Den Dynamiske Jord. Ole B. Andersen, Tine B. Larsen, Peter Voss, Martin Glendrup

Transkript

1 Den Dynamiske Jord Ole B. Andersen, Tine B. Larsen, Peter Voss, Martin Glendrup

2 Forord Dette materiale skal ses som et supplement til den udsendte plakat om jordens tyngdefelt fra satellit. Materialet søger at forklare, hvorledes man kan få information om pladetektonik ud fra ændringer i tyngdefeltet. Materialet introducerer samtidigt pladetektonikken, og dens relation til både tyngdefelts-ændringer og jordskælv. Desuden informerer materialet om forskningen i Danmark indenfor jordobservation og seismologi i relation til vores dynamiske jord. Materialet viser hvorledes seismologerne registrer jordskælv på global skala samt danske jordskælv, og hvordan man i dag fra rummet er i stand til at overvåge de pladetektoniske bevægelser med geodætiske metoder. Forfatterne ønsker at takke Per Sonne, Per Knudsen, Henrik Juel-Berg og S. Abbas Khan for konstruktive bidrag til materialet. Indholdsfortegnelse Satellitter og tyngder 3 Tyngder, pladetektonik og jordskælv 4 Spredningszoner 6 Subduktionszoner 7 Bevarende pladegrænser 8 Registrering af jordskælv - seismografer og seismogrammer 8 Danske jordskælv 11 Registrering af pladebevægelser 12 Netadresser / Litteratur 14 Adresser 16 2

3 Satellitter og tyngder I mere end 10 år har satellitter kredset omkring jorden og observeret overfladen med radar-altimetri. Radaraltimetret måler afstanden mellem satellitten og havets overflade, og bestemmer havets højde med få centimeters nøjagtighed. Ved at midle højde-observationerne over et 5 km2 stort område fjernes variationer som skyldes bølger, storme og tidevand. De resterende højdevariationer skyldes hovedsagligt variationer i tyngdekraften. Derfor er man i stand til at kortlægge tyngdekraftens variationer med satellit. Tyngdekraften varierer fra sted til sted da massefylden/tætheden af det underliggende materiale varierer. Det største bidrag til tyngefeltets variationer skyldes variationer i havets dybde, da vandet vejer ca. 2/5 af det underliggende materiale. Havbundens højdeforhold og geologi var i mange år relativt ukendt da den er dækket af adskillige kilometer vand. Med satellit har man igennem de seneste 10 år været i stand til at bestemme havdybderne nøjagtigt fra satellit, med en rumlig opløsning på nogle få km. Denne opløsning har forbedret det tidligere kendskab man havde til havdybderne fra skibs- og ubådsobservationer. Eksempel på havdybder kortlagt fra satellit. Figuren viser den midtatlantiske spredningszone i det centrale Atlanterhav mellem Afrika og Sydamerika. Bemærk, hvordan havdybderne vokser jo længere væk fra spredningszonen man kommer, og hvordan spredningszonen flytter sig mod højre i billedet jo længere man kommer ned i figuren. Sprækken hvor magma vælter op kan ses som de mørke områder midt i selve spredningszonen (den lyseblå zone øverst til venstre og nederst til højre.) 3

4 Tyngden afspejler også tætheden i de geologiske strukturer i jordskorpen under havbunden. Dog er tæthedsvariationerne mellem disse langt mindre end mellem vand og havbunds-sediment. Derfor er det hovedsagelig ændringerne i havdybden der kortlægges fra satellit. Men denne information er uhyre vigtig, da havbundens variation kan sammenknyttes med pladetektonik og jordskælv. Tyngder, pladetektonik og jordskælv Land og havbund udgør den yderste del af jordskorpen. Denne består af nogle store, stive plader, der bevæger sig langsomt i forhold til hinanden. Pladerne er op til km tykke under de store kontinenter, og ganske tynde (5-100 km) under oceanerne. De største tektoniske plader. Subduktionszoner og dybgrave ses ved de sorte trekanter. Her presses pladerne ned under hinanden i spidsernes retning. Røde linier angiver spredningszoner, hvor pladerne glider fra hinanden. Sorte linier viser grænser hvor pladerne glider horizontalt langs hinanden de såkaldt bevarende pladegrænser (fra USGS - 4

5 De større jordskælv i en periode på tre uger med angivelse af pladegrænserne. Farven markerer hvor dybt nede jordskælvet skete (røde er dybe jordskælv, og orange er jordskælv tæt ved jordoverfladen). Jordskælvene udløses særlig dybt nede i jorden ved subduktionszonerne, hvor en plade presses dybt ned under en anden. (kort fra USGS) Pladerne dækker jordens overflade som brikkerne i et puslespil, og det er langs kanterne af pladerne de fleste og største jordskælv udløses. Disse hårde plader kaldes for Lithosfære-plader, og de glider oven på et blødt lag (men ikke smeltet) kaldet Asthenosfæren. Jordens yderste lag, med spredningszoner, subduktionzoner og hotspots. Lithosfæren er jordens yderste hårde skal inklusive skorpen. Asthenosfæren er de bløde lag som lithosfæren glider oven på. 5

6 Langs pladekanterne, hvor pladerne mødes og støder sammen, opstår der tre forskellige jordskælvszoner som samtidig er kendetegnet ved karakteristiske tyndefeltsvariationer. - Subduktionszoner/trenches hvor pladerne presses ned og omdannes. Dybhavsgravene rundt langs Stillehavets kyst findes i forbindelse med subduktionszoner. - Spredningszoner hvor pladerne glider fra hinanden og ny skorpe dannes. Den midtatlantiske højderyg ned gennem Atlanterhavet er en spredningszone. - Bevarende pladegrænser, hvor pladerne glider horizontalt langs hinanden. Californien er det kendteste eksempel herpå. Ud over jordskælvs-aktiviteten langs pladegrænserne ser man på havbunden undersøiske vulkaner eller hotspots der også tydeligt fremstår i tyngdefeltet. Den kendteste hotspot er Hawaii i Stillehavet. Disse hotspots ses hovedsaglig i den østlige del af Stillehavet. Hotspots er ikke relateret til pladetektonik, men opstår, hvor varmt smeltet materiale stiger op fra dybt i jordens kappe. Kikker man omkring Hawaii på plakaten/ forsiden, kan man se, hvordan pladen har bevæget sig mod vest hen over denne hotspot, hvorved en række undersøiske bjerge er blevet dannet. Spredningszoner Figuren til venstre viser tyngdefeltet i forbindelse med den undersøisk bjergkæde ned gennem Atlanterhavet. Dette er en spredningszone, hvor pladerne bevæger sig væk fra hinanden, og i sprækken vælter magma op fra jordens indre og danner en lang bjergkæde på havbunden med en sprække i midten. En sådan bjergkæde kaldes for en midt-oceanryg. Et tydeligt eksempel herpå ses ned gennem Atlanterhavet. Hvis man kikker nærmere på tyngdefelts-figuren på plakaten, er det muligt at se, at den midtatlantiske højderyg fortsætter syd om Afrika, gennem det Indiske Ocean, syd om Australien og op gennem Stillehavet mod Californien. Nord for Island har satellitopmålingerne vist at zonen fortsætter op nord om Svalbard og østpå mod Rusland. Sammenlagt er spredningszonen mere end km lang. 6

7 Større jordskælv udløses sjældent i forbindelse med disse spredningszoner, da materialet er for blødt, selvom det ikke er smeltet. Der sker derfor ikke jordskælv i mere end ca. 10 km dybde i forbindelse med midtoceanryggen. Derimod er der meget kraftig vulkansk aktivitet i hele zonen (eksempelvis på Island som ligger midt i spredningszonen). Subduktionszoner Hvor der i spredningszonerne ikke sker jordskælv i mere end ca. 10 km dybde er situationen helt anderledes i subduktionszonerne, hvor een plade presses ned under en anden. Det sker fx i Stillehavet ved Japan, ved Marianergraven og i sydøst Asien. Ved Sydamerikas vestkyst skyder Andesbjergene op samtidig med at en oceanplade presses ned under kontinentet. Ofte er jordskælvsbevægelserne vertikale (op/ned) og meget destruktive. Jordskælvenes dybde i en subduktionszone. Lithosfæren (gul) med skorpen (grå) presses ind under den tykke Syd-amerikanske kontinental-plade (grøn og gul). Ved at følge dybden hvori jordskælvene udløses (angivet med blå pletter), kan man se hvorledes pladen presses ned i den underlæggende (røde) Astenosfære og efterhånden forsvinder. Jordskælvene ligger som en pølse, kaldet en Benioff-zone. Denne viser hvordan pladen dykker ned i næsten 500 km dybde (i venstre side af figuren er dybden angivet i kilometer). 7

8 Bevarende pladegrænser Hvor to plader glider langs hinanden opstår der også jordskælv. I disse zoner sker bevægelsen horizontalt. Det klassiske eksempel på denne type pladegrænse er Californien, hvor San Andreas forkastningen er en af de brudflader som pladerne glider langs. I disse zoner forekommer jordskælvene oftest i 0-50 km dybde. Disse zoner giver ikke umiddelbart noget klart signal i tyngdefeltet, men man kan se dem hvor de optræder sammen med spredningszoner. I figuren til venstre ses et udsnit af den Midtatlantiske spredningszone. Midt i figuren ses en horizontal pladegrænse, hvor den Midtatlantiske spredningszone flyttes til højre når man følger den oppefra og ned. Det tilsvarende er vist på figuren over havdybderne på side 3. Registrering af jordskælv - seismografer og seismogrammer Når der sker et jordskælv ryster jorden ikke kun i nærheden af epicentret, hvor jordskælvet blev udløst. Ved større jordskælv kan rystelserne ofte mærkes af mennesker flere hundrede km borte, og også fintfølende seismografer over hele verden måler rystelserne fra jordskælvet. Stort set alle verdens lande har et netværk af seismografer, der registrerer rystelser døgnet rundt året rundt. Data bliver analyseret i de enkelte lande og samlet i nogle internationale datacentre, der bruger tallene til at beregne et nøjagtigt epicenter for hvert enkelt jordskælv. Et udvalg af det globale net af seismografer. Bemærk at de enkelte lande har seismografer mange steder i verden for at kunne lokalisere jordskælv. 8

9 Seismografernes registreringer kaldes seismogrammer. Et seismogram er en kurve, der viser hvordan jorden bevæger sig som funktion af tiden. Figuren nedenfor viser tre seismogrammer fra en seismograf der står i nærheden af Åkirkeby på Bornholm. Rystelserne stammer fra et jordskælv nær Kaliningrad i Rusland den 21. september Jordskælvet målte 5,0 på Richterskalaen, og rystelserne blev mærket af mennesker over en stor del af Skandinavien, Polen og de Baltiske lande. Kaliningrad ligger langt fra en pladegrænse, så jordskælvet kom som en stor overraskelse. Hvert år finder der nogle overraskende store jordskælv sted fjernt fra pladegrænserne. Det skyldes at der bliver opbygget spændinger inde i pladerne når de skubber til hinanden ude ved kanten. Langs hovedparten af disse spændinger udløses som små jordskælv, men engang imellem bliver spændingerne store nok til at udløse et stort jordskælv, hvor man ikke forventer det. Seismogrammer der viser hvordan Kaliningrad-jordskælvet så ud på seismografen på Bornholm. Det øverste seismogram viser, hvordan jorden bevæger sig op og ned. Det midterste seismogram viser jordens bevægelser i nordsyd retningen, og det nederste seismogram er en registrering af jordens bevægelser i øst-vest retningen. Det viste tidsudsnit er 1 minut og 20 sekunder langt Seismografen registrerer hvordan jorden bevæger sig i de tre forskellige retninger. (op-ned, nord-syd og øst-vest). Tidspunktet hvor den første bølge fra jordskælvet rammer seismografen er markeret i figuren med en pil og et P. P står for den primære bølge, som er en slags trykbølge, der bevæger sig hurtigt gennem jorden. Ca. et halvt minut senere kommer den næste bølge fra jordskælvet, kaldet S-bølgen. Den startede ved epicenteret samtidig med 9

10 P-bølgen, men fordi den ikke udbreder sig lige så hurtigt som P-bølgen, når den senere frem til Bornholm. Jo længere væk fra epicenteret man registerer jordskælvet, desto større tidsforskel er der mellem, at de forskellige bølgetyper ankommer til målestationen. Hvert år er der jordskælv forskellige steder på jorden som måler mere end 7,0 på Richterskalaen. Heldigvis finder de færreste af de helt store jordskælv sted i tæt beboede områder og næsten 70 procent af alle jordskælv forekommer under oceanerne. Store jordskælv under oceanerne kan forårsage tsunamier (flodbølger), så det er vigtigt at kunne lokalisere disse jordskælv hurtigt og nøjagtigt for at kunne varsle nærliggende lande om tsunamier (flodbølger). Seismogrammer der registrerede jordskælvet i Tyrkiet den 17 august Tidsudsnittet er 60 minutter langt. Figuren viser, hvordan rystelserne fra jordskælvet så ud i større og større afstand fra epicenteret i Tyrkiet. Bornholm er ca km væk, og Cook Island er hele km fra epicenteret. Det er tydeligt, hvordan rystelserne/bølgerne er mest kompakt tæt på jordskælvet, og hvordan bølgerne spredes ud så de langsomme bølger kommer mere og mere bagud i forhold til de hurtige, når man er langt væk fra jordskælvet. 10

11 Den 17. august 1999 skete der er et stort jordskælv i Tyrkiet, hvor mere end mennesker blev dræbt. Jordskælvet målte 7.2 på Richterskalaen og medførte omfattende ødelæggelse. Jordskælvet var så stort at det blev registreret over hele jorden, og det kan derfor bruges til at illustrere, hvorledes man lokaliserer jordskælv ud fra registreringer rundt om på jorden. Rystelserne ankommer senere til de seismografer, der er længere væk fra epicenteret. Samtidig bliver rystelserne spredt mere og mere ud, fordi rystelserne består af flere typer bølger, der bevæger sig med forskellig hastighed. Da man ved, hvor hurtigt de forskellige bølger bevæger sig gennem jorden, kan man regne baglæns og finde ud af, hvor og hvornår jordskælvet skete Danske jordskælv I Danmark har vi to til ti små jordskælv hvert år. Det er dog ikke hvert år der kommer et jordskælv som er kraftigt nok til at vi mennesker lægger mærke til det. Danmark befinder sig langt fra en pladegrænse, så vores jordskælv stammer fra udløsningen af de små spændinger, der opstår inde i pladen, når den er udsat for pres i kanterne. Registrerede jordskælv i og omkring Danmark i perioden Langt de færreste af disse er dog kraftige nok til, at vi mennesker lægger mærke til dem 11

12 Registrering af pladebevægelser Global Positions System (GPS) er en af de lovende metoder, der i dag benyttes til at overvåge spændinger i jordskorpen, og hvordan pladerne bevæger sig i forhold til hinanden. Kernen i GPS består af ca. 20 satellitter i konstant kredsløb om jorden som man kan benytte til uhyre præcis positionsbestemmelse. Til at bestemme pladebevægelserne benyttes såkaldte permanente GPS målere der er uhyre stabilt forankret i undergrunden rundt omkring på jordskorpen. Med disse har man gennem de sidste 10 år kunnet bestemme de relative pladebevægelser med stor nøjagtighed ud fra stationernes bevægelser. Med de mange permanente GPS stationer kan man i dag nøjagtigt registrere, hvor hurtigt pladerne bevæger sig i forhold til hinanden. Specielt kan man se at Europa og USA bevæger sig fra hinanden langs den midtatlantiske spredningszone, og at afstanden mellem de to kontinenter øges med ca. 5 cm om året. Metoden er efterhånden så nøjagtig, at man også kan registrere det stress der opbygges inde i selve pladerne, og som udløser jordskælv som Kaliningrad-jordskælvet ovenfor. 12

13 I Danmark og Grønland foregår overvågningen af de permanente GPS stationer i et samarbejde mellem Kort- og Matrikelstyrelsen og den geodætiske afdeling på Danmarks Rumcenter. Der findes for tiden tre stationer i Danmark og tre i Grønland der indgår i det globale internationale samarbejde omkring GPS. Den permanente GPS-station i Thule i det nordlige Grønland, der har registreret stationens position siden 1998 med meget stor nøjagtighed. Stationen hedder THU1 på kortet ovenfor, og indgår i det globale net af permanente stationer. 13

14 Netadresser Internettet bugner af information. Nedenstående viser en liste med nogle udvalgte links, hvis du vil vide mere om jordskælv og jordobservation. Forskningsinstutioner: Danmarks Rumcenter - Danmarks og Grønlands Geologiske undersøgelse (GEUS): Kort- og Matrikelstyrelsen ESA (European Space Agency) NASA (National aeronautic and space admin) - Satellitter, jordobservation og GPS: Rummet dansk side - TOPEX/POSEIDON - topex- JPL education - Oceans for School - oceans4schools.com AVISO (data) - International GPS service - igscb.jpl.nasa.gov/ GPS på NASA - jpl.nasa.gov/mbh/series.html Jordskælv og pladetektonik: United States Geological Service (education) - Europæiske jordskælvscenter EMSC - International Seismological Center - National Earthquake Information Center (USA) - neic.usgs.gov Universitetet i Bergen - NGDC (National Geophysical Data Center)- 14

15 Nyere danske bøger om jordskælv. Jordskælv, Palle Vibe, Gyldendals Boghandel, Nordisk Forlag A/S, København 1998, 72 sider (Udgivet i serien Katastrofer - Hvad skete der) Jordskælv, jorden fra yderst til inderst, Peter Husby, Gyldendals Boghandel, Nordisk Forlag A/S, København 1998, 40 sider 15

16 Adresser Danmarks Rumcenter Juliane Maries Vej 30 DK-2100 København Ø. Tlf Fax Internet: Kontaktperson: Ole B. Andersen Danmarks og Grønlandske Geologiske Undersøgelse Geofysisk Afdeling, Øster Voldgade 10 DK-1350 København K. Tlf Fax Internet: Kontaktpersoner: Tine Larsen: Peter Voss: Kort- og Matrikelstyrelsen Rentemester Vej 8 DK-2400 København NV Tlf Fax Internet: