Jordens ydre struktur

Land og havbund udgør den yderste del af jordskorpen. Jordskorpen sidder fast på nogle store, stive plader, der bevæger sig langsomt i forhold til hinanden. Typisk bevæger pladerne sig kun nogle få centimeter om året. I alt er der 10 meget store plader og lige så mange mindre såkaldte mikro-plader, som man har navngivet. Pladerne er op til 200-300 km tykke under de store kontinenter, og meget tyndere (5-100 km) under oceanerne. Disse hårde plader kaldes lithosfæreplader, og de glider på et blødt, men ikke smeltet stenlag kaldet asthenosfæren.

Kortlægning af jordens struktur fra satellit

TYNGDEKORT. Jordens tyngde-variationer kortlagt fra satellithøjdemåling.Tyngde-variationerne, som angives i milli-Gal (mGal), er meget små i forhold til jordens totale tyngdekraft. Ti milli-Gal svarer til en milliontedel af den totale tyngdekraft. Røde og gule områder i tyngdekortet er områder med stor tyngdekraft. Her finder man tungt materiale tæt ved overfladen (dvs. små havdybder). Man kan blandt andet se den klare zone med høje tyngder ned gennem Atlanterhavet. Det er den midtatlantiske højderyg. Blå og grønne områder er områder, hvor tyngden er lavere end normalt. Disse ses typisk rundt langs Stillehavets kyster hvor havdybderne er meget store.

Pladerne dækker jordens overflade som brikkerne i et puslespil, og det er langs kanterne af pladerne vi finder de største niveauforskelle på jorden. Dybhavsgrave ligger, hvor en plade dykker ned under en anden. Mægtige bjergkæder dannes, hvor to tykke plader støder voldsomt sammen. Det er også langs pladernes kanter de fleste og største jordskælv udløses. Derfor er det vigtigt at vide præcist, hvor pladernes kanter befinder sig. Havbundens højdeforhold og geologi var i mange år relativt ukendt, fordi det var vanskeligt at udforske havbunden, hvor den er dækket af adskillige kilometer vand. Men med satellitters hjælp er denne del af kloden nu blevet bedre kortlagt, fordi målinger fra satellitter kan bruges til at kortlægge jordens- og havbundens højdeforhold også i områder hvor det ikke er nemt for mennesker at arbejde.

 

Jordskælv registreret over en periode på 3 måneder. Farvekoden angiver den dybde som jordskælvene er udløst i. Bemærk at jordskælvene i Atlanterhavet, det Indiske ocean og tæt på Californien udløses tæt på jordens overflade (grønne prikker), mens jordskælvene i det vestlige Stillehav og ved Sydamerika udløses i større dybder (gul, orange og røde prikker).

Med satellitmålinger har man gennem de seneste 15 år været i stand til at bestemme havdybderne nøjagtigt. Herved er man blevet i stand til at kortlægge en lang række strukturer på havbunden langt bedre end man tidligere kunne ud fra skibs- og ubådsobservationer. Denne information er uhyre vigtig, da havbundens variationer kan sammenknyttes med pladetektonik og jordskælv. I det følgende vil vi vise hvordan forskellige variationer af havbundens højde afslører pladetektonikken og jordens aktive pladegrænser, og vise hvordan vi kan se disse ved hjælp af satellitmålinger.

Højdemåling fra satellít - tyngder og jordens form

Satellitter til observation af Jordens overflade kaldes jord-observationssatellitter. Disse kredser typisk rundt om jorden i 700 km højde med 25000 km / timen. Højdemålingssatellitter er jordobservationssatellitter der måler havets højde ved at måle afstanden mellem satellitten og havets overflade med radar med en nøjagtighed på få centimeter. Da man kender satellitternes positioner kan man bestemme havets højde med få centimeters nøjagtighed. Ved at tage et gennemsnit af højde-observationerne over et 3-10 km2 stort område fjernes variationer som skyldes bølger, storme og tidevand.

Det viser sig at havet har bakker og dale og havets højde varierer med op til 160 meter. Mennesket kan ikke se disse højdevariationer da deres udstrækning er meget stor, men man kan observere dem fra satellit. Disse højdevariationer skyldes variationer i tyngden. Tyngden afspejler det materiale der findes i undergrunden. Tyngden varierer fra sted til sted da massefylden/tætheden af det underliggende materiale varierer. Disseændringer er uhyre små i forhold til jordens totale tyngdefelt og kan normalt kun måles med meget fintfølende instrumenter monteret på skibe.

Det største bidrag til tyngens variationer skyldes variationer i havets dybde. Det er fordi vand vejer ca. 2,5 gange mindre end de sten, som udgør den yderste jordskorpe. Eksempelvis vil massen af et undersøisk bjerg øge tyngden tæt på bjerget på grund af tiltrækningen fra bjerget. Bjerget vil derfor trækker vandet til sig og herved øge højden af havets overflade oven over. Det er disse højdevariationer satellitten kan observere. Denne opdagelse gjorde at danske forskere, som de første, kunne kortlægge tyngdens variationer over det meste af jorden med satellit.

Man kan sammenkæde ændringer i tyngdefeltet med ændringer i havbundens højdeforhold, og med satellitmålinger har man gennem de seneste 10 år været i stand til at bestemme havdybderne meget mere nøjagtig end man kunne tidligere fra skibs- og ubådsobservationer.

Jordskælvszoner

Langs jordens pladegrænser, hvor lithosfærepladerne mødes, opstår der tre forskellige typer jordskælvszoner. Disse jordskælvszoner har hver deres karakteristiske "fingeraftryk", som tydeligt kan genkendes på tyngdefeltkortet øverst. Derfor kan de kortlægges fra satellit. Nedenfor vil vi gennemgå de forskellige jordskælvszoner og vise hvordan de ser ud i tyngdefeltet.

DE TRE TYPER ER:

  • Spredningszoner hvor pladerne glider fra hinanden og ny skorpe dannes. Den midtatlantiske højderyg ned gennem Atlanterhavet er en spredningszone.
  • Subduktionszoner/overskydningszoner hvor en plade presses ned under en anden og omdannes. Dybhavsgravene rundt langs Stillehavets kyster findes i forbindelse med subduktionszoner.
  • Bevarende pladegrænser, hvor pladerne glider forbi hinanden. San Andreas forkastningen i Californien er det kendteste eksempel herpå.

Undersøg den dynamiske jord nærmere:

Jordskælv

Spredningszoner

I en spredningszone, hvor pladerne bevæger sig væk fra hinanden, vælter magma op fra jordens indre og danner en lang bjergkæde på havbunden med en glødende sprække i midten.

En sådan bjergkæde kaldes for en midt-oceanryg. Tyngden er høj (rød) fordi havdybden er mindre hvor de undersøiske vulkaner skyder op. Hvis man kikker nærmere på tyngdekortet øverst, er det muligt at følge et helt system af midt-oceanrygge fra den midtatlantiske ryg videre syd om Afrika, gennem det Indiske Ocean, syd om Australien og op gennem Stillehavet mod Californien. Nord for Island har satellitopmålingerne vist, at systemet fortsætter videre op nord om Svalbard og østpå mod Rusland. Sammenlagt er spredningszonen mere end 60.000 km lang, svarende til halvanden gang rundt om jorden.

I spredningszoner oplever man kun overfladenære jordskælv, der udløses i pladen mellem overfladen og ca. 10 km dybde. Under pladerne er materialet ikke smeltet, men det er for blødt til, at der kan opstå store spændinger der kan udløses som jordskælv. Derimod er der meget kraftig vulkansk aktivitet i hele zonen.

Island er særlig interessant, fordi øen ligger oven på den midtatlantiske spredningszone. Derfor er der også særlig kraftig vulkansk aktivitet på Island. I takt med at pladerne bevæger sig væk fra hinanden under Island bliver øen faktisk større og større år for år. Billedet på omslaget er fra vulkanen Kraflas udbrud på Island i 1981.

Subduktionszoner

I subduktionszonerne, hvor en plade presses ned under en anden plade (subduceres), er situationen en helt anden, og her kan jordskælv forekomme i ned til 700 km's dybde. Sådanne subduktionszoner findes eksempelvis i Stillehavet ved Sydamerikas vestkyst, hvor Andesbjergene skyder op samtidig med at en oceanplade presses ned under kontinentet. Langs de fleste af Stillehavets kyster findes der aktive subduktionszoner. De allerkraftigste jordskælv på jorden udløses netop i disse subduktionszoner. På tyngdekortet øverst, kan subduktionszoner genkendes som langstrakte områder med meget lav tyngde (mørkeblå) ved siden af langstrakte områder med høj tyngde (rød).

Figuren ovenfor viser hvordan oceanpladen presses ind under den tykke kontinentalplade. Ved at følge dybden hvori jordskælvene udløses (angivet med rødgule pletter), kan man se hvorledes pladen presses dybt ned i den bløde kappe, hvor den efterhånden forsvinder. Jordskælvene forekommer i en pølseformet zone (Benioff zone) i den nedsynkende plade helt ned til 700 km dybde. Her bliver materialet for varmt og blødt til, at jordskælv kan udløses. Man kan desuden se af figuren, at den tynde oceanplade allerede begynder at bøje ned, inden den møder den tykke kontinentalplade. I denne 10-30 km brede zone kan der dannes dybhavsgrave. Her kan oceanet blive op til 11 km dybt som man eksempelvis ser i Marianergraven, hvor Stillehavspladen presses ind under den Filippinske plade. Man har været i stand til at kortlægge de undersøiske subduktionszoner ud fra havdybderne, da det er her og kun her, man finder de meget store havdybder.

Subduktionszonerne ses tydeligt som blå områder på tyngdekortet øverst, fordi tyngden bliver mindre, da dybgravene er fyldt med vand, der er meget lettere end det omliggende stenlag. Til gengæld er tyngden høj (rød) lige ved siden af, hvor den øverste plade løftes op.

Ved Sumatra jordskælvet 2. juledag 2004 opstod jordskælvet i subduktionszonen, der løber vest for Sumatra, hvor den indiske oceanplade presses ind under den lille tykke Burmesiske kontinentalplade.

Bjergkædedannelse

Når to tykke kontinentalplader kolliderer, opstår der bjerge fordi den ene plade ikke uden videre kan skubbes ned under den anden. Her presses materialet sammen og skubbes op og til siden og der dannes bjergkæder. Himalaya bjergene skyldes eksempelvis at Indien bevæger sig ind i den eurasiske plade med ca. 5 cm /år. Den Indiske plade presses lidt ned under den Eurasiske plade, og fordi begge plader er tykke, løftes verdens mægtigste bjergkæder op i sammenstødet. Kraftige jordskælv tæt på jordoverfladen er ikke usædvanlige i sammenstødszonen.

Bevarende pladegrænser

Hvor to plader glider langs hinanden opstår der også jordskælv. I disse zoner er bevægelsen horisontal. Disse zoner giver ikke umiddelbart noget klart signal i tyngdefeltet, men man kan se dem hvor de optræder sammen med spredningszoner. Det klassiske eksempel på denne type pladegrænse findes i Californien, hvor San Andreas forkastningen er en af de brudflader som pladerne glider langs. I disse zoner forekommer jordskælvene oftest i 5-50 km dybde.

Hotspots

Ud over jordskælvsaktiviteten langs pladegrænserne ser man undersøiske vulkaner eller hotspots der også tydeligt fremstår i tyngdefeltet. Hotspots er ikke direkte relateret til pladetektonik, men opstår, hvor varmt materiale stiger op dybt nede fra jordens kappe. En hotspot er som et kæmpe stearinlys i jordens indre, der næsten står stille, mens pladen glider hen over flammen.

Hotspotten brænder huller i form af vulkaner på havbunden. Den kendteste hotspot er Hawaii. Kikker man på tyngdekortet øverst vest og nordvest for Hawaii, ser man en lang undersøisk bjergkæde. Denne bjergkæde er opstået, fordi Stille-havspladen gennem mange millioner år har bevæget sig mod vest hen over denne hotspot, der så med tiden har dannet en bjergkæde af udslukte vulkaner.