Jordens ydre struktur

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.

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 hvordan vi kan se disse ved hjælp af satellitmålinger.

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.

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 kigger 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 kilometers 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.

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 kilometers 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.

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.

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.

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. Kigger man på tyngdekortet øverst vest og nordvest for Hawaii, ser man en lang undersøisk bjergkæde. Denne bjergkæde er opstået, fordi Stillehavspladen gennem mange millioner år har bevæget sig mod vest hen over denne hotspot, der så med tiden har dannet en bjergkæde af udslukte vulkaner.