannet havbunnskorpe som erstattet kontinentalskorpa langs riftsonen hvor en spredningsrygg utviklet seg og dannet en ny plategrense.

Platebevegelser (Nord-Amerikas og Eurasias drift mot nordvest), åpningen av Norske-Grønlandshavet og Nordøst-Atlanteren og den samtidige åpningen av Eurasiabassenget i østlige Polhavet førte til kompresjon i Barentshavet og utviklingen av De Geersonen (Torsvik et. al. 2002), en høyrehånds transform (sidelengs) plategrense mellom Svalbard og Grønland (Fig. 5).

Forandring i platebevegelsen til Eurasia fra nordvest til nordøst for ca. 35 mill. år siden (Lundin 2002; Torsvik et. al. 2002) var trolig årsaken til at De Geersonen lengst sør begynte å utvikles til en lokal spredningsrygg, Knipovichryggen (Fig. 5).

Dette førte også til kompresjon som påvirket kontinentalskorpa både i den nordlige del av Norske-Grønlandshavet og Barentshavet i neogen (Sættem et. al. 1994). Spredningsryggene i Eurasiabassenget (Nansenryggen og Gakkelryggen) og Norske-Grønlandshavet (Mohnsryggen) ble knyttet sammen via Knipovichryggen.

Den Norsk-Grønlandske Søylestrøm dannet et magmakammer langs riftaksen og ble kilden til ny havbunnskorpe i Norske-Grønlandshavet.

Restene etter de tre supersøylestrømmene, Den Sentral-Atlantiske Søylestrøm, Den Nord-Atlantiske Søylestrøm og Den Norsk-Grønlandske Søylestrøm smeltet sammen og dannet et sammenhengende magmakammer under spredningsryggene i sentrale-nordlige Atlanterhavet og Norske-Grønlandshavet og som ble kilden til kontinuerlig undersjøisk vulkanisme og dannelsen av basaltisk havbunnskorpe.

Resultat fra tomografiske studier av mantelen, hvis metode og resultater er omdiskutert (Foulger et.al. 2013), viser imidlertid liten eller ingen rester etter søylestrømmateriale langs Den Midt-Atlantiske Rygg (Trønnes 2008 & 2010; Schubert et. al. 2001).

En mulig forklaring er at mesteparten av dette store magmakammeret i løpet av 200 mill. år er blitt omdannet til havbunnskorpe.

Figur 5: Rekonstruksjon midt miocen. Rød stiplet sirkel er Den Nord-Atlantiske Søylestrøm, blå stiplet sirkel er Den Norsk-Grønlandske Søylestrøm, grønn stiplet sirkel er Polhavet Søylestrøm. Heltrukne sorte linjer er forkastningssoner. Heltrukne røde linjer er spredningsrygger. Stiplete røde linjer er inaktive spredningsrygger. Blå dobbelpiler angir spredningsretningen. Røde piler angir sedimentasjonsretning. Hvite områder er erosjonsområder. Orange områder er kontinentale avsetninger. Grønne og gule områder er marine avsetninger. Brune områder er oseanisk skorpe. Rødt område er lavabergarter, PH = Polhavet, EB = Eurasiabassenget, EF = Eureka foldebelte. BH = Barentshavet, NGH = Norske-Grønlandshavet, NØA = Nordøst-Atlanteren, NA = Nord-Atlanteren, LABB = Labradorhavet/Baffinbukta, DG = De Geersonen, KR = Knipovichryggen, JMR = Jan Mayenryggen. (Modifisert etter Torsvik et. al. 2002: Global reconstructions and North Atlantic paleogeography 440 Ma to Recent).

Det kan bety at spredningen i Atlanterhavet er nær sitt maksimum og vil stoppe opp innen noen millioner år, subduksjonssoner utvikles og oseanet vil lukkes (Ramberg et. al. 2006).

Denne prosessen kommer trolig etter 10 – 50 mill. år til å forplante seg nordover til Norske-Grønlandshavet som også vil lukkes og føre til ny kollisjon mellom Skandinavia og Grønland.

Avhengig av platebevegelser og søylestrømmens størrelse vil Norske-Grønlandshavet kunne bli like stort som Atlanterhavet, utvikle subduksjonssoner og begynne å lukke seg som en siste fase i utviklingen av et nytt superkontinent.

Oppsummering

Det foreslås at flere supersøylestrømmer, med tverrsnitt på mer enn 3 000 km, har vært den viktigste drivkraften i oppbrytningen av superkontinentet Pangea og dannelsen av nye osean.

Samlingen av kontinentene i Gondwanaland og til slutt i Pangea førte til langvarig subduksjon av store mengder oseanskorpe som sank ned til mantel-kjerne grensen.

Dette resulterte i storskala søylestrøm-produksjon som samlet seg i gigantiske og massive supersøylestrømmer under Pangea.

Påvirkning fra tidlig paleozoiske supersøylestrømmer som nærmet seg overflaten, forårsaket utviklingen av en stor riftsone. Denne riftsonen fulgte de gamle herzynske og kaledonske kollisjonssonene gjennom sentrale Pangea og endte i Barentshavet.

Norske-Grønlandshavet ble utviklet som en del av denne riftsonen. Pangeas drift nordover førte kontinentet over flere midt-sen paleozoiske supersøylestrømmer som nærmet seg overflaten langs riftsonen til ulik tid i mesozoikum og som resulterte i storskala magmatisk og tektonisk aktivitet.

Platebevegelser som forårsaket store sidelengsbevegelser langs riftsonen bidro til åpningen av Norske-Grønlandshavet som startet i tidlig eocen på grunn av progradasjon nordover av havbunnsspredning og ankomsten av supersøylestrømmer på overflaten.

Referanser

Abdelmalak, M.M., Planke,S, Faleide, J.I., Jerram, D.A., Zastrozhnov, D., Eide, S., and Myklebust, R., 2016, The development of volcanic sequences at rifted margins: New insights from the structure and morphology of the Vøring Escarpment, mid-Norwegian Margin, AGU, J. Geophys. Res. Solid Earth, 121, doi:10.1002/ 2015JB012788.
Abdelmalak, M.M., Andersen, T.B., Planke, S., Faleide, J.I., Corfu, F., Tegner, C., Shephard, G.E., Zastrozhnov, D., and Myklebust, R., 2015, The ocean-continent transition in the mid-Norwegian margin: Insight from seismic data and an onshore Caledonian field analogue, Geology, 43, 1011–1014, doi:10.1130/G37086.1.
Blystad, P., Brekke, H., Færseth, R.B., Larsen, B.T., Skogseid, J. & Tørudbakken, B., 1995, Structural elements of the Norwegian continental shelf, Part II: The Norwegian Sea Region, NPD-Bulletin no.8.
Burke, K. & Torsvik, T.H., 2004, Derivation of Large Igneous Provinces of the past 200 million years from long-term heterogeneities in the deep mantle, Earth and Planetary Science Letters 227 (2004) 531–538
Campbell, I.H., 2001, Identification of ancient mantle plumes, in Ernst, R.E., and Buchan, K.L., eds., Mantle Plumes: Their Identification Through Time: Boulder, Colorado, Geologic Society of America Special paper 352. p. 5-21
Campbell, I.H., 2005, Large Igneous Provinces and Mantle Plume Hypothesis, Elements, Vol. 1, 265-269
Campbell, I.H. & Davis, G.F., 2006. Do mantle plumes exist? Episodes, Vol . 29, no. 3, 162-168
Christie-Blick, N. & Biddle, K.T., 1985, Deformation and Basin formation along strike-slip faults. In Biddle, K.T. and Christie-Blick, N., eds., Strike-Slip Deformation, Basin Formation and Sedimentation. SEPM Spec. Publ. No. 37, p1-34.
Dziedzic, K., 1998, Genesis and evolution of the Sudetic late Hercynian volcanic rocks inferred from the trace element modelling. Geologia Sudetica, 1998, 31, 79-91
Eldholm, O. & Grue, K., 1994. North Atlantic volcanic margins – dimensions and production rates. J. Geophys. Res. 99, 2955 – 2968.
Faleide, J.I., Tsikalas, F., Breivik, A.J., Mjelde, R., Ritzmann, O., Engen, Ø., Wilson, J. & Eldholm. O., 2008, Structure and evolution of the continental margin off Norway and the Barents Sea, Episodes, Vol.31, No.1, 82-91
Foulger, G.R., J.H. Natland, D.C. Presnall and D.L. Anderson, Eds., Plates, Plumes and Paradigms, Geological Society of America Special Volume 388, 881 pp, 2005.
Foulger, G.R., 2010, Plates vs. Plumes, A Geological contoversy, 352 pages • September 2010 • Wiley-Blackwell
Foulger, G.R., Panza, G.F., Artemieva, I.M., Bastow, I.D., Cammarano, F., Evans, J.R., Hamilton, W.B., Julian, B.R., Lustrino, M., Thybo, H. & Yanovskaya, T.B., 2013, Caveats on tomographic images. In: Terra Nova, Vol. 25, Issue 4 August 2013, pp. 259-281.
Færseth, R.B. & Lien, T., 2002, Cretaceous evolution in the Norwegian Sea – a period characterized by tectonic quiescence, Marine and Petroleum Geology 19, 1005-1027
Gabrielsen, R..H., Færseth, R.B., Jensem, L.N., Kalheim, J.E. & Riis, F., 1990, Structural elements of the Norwegian continental shelf, Part 1: The Barents Sea Region, NPD-Bulletin no.6.
Garnero, E.J. & McNamara, A.K., 2008, Structure and Dynamics of Eath’s Lower Mantle, Science 320, 626-628.
Kroner, U., Mansy, J.L., Mazur, S., Aleksandrowski, P., Hann, H.P., Huckriede, H., Lasquement, F., Lamarche, J., Ledru, P., Oharao, T.C., Zedler, H., Zeh, A. & Zulauf, G., 2008. Variscan Tectonics. In book: The Geology of Central Europe, volume 1: Precambrian and Paleozoic, Edition: 1, Chapter: Variscan Tectonics, Publisher: The Geological Society, Edition: Tom McCann, pp. 599-664.
Li, Z.-X. & Zhong, S., 2009, Supercontinent-superplume coupling, true polar wander and plume mobility: Plate dominance in whole-mantle tectonics. Physics of the Earth and Planetary Interiors 176, pp. 143 – 156.
Lundin, E.R., 2002, North Atlantic – Arctic Overview of sea-floor spreading and rifting history. In: Eide, E.A. (coord.), BATLAS – Mid Norway plate reconstruction atlas with global and Atlantic perspectives. Geological Survey of Norway. pp. 40-47
Lundin, E.R., Dorè, A.G., Rønning, K. & Kyrkjebø, R., 2013, Repeated inversion and collapse in the Late Cretaceous-Cenozoic northern Vøring Basin, offshore Norway, EAGE/The Geological Society of London
Lundin, E.R. & Dorè, A.G., 1997, A tectonic model for the Norwegian passive margin with implications for the NE Atlantic: Early Cretaceous to break-up, Journal of the Geol.Soc.. London, Vol.154, 545-550.
Lundin, E.R. & Doré, A.G., 2005, NE Atlantic break-up: a re-examination of the Iceland mantle plume model and the Atlantic–Arctic linkage, In: DORÈ, A. G. & VINING, B. A. (eds) Petroleum Geology: North-West Europe and Global Perspectives—Proceedings of the 6th Petroleum Geology Conference, 739–754
Maruyama, S., Yuen, D.A. & Windley, B.F., 2007. Dynamic of plumes and superplumes through time. In: D.A. Yuen, S. Maruyama, S. Karato and B.F. Windley, 2007, Superplumes: Beyond Plate Tectonics, Berlin: Springer, part V. pp. 441-502.
McHone, J.G., Volatile emissions of Central Atlantic Magmatic Province basalts: Mass assumptions and environmental consequences, in Hames, W.E., McHone, J.G., Renne, P.R., and Ruppel, C., editors, The Central Atlantic Magmatic Province: American Geophysical Union, Geophysical Monograph, 136, 241-254, 2002.
Osmundsen, P.T., Sommaruga, A., Skilbreie, J.R. & Olesen, O., 2002, Deep structure of the Mid-Norway rifted margin, Norwegian Journal of Geology, Vol.82, 205-224
Piepjohn, K., von Gosen, W. & Tessensohn, F., 2016, The Eurekan Deformation: An outline. Journal of the Geological Society, October 20, 2016, v. 173, no. 6, p. 1007-1024
Redfield, T.F., Osmundsen, P.T. & Hendriks, B.W.H., 2005, The role of fault reactivation and growth in the uplift of western Fennoscandia. Journal of the Geological Society of London, 162, 1013-1030.
Ramberg, I.B., Bryhni, I. & Nøttvedt, 2006, Landet blir til, Norges Geologi
Ring, U.,2014, The East African Rift System, Austrian Journal of earth Science, Vol.107/1, 132-146.
Schubert, G, Turcotte, D.L. and Olson, P., 2001, Mantle convection in the Earth and planets. Cambridge Univ. Press, Cambridge, UK.
Schubert, G., Turcotte, D.L., Olson, P. And Tackley, P., 2004. Superplumes or plume clusters? Physics of the Earth and Planetary Interiors 146, pp. 147 – 162
Sættem, J., Bugge, T., Fanavoll, S., Goll, R.M., Mørk, A., Mørk, M.B.E., Smelror, M., & Verdenius, J.G., 1994. Cenozoic margin development and erosion of the Barents Sea: Core evidence from Bjørnøya. Marine Geology 118, 257 – 281.
Tessensohn, F. and Piepjohn, K., 2000, Eocene compressive deformation in Arctic Canada, north Greenland and Svalbard and its plate tectonic causes. Polarforschung 68, 121-124.
Torske, T., 1975. Possible Mesozoic Mantle Plume Activity beneath the Continental Margin of Norway. Norges Geol. Unders. 322, 73 – 90.
Torsvik, T.H., Carlos, D., Mosar, M., Cocks, L.R.M. & Malme, T., 2002, Global reconstructions and North Atlantic paleogeography 440 Ma to Recent. In: Eide, E.A. (coord.), BATLAS – Mid Norway plate reconstruction atlas with global and Atlantic perspectives. Geological Survey of Norway. pp. 18-39
Torsvik, T.H. & Cocks, L.R.M. 2005: Norway in space and time: A Centennial cavalcade. Norwegian Journal of Geology, Vol. 85, pp. 73-86
Torsvik, T.H., Van der Voo, R., Preeden, U., Niocaill, C.M., Steinberger, B., Doubrovine, P.V., Van Hinsbergen, J.J., Domeier, M., Gaina, C., Tohver, E., Meert, J.G., McCausland, P.J.A. & Cocks, L.R.M., 2012, Phanerozoic Polar Wander, Palaeogeography and Dynamics, Earth-Science Reviews, 114, 3-4, 325-368
Trønnes,R.G., 2008, En kunnskapsrevolusjon for Jordas indre, Geoforskning.
Trønnes, R.G., 2010, Et klarere bilde av Jordas indre struktur og dynamikk, Geoforskning.
Trønnes, R.G., 2010, En kunnskapsrevolusjon om Jordas indre, Geoportalen
Vogt, P.R. & Holden, J.C., 2007, Plumacy reprise. In Foulger, G.R. and Jurdy, D.M., eds., Plates, plumes and planetary processes: Geological Society of America Special Paper 430, pp. 955-974
Ziegler, P.A. & Stampfli, G.M., 2001, Late Paleozoic – Early Mesozoic plateboundary reorganisation: Collapse of the Variscian orogen and opening of Neotethys. Natura Bresciana. Ann. Mus. Civ. Sc. Nat., Brescia, MONOGRAFIA N.25, 17-34.