Naturgeografi c, 3. udgave

TOMAS WESTH NØRREKJÆR

·

NIELS VINTHER

·

PERNILLE LADEGAARD-PEDERSEN

NATURGEOGRAFI C

NATUR GEOGRAFI C LINDHARDT OG RINGHOF

TOMAS WESTH NØRREKJÆR · NIELS VINTHER · PERNILLE LADEGAARD-PEDERSEN

NATUR GEOGRAFI C 3. UDGAVE

LINDHARDT OG RINGHOF

31_NatGeo2design_2k.indd 1

26/05/14 16.14

Naturgeografi C Forfattere: Tomas Westh Nørrekjær, Niels Vinther og Pernille Ladegaard-Pedersen © 2006 Forlag Malling Beck A/S og forfatterne © 2009-2014 Lindhardt og Ringhof Uddannelse, København Et forlag under Lindhardt og Ringhof A/S – et selskab i Egmont Forlagsredaktion: Stefan Dybdal Emkjær og Iben Stampe Sletten Forlagets billedredaktion: Nina Jensen og Iben Stampe Sletten Grafisk tilrettelægning: Carl-H.K. Zakrisson, Polytype Omslag: Ulla Korgaard, Designeriet Illustrationer, hvor intet andet er anført: Erik Hjørne Kapitelfotos Side 4: Scanpix/NASA Science Side 6, 12, 40, 80, 98, 130, 152 og 230: Colourbox Side 172 og 188: Niels Vinther Side 228: Scanpix/Jochem Wijnands Omslagsfotos La Paz, Bolivia. Scanpix/Rafael Campillo Kortene side 68, 69 og 105 er gengivet efter Folkeskolens Atlas, 4. udgave, side 74-75 og 8, Alinea 2005 Mekanisk, fotografisk, elektronisk eller anden gengivelse af denne bog eller dele heraf er kun tilladt efter Copy-Dans regler 3. udgave, 1. oplag, 2014 isbn 978-87-7066-588-9

www.lru.dk

31_NatGeo2design_2k.indd 2

26/05/14 16.14

Indhold Forord

6. Energi

5

1. Indledning 2. Geologi

7

13

Jordens dannelse og sporene af det første liv 13 Geologisk tid 14 Geologiske processer 16 Jordens opbygning 22 Den pladetektoniske model 23 Konsekvenser af pladetektonisk aktivitet 28

3. Klimatologi

41

Atmosfæren 41 Solstråling 43 Temperatur 49 Nedbørsdannelse 50 Vind 54 Energitransport i Jordens klimasystem 56 Den atmosfæriske cirkulation 59 Jordens klimazoner og plantebælter 66 Klimaændringer 74 Naturlige variationer 75

4. Hydrologi

Fossil energi 133 Kul 133 Olie og naturgas 135 Kernekraft 140 Forurening fra fossile brændstoffer Kyoto-protokollen 142 Alternative energikilder 143 Vandkraft 146 Vindenergi 149

Den hydrologiske cyklus 81 Vandbalancen 82 Vandforvaltning i Danmark 90 Global vandforsyning 95

99

Landskabsdannelsen 99 Det aktualistiske princip 101 Isens bevægelsesmønster 101 Det danske istidslandskab 103 Det fluviale landskab 1166 Kystlandskabet 119

Produktion og erhvervsudvikling 153 Landbrugsproduktion og naturgrundlag 155 Årsager til udvikling af økosystemer 157 Definitioner af bæredygtighed 159 Produktion, fordeling og forbrug af fødevarer 160 Forbrugsmønstre og pres på naturgrundlaget 161 Fødevarehandel 162 Frihandel og sukkerproduktion 164 Teknologiens rolle i global fødevareproduktion 166 Den grønne revolution 168 Kritik af den grønne revolution 169 Løsning af sultproblemet 170

173

Geografiske koordinater 173 Årstidsvariationer 175 Kortprojektioner 177 Digitale kort, fly- og satellitbilleder

9. Feltarbejde og øvelser

183

189

Geologi 189 Klimatolog 194 Hydrologi 203 Geomorfologi 208 Energi 221

Nyttige links Geolex 231

31_NatGeo2design_2k.indd 3

141

7. Produktion, teknologi og naturgrundlag 153

8. Kartografi

81

5. Geomorfologi

131

229 UNDER UDARBEJDELSE

26/05/14 16.14

31_NatGeo2design_2k.indd 4

26/05/14 16.14

Forord Naturgeografi C er revideret, opdateret og udvidet i forhold til første udgave og indeholder nye aktuelle afsnit og figurer. Naturgeografi C er en grundbog, der i 9 kapitler fokuserer på naturgeografiske processer og konsekvenserne af disse, herunder hvordan mennesket påvirker og påvirkes heraf. Naturgeografi C henvender sig primært til gymnasieelever, der følger naturgeografi på C-niveau, men store dele af bogen kan også benyttes på B-niveau.

Aktuelle emner og problemstillinger er inddraget i emnegennemgangene. Eksemplerne i bogen er både danske og internationale og kan suppleres og ajourføres løbende. Bogen fungerer som grundbog og som inspiration til, at eleverne selv finder materiale til uddybning af udvalgte emner fra bogen. På denne måde kan der perspektiveres til selvvalgte problemstillinger, og differentiering af emnernes sværhedsgrad kan tilpasses de enkelte elever.

Naturgeografi C indeholder kapitler, der dækker kernestoffet i naturgeografi på C-niveau i det almene gymnasium. Bogen indledes med et kapitel om geologiske processer. De naturgeografiske processer behandles i kapitlerne om klimatologi, hydrologi og geomorfologi. Herefter følger to kapitler, der omhandler energiproduktion og -forbrug samt sammenhængene mellem produktion, teknologi og naturgrundlag. Kapitel 8 handler om kartografi, hvor brugen og udarbejdelsen af kort introduceres. Den eksperimentelle dimension er tilgodeset med et helt nyt kapitel 9, der giver en lang række forslag til øvelser og feltarbejde. Bogen indeholder en udførlig ordliste, et geolex, med korte forklaringer på væsentlige begreber indenfor bogens emner. Geolex fungerer samtidig som bogens stikordsregister.

Bogens opbygning giver mulighed for at tilrettelægge undervisningen i den rækkefølge, man måtte finde hensigtsmæssigt. I de enkelte kapitler henvises der til andre dele af bogen, hvor tilsvarende emner berøres og uddybes på andre relevante måder.

Under arbejdet med Naturgeografi C har vi med tak modtaget råd og vejledning fra Lars Andersen, Jesper Bartholdy, Poul Brøndum, Anne-Lise Ebbeskov Larsen, Bjarne Fog, Lone Krogsgaard Svarstad, Lars Georg Jensen, Johannes Krüger, Christian Michelsen, Lone Michelsen, Claus Nordstrøm, Steffen Samsøe, Jacob Møller Sørensen, Kristian Sørensen, Finn Surlyk, Kisser Thorsøe og Troels Aagaard.

God fornøjelse og læselyst.

Tomas Westh Nørrekjær Niels Vinther Pernille Ladegaard-Pedersen

31_NatGeo2design_2k.indd 5

26/05/14 16.14

31_NatGeo2design_2k.indd 6

26/05/14 16.14

KAPITEL 1

Indledning Geografi er græsk og betyder ”beskrivelse af Jorden”. Naturgeografi er den del af geografien, der beskæftiger sig med naturen omkring os. Nogle af de spørgsmål, som naturgeografien kan besvare, er: Hvorfor regner det så meget omkring ækvator? Hvorfor er grundvandet forurenet i visse områder af Danmark? I naturgeografien betragtes, beskrives og analyseres forskellige miljøer og deres indbyrdes sammenhæng samt de processer, de er formet af.

Et miljøs specielle karakter afhænger af påvirkningen fra en lang række omgivende forhold.

Rumlighed og tidsperspektiv De enkelte miljøer kan betragtes på forskellige niveauer. Denne niveaudeling kan opfattes som forskellige rum, hvori der foregår naturgeografiske processer. Netop den rumlige udbredelse er vigtig for forståelse af naturgeografiske processer. Niveauerne eller rummene kan være: Globale: Det vil sige hele Jorden.

Regionale: Eksempelvis et land, kontinent eller hav.

Lokale: Et mindre område fx en mark eller en del af en flod.

Valg af niveau afhænger af, hvilke spørgsmål der søges svar på. Eksempelvis kan et spørgsmål som ”hvordan er vejret?” besvares lokalt. Det kan gøres ved at gå ud at observere og måle tryk, temperatur, nedbør og/eller vind. Søger man derimod en overordnet forklaring på, hvorfor vejret er, som det er, skal det globale niveau inddrages. Her kan man bl.a. benytte sig af viden om Jordens kredsløb om Solen, årstider og forskelle i solindstråling, tryk og vinde mv.

Naturgeografien omhandler altså processer på jordoverfladen, i atmosfæren, i havet samt i jordbunden. Geologi er et andet fag, der ligesom naturgeografi har Jorden som undersøgelsesfelt. Geologi betyder læren om Jorden (Geo = jord, logos = læren

31_NatGeo2design_2k.indd 7

om). Geologi danner basis for de processer, som naturgeografien har som undersøgelsesfelt. Der er derfor et tæt afhængighedsforhold mellem forståelse af de geologiske og naturgeografiske processer. De geologiske processer foregår både i Jordens indre og på overfladen. Processerne omhandler dannelse, omformning og nedbrydning af kontinenter og oceaner.

Geologien kan endvidere give oplysninger om Jordens, livets og landskabernes udviklingshistorie.

Med inddragelse af geologi er det ikke alene rumligheden, men også tidsperspektivet, der får stor relevans. De grundlæggende naturprocesser og naturforhold på Jorden kan sættes i forhold til hele Jordens historie, dvs. perioden fra Jordens dannelse for 4560 millioner år siden. Igen er det væsentligt at holde sig for øje, hvilket perspektiv der skal benyttes. Hvis man søger oplysninger om, hvordan vejret vil blive i sommerferien, er en geologisk tidsskala på over 4 milliarder år ikke videre relevant. Rejser man derimod til Norge og vil vide, hvordan fjeldene, man står på ski i, er dannet og har fået den form, de har, er tidsperspektivet oppe på 4-500 millioner år.

Naturgeografi gennem tiden Naturgeografi som fag har haft forskellige undersøgelsesfelter gennem tiden. Fra den industrielle revolution i slutningen af det 18. århundrede og frem til starten af det 20. århundrede var udgangspunktet for naturgeografien mennesket og dets udnyttelse

26/05/14 16.14

8

KAPITEL 1 INDLEDNING

Fig. 1.1: Blokdiagram over de forskellige naturgeografiske miljøer.

af naturen. Formålet var at finde ud af, hvordan mennesket kunne drage størst mulig fordel af naturen.

Dette fokus afspejler også et specielt natursyn.

Et natursyn kan defineres som en befolkningsgruppes syn på naturen og gruppens opfattelse af, hvilket formål naturen har. Naturen havde frem til 1900-tallet til formål at virke som en ressource, der skulle udnyttes mest muligt af mennesket. Det var naturgeografiens opgave at finde ud af, hvordan det kunne lade sig gøre, naturligvis i samspil med andre fag. Denne opfattelse af naturen som et produkt kaldes det mekaniske natursyn.

Udviklingen inden for naturgeografi i det 20. århundrede adskiller sig fra det mekaniske natursyn.

Fokus bliver lagt på analyser af naturen i sig selv og

31_NatGeo2design_2k.indd 8

ikke på naturen som ressource for mennesket.

Hovedvægten ligger derfor inden for analyse af processer og sammenhænge i naturen selv. Eksempler på dette er landskabsdannelse, klimatologi og hydrologi. Siden midten af 1980’erne er naturgeografien dog gået over til igen at se på koblingen natursamfund. Det skyldes primært, at der er debat om, hvorvidt mennesket er i stand til at påvirke de naturgeografiske processer. Fokus ligger nu ofte på bæredygtighed, dvs. på spørgsmålet om, hvorvidt koblingerne mellem natur og samfund kan vare ved i fremtiden, eller om de bør ændres af hensyn til naturen, mennesket eller begge.

I denne bog dækker vi de to sidstnævnte tilgange til naturgeografien.

26/05/14 16.14

KAPITEL 1 INDLEDNING

Dynamik og geofagenes metoder Udviklingen af fokus for naturgeografi og ændringerne i natursyn er eksempler på geofagenes dynamik. I naturgeografi og geologi er ingenting statisk.

Der er hele tiden skift, hurtige eller langsomme, i de naturlige processer eller i udviklingen af samfund, der er afhængige af naturen.

Mennesket er altså ikke blot en passiv del af et statisk system, men en aktiv og afhængig deltager i et dynamisk spil, der er i stadig forandring.

Mennesket tilpasser sig, udnytter, regulerer, ændrer og forvalter natur og omverden. Dette samspil mellem menneske og natur har gennem tiden ført til en teknologisk udvikling, der har ændret forholdet mellem menneske og natur. Som eksempel kan nævnes udviklingen i det danske landbrug. Landbruget er gået fra stor afhængighed af naturen (før 1870’erne)

9

til i dag, hvor man ved hjælp af teknologi kan styre mange af de naturlige processer.

Før det industrielle gennembrud var landbruget stærkt naturafhængigt, dvs. man tilpassede afgrødevalget efter de naturgivne forudsætninger som jordbund og klima. Arbejdskraften leveredes primært af trækdyr og mennesker. I dag tilpasses afgrødevalget efter markedets behov eller efter mulighederne for at opnå tilskud fra EU. Ved hjælp af dræning, kunstgødning og -vanding tilpasser man jorden efter afgrødernes behov. Trækdyrene er udskiftet med traktorer, høstfolk og malkepiger med mejetærskere og malkemaskiner. Konsekvenserne for landskabet er, at bedrifterne er blevet større, landområderne er affolket, og kulturlandskabet er ændret. Det har medført at produktiviteten i landbruget er steget, samtidig med at miljøproblemerne er blevet større.

Fig. 1.2: Fiskerhytten er bygget på pæle for bedre at kunne klare den øgede vandstand i Ganges under monsunen.

31_NatGeo2design_2k.indd 9

26/05/14 16.14

10

KAPITEL 1 INDLEDNING

Naturgeografer og geologer benytter sig af nogenlunde identiske metoder til at opnå viden om Jorden.

Her spiller observationer og eksperimenter en hovedrolle. Observationen af naturfænomener vækker nysgerrigheden og rejser nogle spørgsmål.

Nogle af de første mennesker, der gjorde observationer af naturen og skrev observationerne ned, var babylonerne. De observerede, at der gik 360 dage mellem to høsttidspunkter. De antog, at Jorden var en kugle, og inddelte denne i 360 lige store dele.

Fra disse observationer har vi i dag inddelingen af cirklen i 360 grader. Efter at nysgerrigheden er vakt, skal der findes en forklaring på det observerede. Det gøres primært ved hjælp af feltarbejde. Det observerede skal altså undersøges nærmere ude i naturen. Et feltarbejde giver nogle data, som kan danne grundlag for eksperimenter og analyser. Eksperimenter og analyser fører frem til, at man kan foretage konklusioner. De indsamlede data kaldes primære data.

For at få et samlet billede af det fænomen man observerer, kan det være relevant at benytte andres data fx i form af kort eller statistik. Disse data kaldes sekundære data. Ikke fordi de er mindre væsentlige, men fordi de indeholder allerede bearbejdede oplys-

ninger. Eksempler på sekundære data er figurerne i denne bog.

Efter at have opnået en forklaring kan arbejdet afsluttes her. Der kan dog også bygges videre på forklaringen. Herved kan geografien også benyttes til forudsigelser. Hvis vi har forklaret en proces, fx forøget vandføring i floden Ganges under og efter monsunen, og vi ved, at monsunen kommer hvert år, kan vi forudsige, at denne vandføring vil komme hvert år efter monsunregnen. Den øgede vandføring kan føre til oversvømmelser af områder i nærheden af floden. Det vil derfor være en god ide, hvis mennesker ikke bosætter sig i disse områder. Årsagen til at befolkningen alligevel gør det, kan også forklares ud fra naturgeografiske processer. De oversvømmede områder tilføres nemlig næring fra floden og er derfor særlig velegnede til landbrugsproduktion.

Der kan dog være problemer med at forudsige naturlige processer. Det kunne jo være, at det man observerede, ikke var normalt, men en afvigelse.

Naturgeografien og geologien er derfor ofte henvist til at opstille hypoteser for, hvordan de naturlige processer fungerer. I det øjeblik der sker noget i naturen, som modbeviser en hypotese, må hypotesen laves Fig. 1.3: De eksperimentelle stadier i naturgeografi og geologi.

31_NatGeo2design_2k.indd 10

26/05/14 16.14

KAPITEL 1 INDLEDNING

11

Fig. 1.4: Tsunamien, der ramte Japan i 2011, medførte store ødelæggelser på trods af de mange tiltag, der var gjort for at beskytte befolkningen, som fx den beskyttelsesmur, vandet her løber over.

om. For at kunne gøre det, må der laves nye observationer. Forløbet fra observation over forklaring til forudsigelse og hypotese fremgår af fig. 1.2.

Efterhånden som informationsmængden i et samfund stiger, øges behovet for viden, som er nødvendig for at kunne sortere i informationerne. Det gælder også den geofaglige viden. Mediedækningen har gjort det muligt for befolkningerne i de rigeste lande, herunder Danmark, at følge med i begivenheder overalt på Jorden. Den massive informationsstrøm kan opfattes som observationer af omverdenen. Et eksempel på en sådan observation var jordskælvet nordvest for Sumatra 26. december 2004, der kostede over 225.000 mennesker livet. I marts 2011 ramte en tilsvarende tsunami den japanske østkyst, hvorfra videoer gik verden rundt. Jordskæl-

31_NatGeo2design_2k.indd 11

vene fik massiv mediedækning bl.a. på baggrund af geofaglige primære og sekundære data. Observationerne gav anledning til et væld af spørgsmål: Hvad er et jordskælv? Hvorfor blev jordskælvet så kraftigt?

Hvorfor skete det lige der? Hvorfor døde der mange flere på Sumatra end i de øvrige berørte områder?

Hvorfor var der pludselig mangel på mad i de ramte områder? Alle disse spørgsmål kan besvares ud fra geofagenes metoder – og blev det i de efterfølgende måneder.

Som afsluttende bemærkning kan det anføres, at verden, trods store forskelle, hænger sammen, og at verden trods sammenhængene indeholder enorme forskelle. Mønstrene og forskellighederne lokalt, regionalt og globalt på forskellige tidspunkter beskrives og forklares i geofagene.

26/05/14 16.14

31_NatGeo2design_2k.indd 12

26/05/14 16.14

KAPITEL 2

Geologi Geologi er læren om Jordens sammensætning og opbygning. Hertil hører beskrivelsen af de processer, der er foregået i Jordens historie. En del geologiske processer kan genskabes i laboratorier, men ikke alle. Det skyldes, at de geologiske processer forløber over lang tid og ved store temperatur- og trykpåvirkninger. Geologien kan alligevel opstille meget detaljerede hypoteser for, hvordan processerne forløber, og hvordan de påvirker omgivelserne.

Et væsentligt arbejdsprincip er aktualitetsprincippet: en antagelse om, at de processer, der er aktuelle i dag, også har virket til andre tider, og at der ikke tidligere har været naturkræfter, som ikke virker i dag.

Jordens dannelse og sporene af det første liv Udviklingen af solsystemet For at forstå Jordens oprindelse og dannelse må der relateres til resten af solsystemets opståen. Perspektivet i denne historie er kolossalt, både hvad angår tid og rum. Antagelserne i det følgende om Jordens dannelse bygger primært på teoretiske overvejelser og på tolkninger af forholdene på Jordens naboplaneter, men også på analyser af nedfaldne meteoritter.

Den fremherskende teori omkring hele universets dannelse er Big Bang-teorien. Ifølge denne teo-

ri blev universet dannet for 13,7 milliarder år siden.

I universet blev der dannet stjerner, der primært bestod af grundstofferne helium og brint. I stjernerne blev helium og brint omdannet til tungere grundstoffer. Nogle af disse stjerner gik til grunde i såkaldte supernovaer. Ved disse stjerneeksplosioner blev tungt materiale frigjort. Ifølge teorien var det disse stoffer, der fortættedes til planeterne i solsystemet.

Planeterne i vores solsystem blev dannet for 4560 millioner år siden. Vores solsystem var i begyndelsen en stor roterende plade af gas og støv, der blev adskilt fra resten af galaksen (Mælkevejen). I denne roterende bevægelse blev de letteste stoffer slynget

Fig. 2.1: Solsystemet.

31_NatGeo2design_2k.indd 13

26/05/14 16.14

14

KAPITEL 2 GEOLOGI

længst ud i solsystemet, mens de tungeste blev koncentreret inderst i systemet. Med tiden opstod den fordeling af planeter, som vi kender i dag. Inderst i solsystemet ligger de såkaldte terrestriske planeter: Merkur, Venus, Jorden og Mars. De består stort set alle af de samme tunge materialer som Jorden (terra = jord). Yderst i solsystemet ligger planeter, som primært består af gasser: Jupiter, Saturn, Uranus og Neptun.

des i grønlandske bjergarter, som er dateret til at være 3,8 milliarder år gamle. Der er ikke tale om fossiler men om målinger af forholdet mellem to kulstofisotoper, 12C og 13C. Biologisk dannet kulstof, dvs. organisk kulstof, indeholder mere 12C end uorganisk kulstof. Dette skyldes, at mikroorganismer foretrækker at optage den lettere 12C. Forholdet mellem isotoperne12C og 13C kan således bruges som indikator for liv.

Jorden tager form Til at begynde med bestod Jordens atmosfære overvejende af lettere luftarter som brint, helium og vanddamp. På grund af solvinden, dvs. energiudladninger fra Solen, blev den daværende atmosfære blæst bort fra alle de terrestriske planeter. Solvinden var ikke stærk nok til at blæse luftarterne væk fra de ydre planeter. Atmosfæren omkring disse planeter består i dag primært af brint og helium.

Næste trin i udviklingen af Jorden var, at de tungeste materialer pga. tyngdekraften blev koncentreret i midten. Disse processer, som foregik i den første halve milliard år efter Jordens dannelse, er årsag til, at Jordens kerne primært består af tunge metaller som jern og nikkel. Uden om kernen findes et mere silikatholdigt lag, kappen. At kappen er silikatholdig betyder, at den består af store mængder af mineralet Silicium, SiO2. Silicium er lettere end jern.

I de første ca. 600 millioner år af Jordens historie var der en kraftig vulkansk aktivitet. Samtidig blev Jorden bombarderet af meteorer fra rummet. Bombardementet og den vulkanske aktivitet betød, at Jordens overflade var mere eller mindre smeltet. Ved vulkansk aktivitet frigives forskellige gasser. Det antages, at disse gasser førte til dannelsen af Jordens atmosfære. Uratmosfæren bestod især af kuldioxid, metan, vanddamp og kvælstof. Disse gasser findes stadig i Jordens atmosfære, men bortset fra kvælstof udgør de nu mindre end 1 % af atmosfærens volumen (se kapitel 3: Klimatologi).

Efterhånden faldt meteorintensiteten, og Jordens ydre afkøledes. Det medførte bl.a., at vanddampene i atmosfæren kunne fortættes til vand. Hermed var en af de væsentligste forudsætninger for livets opståen på Jorden opfyldt. De tidligste spor af liv fin-

31_NatGeo2design_2k.indd 14

Geologisk tid Hvad er geologisk tid?

En vigtig parameter i geologi er tiden. Mange af de geologiske processer kræver lange tidsintervaller.

Da geologi er læren om Jordens opbygning, er det altså hele Jordens historie fra dannelsen til i dag, der har relevans. Tidsperspektivet er 4,6 milliarder år. Til sammenligning menes menneskets forfædre kun at have været på Jorden i de sidste 4-5 millioner år. Af denne tid er det kun de sidste 50.000 år, hvor nutidsmenneskets historie kan iagttages og udforskes. Med det lange tidsperspektiv i fokus bliver det lettere at forstå de geologiske processer og deres ofte voldsomme konsekvenser.

Den geologiske tidstavle er opdelt i perioder af varierende længde. Perioderne har ofte navn efter en lokalitet, hvor en aflejring indkapsler den pågældende periodes vigtigste geologiske forhold. Det gælder fx Jura, der har navn efter Jurabjergene på grænsen mellem Frankrig og Tyskland. Andre perioder har navn efter en speciel type aflejringer. Eksempelvis er store mængder kalk- og kridtaflejringer karakteristisk for den periode, der kaldes Kridt. Se fig. 2.2

Datering, relativ og absolut Den danske geolog Niels Stensen (Nicolaus Stenonis, 1638-1686) var en af de første, der foretog detaljerede observationer af forskellige aflejringer. Stensen gik ud fra, at hvis en aflejring lå oven på en anden, måtte den øverste være den, der var yngst, med mindre der var sket forstyrrelser af lagene. På denne måde foretog han det, der kaldes relativ datering. Han bestemte ikke lagenes præcise alder, men

26/05/14 16.14

KAPITEL 2 GEOLOGI

15

Fig. 2.2: Geologisk tidstavle. (Efter: Geografi. Fag og undervisning, 1999).

han afgjorde, hvad der var ældst og yngst. Han fik desuden en fornemmelse af Jordens dynamik, da han observerede fossiler fra havdyr, som var fundet højt oppe i Appenninerne. Det måtte altså antages, at der havde været et hav, før bjergene blev dannet, og at aflejringerne i havet var blevet foldet op som bjerge.

Den geologiske tidstavle kan ses som det endelige resultat af det arbejde, Niels Stensen indledte. Ved hjælp af observationer af bjergarter over hele kloden kunne man finde mønstre for, hvilke aflejringer der ”hang sammen”. Ud over at se på aflejringernes beliggenhed i forhold til hinanden kunne man tolke lagenes relative aldre ud fra de fossiler, som aflejringerne indeholdt. Hvis et lag indeholdt en stor mængde af en dyregruppe, som var fraværende i laget ovenover, måtte det antages, at der var sket en eller anden ændring i det biologiske miljø. Hvis aflejringsforholdene er forskellige i de to lag, er der basis for en periodeopdeling. Ved at finde sammenhænge og forskelle mellem lagene foretager geologerne det, der kaldes stratigrafisk analyse. Lag hedder på latin

31_NatGeo2design_2k.indd 15

stratos. Ved at følge lagene over store afstande og måske opdage identiske lag helt andre steder på kloden, kan man foretage stratigrafisk korrelation. Se fig. 2.3 Det endelige mål er at få fortalt den geologiske historie og svare på spørgsmål som: Hvordan er det undersøgte lag havnet, hvor det er? Hvilke forhold er det aflejret under? Hvad er der sket, siden det blev aflejret? Perspektivet for den geologiske historie afhænger naturligvis af, hvad der undersøges. Det kan være et enkelt lag på en enkelt lokalitet. Det kan også være overgangene mellem flere forskellige lag.

Eller det kan være et større område, eksempelvis lagene under Danmark.

En af manglerne ved den relative dateringsform er, at den ikke fortæller præcis, hvor gamle aflejringerne er.

Dette problem var især fremme på Niels Stensens tid.

På det tidspunkt havde kirken fastlagt, at Jorden blev skabt 4004 år før Kristi fødsel. Det var altså ikke i følge kirken muligt, at aflejringerne, som Stensen undersøgte, kunne være mere end ca. 5.500 år gamle.

26/05/14 16.14

16

KAPITEL 2 GEOLOGI

Fig. 2.3: Stratigrafisk korrelation af lag på tre forskellige lokaliteter.

Fossilerne viser, at lag B mangler på lokalitet 3. Det skyldes enten, at lag B aldrig blev aflejret på lokalitet 3, eller at laget er fjernet ved erosion, før lag C blev aflejret.

(Efter Brian J. Skinner & Stephen C. Porter: Physical Geology. John Wiley & Sons, New York, 1987).

Dette problem er senere løst ved hjælp af absolut datering. Denne dateringsform baserer sig bl.a. på radiometriske målinger. Det vil sige, at man kan måle, hvor hurtigt radioaktive stoffer nedbrydes og omdannes. Tager man eksempelvis en bjergartsprøve, som indeholder en vis mængde radioaktivt stof, og sammenholder denne mængde med det radioaktive stofs halveringstid, kan man afgøre, hvor lang tid der er gået, siden det radioaktive stof begyndte at halveres. Man kan med andre ord finde år 0 for dannelsen af den bjergartsprøve, man sidder med.

Fig. 2.4: Eksempel på absolut aldersbestemmelse ved hjælp af omdannelsen af K40 til Ar40. Som udgangspunkt indeholdt bjergarten en vis mængde K40. Hvis denne mængde kendes, kan bjergartens alder bestemmes.

31_NatGeo2design_2k.indd 16

Efter 1,26 milliarder år er halvdelen omdannet. Når der er gået tre gange halveringstiden, er kun 1/8 af det oprindelige K40 tilbage.

På den måde har man en metode til at angive, hvor gammel bjergarten er. Ved metoden måler man vægtforholdet mellem det radioaktive stof og et ikke radioaktivt delprodukt af omdannelsen.

Geologiske processer Interne og eksterne processer Man taler om to typer af geologiske processer: de interne og de eksterne. De interne processer foregår, som navnet antyder, i Jordens indre og omfatter al aktivitet, som har at gøre med bevægelse eller omdannelse af bjergarter i Jordens indre. Omdannelsen kan enten foregå fysisk, eksempelvis ved temperatur- eller trykpåvirkning, eller kemisk ved omdannelse af bjergarternes bestanddele, mineralerne.

De eksterne processer på overfladen af Jorden kan også nedbryde bjergarterne til mindre dele, eksempelvis til sand eller ler. Denne nedbrydning kan ske ved forvitring eller erosion (for en nærmere gennemgang, se kapitel 5: Geomorfologi). Dette materiale kan efter nedbrydning blive transporteret fx af vind eller vand, der løber ned ad en bjergside og senere aflejres. De eksterne processer er altså alle de processer, hvor bjergarter nedbrydes, transporteres og aflejres på eller nær Jordens overflade.

(Efter: Torben Andersen: Fra kontinentaldrift til pladetektonik. Lademann, 1987).

26/05/14 16.14

KAPITEL 2 GEOLOGI

Fig. 2.5: De mest udbredte grundstoffer i Jordens skorpe.

Bjergarter og mineraler De interne og eksterne geologiske processer kan resultere i, at der dannes bjergarter, dvs. ophobninger eller sammenvoksninger af korn af ét eller flere mineraler.

Bortset fra det flydende metal kviksølv er et mineral en fast kemisk substans med en præcis kemisk sammensætning og et karakteristisk krystalgitter, dannet i naturen. Sammenlagt kendes ca. 3.000 mineraler. De fleste er fundet i jordskorpen, nogle få kender man kun fra meteoritter, og to mineraler blev fundet i bjergarter fra månen. I Jordens skorpe

17

er det kun 12 grundstoffer, der udgør 99,23 % af den samlede masse.

Antallet af relevante mineraler for de fleste geologiske processer kan indsnævres til 20, der tilsammen udgør 95 % af alle mineraler i skorpen. Disse mineraler kaldes derfor de bjergartsdannende mineraler.

De væsentligste er: feldspat, kvarts, pyroxener og amfiboler. Når man betragter forskellige bjergarter, er det tydeligt, at forskellene er store. Nogle bjergarter er meget lyse, andre mørke. I nogle bjergarter ligger mineralerne i uorden, i andre er de fint lagdelte.

Det, der er bestemmende for en bjergarts udseende og dermed også mineralsammensætningen, er, hvilke processer der har ført til dannelsen af bjergarten.

Der findes tre bjergartsdannende processer: magmatiske, metamorfe og sedimentære.

Magmatiske bjergarter Bjergarter, der er dannet magmatisk, har på et tidspunkt været magma. Magma er flydende, smeltet stenmateriale, som findes i asthenosfæren og lithosfæren (se s. 22). Magmaet findes oftest i magmakamre under vulkanerne (se s. 31). Når magmaet størkner, bliver det til en magmatisk bjergart. Den endelige mineralsammensætning i magmabjergarten afhænger af magmaets sammensætning samt af, hvor hurtigt magmaet er størknet. De bjergartsdannende

Fig. 2.6: Bowens reaktionsserie.

Skematisk oversigt over de bjergartsdannende mineralers størkning i et magma. De mørke mineraler udkrystalliseres først, de lyse sidst. De mørke mineraler optager mange metalioner.

Mørke mineraler er derfor tunge og synker til bunds i magmakammeret.

Herved ændrer resten af magmaet kemisk sammensætning. Senere udkrystalliserede mineraler vil derfor have lavere metalindhold. Plagioklas er en feldspattype, der går fra at være calciumholdig ved høje temperaturer til at være rig på natrium ved lave temperaturer. Jo længere et magma befinder sig i et størkningsinterval, desto større bliver mineralkornene, der udkrystalliseres i dette interval. Et størkningsinterval er den maksimum- og minimumstemperatur, hvori et mineral størkner.

(Efter Brian J. Skinner & Stephen C. Porter: Physical Geology. John Wiley & Sons, New York, 1987).

31_NatGeo2design_2k.indd 17

26/05/14 16.14

18

KAPITEL 2 GEOLOGI

Fig. 2.7: Granit (A) og basalt (B).

To magmatiske bjergarter, der er størknet henholdsvis langsomt og hurtigt. Granit er en dybbjergart, basalt en dagbjergart. Forskelle i kornstørrelse fremtræder tydeligt.

(Foto: Geologisk Museum, København).

A

mineraler størkner i en bestemt rækkefølge og ved bestemte temperaturer, (se fig. 2.6).

Som hovedregel kan det siges, at jo længere tid et magma er om at størkne, des større kan de enkelte mineraler blive. En langsom størkningsproces kan foregå nede i skorpen i et magmakammer. Resultatet kan blive en grovkornet magmatisk bjergart, fx granit. Ved grovkornet menes, at de enkelte mineralkorn er større end 5 mm. Magmabjergarter, der på denne måde er dannet ved størkning i dybet, kaldes plutoniske bjergarter eller dybbjergarter.

Størkner magma derimod hurtigt, når de enkelte mineraler ikke at vokse sig store. Hurtige størkningsforløb forekommer ved vulkanudbrud, hvor den smeltede stenmasse, som på overfladen kaldes lava, afkøles meget hurtigt ved kontakten med den atmosfæriske luft eller havvandet. Resultatet bliver en finkornet bjergart, som fx basalt. I de finkornede bjergarter er mineralkornene mindre end 1 mm. Bjergarter, der er dannet på Jordens overflade, kaldes vulkanske bjergarter eller dagbjergarter.

Sedimentære bjergarter De sedimentære bjergarter består af sammenpressede sedimenter. Sedimenter er materiale afsat af vand, vind eller is, ved kemisk udfældning på jordoverfladen eller ved biologisk ophobning (for gennemgang af sedimenter, se kapitel 5: Geomorfologi). De kan være

31_NatGeo2design_2k.indd 18

B

dannet af organisk materiale, eksempelvis skeletrester, eller af koraller eller uorganisk materiale, fx ler, sand eller grus. De uorganiske sedimenter er nedbrydningsmateriale fra tidligere faste bjergarter. Sedimentære bjergarter er ofte tydeligt lagdelte og består stort set kun af lyse mineraler.

For de bjergarter, der har organisk oprindelse, er forklaringen på den lyse farve, at calcium som oftest er hvidt. Calcium indgår i mineralet kalcit, CaCO3. Kalcit er oftest hvidt eller glasklart. De skeletdele fra døde dyr, der findes i bjergarter, består fortrinsvis af kalcit.

Forklaringen på, at de uorganiske sedimenter primært er lyse, er, at de lyse mineraler er sværere at nedbryde end de mørke. Nedbrydningen af bjergarter kaldes forvitring (se kapitel 5: Geomorfologi).

For at sedimenterne kan blive til sedimentære bjergarter, skal de være udsat for et kraftigt tryk. Ved højere tryk presses de enkelte sedimentkorn sammen. Det højere tryk kan eksempelvis opstå ved, at et område igennem millioner af år får tilført sediment, eksempelvis fra en flod. Det ældste sediment, dvs. det, der ligger nederst, vil efterhånden blive udsat for et stigende tryk.

Herved kan det omdannes til en sedimentær bjergart.

På grund af det stigende tryk forekommer en hærdning og cementering af sedimenterne. Herved udskilles der mineraler mellem de oprindelige sedimenter.

Disse mineraler binder sedimenterne sammen i faste strukturer.

26/05/14 16.14

KAPITEL 2 GEOLOGI

Fig. 2.8A+B: Kalksten og sandsten. To eksempler på sedimentære bjergarter. Kalkstenene til venstre består af forstenede skeletrester fra døde smådyr. Sandsten til højre består overvejende af kvarts og andre lyse mineraler. Læg mærke til den tydelige lagdeling.

A

19

B

(Foto: Geologisk Museum, København).

Fig. 2.9A+B+C+D: Dannelse af en saltdiapir.

(Efter: Jens Morten Hansen: Geologi for enhver.

Danmarks undergrund og råstofferne, Danmarks geologiske undersøgelse, Miljøministeriet, 1985).

Fig. 2.9A: Saltet aflejres ovenpå ældre lag.

Fig. 2.9B: Saltet er blevet begravet under senere aflejringer. Saltet er nu plastisk, dvs. flydende.

Fig. 2.9C: Det plastiske salt søger opad for at udligne trykket. Dette sker fx, hvor der er forkastninger i grundfjeldet.

Fig. 2.9D: Saltflydningen er standset, idet trykket er udlignet. En saltdiapir er dannet. Øverst dannes en ophobning af uopløste urenheder fra saltet, oftest gips. Denne aflejring kaldes en hat.

Saltet kan også bryde helt igennem til overfladen. I det tilfælde vil saltet langsomt sive ud og opløses fx på havbunden.

31_NatGeo2design_2k.indd 19

26/05/14 16.14

20

KAPITEL 2 GEOLOGI

Kalk og salt i Danmark – eksempler på sedimentære bjergarter To forekomster i Danmarks under-

Skrivekridtet som er en meget

var således en høj temperatur og

grund er særligt interessante. Den

finkornet og porøs bjergart, består

dermed en kraftig fordampning.

ene er det kalklag, som udgør den

næsten udelukkende af kokkolitter.

Det hav, der dækkede det danske

øvre del af kridttidens aflejringer.

En bjergarts porøsitet bestemmes

område, kaldes Zechsteinhavet

Den anden er saltforekomster, der

af porevolumens andel af totalvolu-

efter den øvre del af Permperioden

rejser sig som store paddehatte,

men. Jo færre porer jo lavere porøsi-

(256-248 millioner år før nu). Det

de såkaldte diapirer, i undergrunden.

tet og jo mere fast virker bjergarten.

saltlag, der aflejredes i Zechstein,

De findes primært i Nordvestjylland

Man skelner skrivekridt fra

var ca. 1,5 km tykt. Igennem tiden er

danskekalk ved at se på bjergarter-

saltlaget blevet overlejret af yngre

nes indhold af fossiler. Danskekalken

lag, fx danskekalken, og er dermed

danske undergrund og er aflejret for

indeholder bryozoer, det gør skrive-

kommet under et voldsomt tryk og

100-60 millioner år siden. Det øverste

kridtet ikke. Bryozoer er små mosdyr

en forøget temperaturpåvirkning.

kalklag, som kaldes danskekalken,

med lange forgrenede skeletter.

Når saltet er begravet under tre kilo-

er aflejret i Danien-perioden, der har

Disse dyr levede tæt ved kysten

meter sediment, hvor temperaturen

navn efter Danmark. I Danien var

i Danienhavet i modsætning til

er ca. 100 °C og trykket omkring 600

vandstanden i verdenshavene højere

kokkolitterne, som blev aflejret

atmosfære, bliver det flydende.

end i dag, og Danmark var dækket af

længere væk fra kysten. Eksempler

Salt har en lavere massefylde end

hav. Det hav, der dækkede Danmark,

på regulære banker af bryozokalk

de fleste bjergarter. Derfor begynder

menes at have haft en dybde på

kan ses ved Stevns Klint og ved

det begravede saltlag på et tids-

mellem 50 og 200 meter.

Bulbjerg på den jyske vestkyst. Des-

punkt at flyde, mod områder i under-

og Nordsøen.

Kalklaget har stor udbredelse i den

uden findes der i danskekalken den

grunden, der er højere end omgivel-

kalkskallede dyr, og det er disse

såkaldte koralkalk, som består af for-

serne. Herefter vil trykket i saltet

dyrs efterladte skeletdele, der i dag

stenede koralbanker, der ligeledes

stige, og presset mod bulens top

udgør materialet i danskekalken.

forekom på lavt vand. Faxe kalkbrud

vil forøges. Hvor der er sprækker i

Langt den overvejende del af kalk-

er typelokalitet for koralkalken.

det overliggende lag, vil saltet søge

I dette hav levede der forskellige

opad mod jordoverfladen.

lagene under Danmark består af

Resultatet vil til sidst blive en

mikroskopiske kalkplader fra en

Saltaflejringerne er dannet som

planktonisk algegruppe: kokkolitter.

følge af inddampning af havvand.

diapir af salt, der rejser sig fra sit

Den dag i dag udgør kokkolitter

Inddampningen skete, da Danmarks

oprindelige fundament i en padde-

stadig hovedparten af plankton

placering i forhold til ækvator var

hatlignende form op igennem

i verdenshavene.

omtrent som Saharas i dag. Der

de yngre lag (se fig. 2.9).

Metamorfe bjergarter Både magmatiske og sedimentære bjergarter kan komme ud for ændringer i temperatur- og trykpåvirkning. Hvis disse påvirkninger er tilstrækkeligt kraftige, kan mineralerne blive ustabile. Der kan derfor dannes nye mineraler, som tilpasser sig ændringerne i tryk og temperaturer. Ved sådanne ændringer undergår bjergarterne en forvandling, på græsk: metamorfose. De bjergarter, der derefter

31_NatGeo2design_2k.indd 20

dannes, kaldes metamorfe bjergarter. Metamorfosegraden afhænger af, hvor kraftigt trykket og temperaturen er ændret. Temperaturen skal stige til minimum 200 °C, før metamorfosen går i gang.

Et eksempel på en metamorf bjergart er marmor.

Her er der sket en kemisk metamorfose, det vil sige en omdannelse af bjergartens mineraler. Marmor er en omdannet kalkbjergart. Metamorfosen kan også være fysisk og komme til udtryk i ændringer

26/05/14 16.14

KAPITEL 2 GEOLOGI

21

Fig. 2.10 A+B: Gnejs og marmor.

To eksempler på metamorfe bjergarter.

En gnejs (til venstre) kan oprindeligt have været en granit, der har været under et kraftigt tryk- og temperaturpåvirkning. I gnejsen er de mørke mineraler orienteret efter trykretningen. Marmor (til højre) er en kalkbjergart, hvor mineralindholdet er ændret pga. metamorfose.

(Foto: Geologisk Museum København).

A

i bjergartens struktur. Disse ændringer sker primært på grund af forøget tryk, men også her er en temperaturstigning en nødvendig forudsætning. Et eksempel på dette er gnejs, der fx. kan dannes ved metamorfose af granit. I gnejsen ligger mineralkornene i striber orienteret vinkelret på den retning, det stigende tryk har haft på bjergarten.

B

Den geologiske cyklus Som det fremgår af ovenstående, sker der til stadighed en omdannelse af bjergarterne, og mange processer indgår i denne omdannelse. Sammenhængene mellem de tre bjergartsdannende processer kan opstilles i en skematisk oversigt, som illustrerer samspillet mellem interne og eksterne processer (fig. 2.11).

Fig. 2.11: Den geologiske cyklus.

Denne cyklus viser sammenhængene mellem de geologiske processer i Jordens indre – opdelt i kappe og skorpe – og på overfladen. Man taler om interne og eksterne geologiske processer. En bjergart kan følge hvilken som helst af pilene. På et eller andet tidspunkt har bjergarter fulgt dem alle og har gennemgået en hel cyklus.

(Efter Brian J. Skinner & Stephen C. Porter: Physical Geology. John Wiley & Sons, New York, 1987).

31_NatGeo2design_2k.indd 21

26/05/14 16.14

22

KAPITEL 2 GEOLOGI

Jordens opbygning Vi har efterhånden en ret sikker viden om Jordens indre opbygning og sammensætning. Denne viden bygger dels på geologernes iagttagelser af bjergarter på overfladen, dels på målinger af Jordens indre.

Vulkanudbrud bringer lava til overfladen, og lavaen er varm. Det fortæller os, at der må være varmt i Jordens indre. Studier af jordskælvsbølgernes passage gennem Jorden har afsløret, at bjergarternes sammensætning og massefylde (densitet) ændrer sig med dybden under jordoverfladen.

Jorden består med andre ord ikke af ét sammenhængende materiale helt ind til kernen. Data fra jordskælvsbølger afslører, at Jorden er opdelt i lag eller sfærer. Hvert lag har sine egne fysiske egenskaber.

Endelig ved vi, at trykket er stigende ind mod Jordens midte. Der er gjort forsøg på at bore gennem Jordens skorpe, men det er endnu ikke lykkedes. Det dybeste hul, man hidtil har været i stand til at bore, er ca. 12 km, kun en brøkdel af Jordens samlede radius på 6.371 km! På trods af dette har man alligevel et solidt kendskab til Jordens indre opbygning.

Ved hjælp af astronomiske observationer af andre planeter og meteoritter, kan Jordens masse bestem-

Fig. 2.12: Tværsnit af Jordens skorpe.

Læg mærke til forskellen i tykkelsen af kontinentalskorpen og oceanbundsskorpen.

(Efter: Brian J. Skinner & Stephen C. Porter: Physical Geology. John Wiley & Sons, New York, 1987).

Fig. 2.13: Lagene i Jordens indre.

Højre side viser de overordnede lag: kerne, kappe og skorpe. Venstre side viser de forskellige fysiske forhold og deres variation i forhold til afstanden fra overfladen.

31_NatGeo2design_2k.indd 22

26/05/14 16.14

KAPITEL 2 GEOLOGI

mes. På baggrund af viden om Jordens masse kan geologerne opstille kvalificerede beregninger af, hvilke grundstoffer Jordens indre består af.

Overordnet består Jorden af tre forskellige lag: Inderst er kernen. Uden på den følger kappen, og helt yderst ligger skorpen. Grænsen mellem kerne og kappe ligger ca. 2.900 km under jordoverfladen. Sammenlignet med kerne og kappe er skorpen ganske tynd. Oceanbundsskorpen er kun ca. 8 km tyk, mens kontinentalskorpens tykkelse varierer mellem 20 og 70 kilometers tykkelse.

Hvert af Jordens lag inddeles i sfærer. Denne opdeling baserer sig på lagenes fysiske egenskaber med hensyn til temperatur, densitet og viskositet, dvs. flydeevne.

Den oprindelige inddeling af Jorden omfattede skorpe, kappe og kerne. Senere forskning har dog afsløret en mere kompleks struktur i Jordens indre.

Denne forskning har baseret sig på analyse af jordskælvsbølgers forløb og hastighed og har resulteret i en skarpere opdeling af Jordens indre lag.

Skorpen og den øverste del af kappen, sammenlagt de øverste ca. 100 km, kaldes lithosfæren (lithos = sten). Denne sfære er relativt kold og fast. Dernæst følger asthenosfæren (den svage sfære), som er kendetegnet ved at være varm og plastisk. Denne sfære når ned til en dybde af ca. 350 km. Området fra asthenosfæren og ind til kernen kaldes mesosfæren (mellemsfæren). Denne sfære er også kendetegnet ved høj varme, men på grund af et højere tryk end i asthenosfæren er den mere stabil. Kernen er delt op i en ydre del, der er flydende, og en indre del, der er fast. Årsagen til variationen menes at være forskellen i tryk og temperatur.

Den pladetektoniske model Et af de centrale emner i geologi er at forklare den dynamik, hvorved kontinenterne har fået den form og beliggenhed, de har i dag. Til at forklare dette bruger man den pladetektoniske model. Denne model/teori er først blevet bredt anerkendt inden for de sidste 30-40 år.

31_NatGeo2design_2k.indd 23

23

Forklaringer før Wegener Få årtier efter Columbus i 1492 havde opdaget Amerika, var store dele af den amerikanske østkyst blevet kortlagt. De nye kort vakte undren, for de afslørede, at kontinenterne på hver side af Atlanten passede sammen som brikker i et puslespil. Det så nærmest ud til, at kontinenterne en gang i fortiden måtte have været forenet i et stort superkontinent, som siden var blevet adskilt. Der blev fremsat flere teorier om, hvad der kunne være sket, siden Nordamerika, Sydamerika, Afrika og Europa ikke længere hang sammen.

Fælles for disse teoridannelser, der tog form over de næste 300-400 år, var, at de ikke var naturvidenskabelige. De baserede sig ikke på iagttagelser ude i naturen. I stedet blev religiøse og filosofiske forklaringer brugt til at forklare kontinenternes adskillelse, fx den bibelske syndflod og oversvømmelsen af sagnbyen Atlantis; eller adskillelsen blev forklaret ved hjælp af mere eller mindre fantasifulde katastrofeteorier som fx gigantiske jordskælv.

På tilsvarende måde fremsatte den amerikanske geolog Frank B. Taylor i starten af det 20. århundrede en teori til forklaring af Stillehavets opståen.

Taylor argumenterede for, at der tidligere lå et stort kontinent i det område, som i dag dækkes af Stillehavet. Dette kontinent blev ved et gevaldigt sug trukket ud i rummet ved massetiltrækningskraften fra et stort himmellegeme, der passerede tæt forbi Jorden.

Alfred Wegeners hypotese, kontinentaldrift Den første hypotese, der på et naturvidenskabeligt grundlag forklarede kontinenternes spredning, blev fremsat af den tyske astronom og meteorolog Alfred Wegener i 1912. Han kaldte sin hypotese for teorien om kontinentaldrift. Wegener påviste, hvor godt Atlanterhavets kyststrækninger passede sammen, især mellem Afrika og Sydamerika, og arbejdede på at finde beviser på, at kontinenterne havde en gang hængt sammen. Beviserne fandt han bl.a. ved at sammenligne geologien i Afrika og Sydamerika. Han fandt fx fossiler af et ferskvandslevende dyr, Mesosaurus (der levede i tidlig Perm, 290-256 mio. år før nu), både i det sydlige Afrika og i Sydamerika. Da man

26/05/14 16.14

24

KAPITEL 2 GEOLOGI

Fig. 2.14: Forskelle i kontinenternes placering på Jordens overflade de seneste 540 mio. år, og deres forventede placering om 50 mio. år (Kilde: Bradshaw & Weaver: Physical Geography, 1993)

ikke havde fundet fossiler af Mesosaurus andre steder, antog Wegener derfor, at de områder, hvor fossiler af Mesosaurus kunne findes, måtte have hængt sammen på et tidligere tidspunkt. Dyret kunne nemlig ikke leve i det saltvand, der nu adskiller kontinenterne. Wegeners videnskabelige modstandere mente dog, at Sydamerika og Afrika havde været forbundet af en ”landbro”. Der skulle altså have været en landforbindelse mellem de to kontinenter. En forbindelse der siden var forsvundet.

31_NatGeo2design_2k.indd 24

Wegeners andet argument var, at bjergarterne i det sydlige Afrika og i Sydamerika var identiske og af samme høje alder (palæozoikum). Hvis de to kontinenter skubbes sammen, vil geologien, dvs. foldninger, bjergarter og fossiler, passe sammen.

I Australien, Afrika, Sydamerika, Indien og Antarktis observerede Wegener skurestriber, hvis orientering passede sammen. Disse skurestriber, forklarede Wegener, var afsat af et samlet isdække, som i Karbon-tiden for 300 mio. år siden havde ligget

26/05/14 16.14

KAPITEL 2 GEOLOGI

ovenpå disse områder. Her brugte han det aktualistiske princip. Han kunne jo ikke påvise is i Indien. Men de skurestriber, han fandt, svarede til skurestriber andre steder i verden, hvor der var koldt nok. Hvis isskjoldet skulle have dækket de områder, hvor de er beliggende i dag, er det tvivlsomt, om der ville være vand nok til rådighed på Jorden. Wegener konkluderede derfor, at kontinenterne måtte have hængt sammen.

På baggrund af sit arbejde konkluderede Wegener, at alle kontinenter på et tidspunkt havde hængt sammen i et superkontinent, Pangæa, der siden sin dannelse blev udsat for kontinentaldrift. Landområderne var gledet fra hinanden og havde bevæget sig til den beliggenhed, de har i dag.

Wegeners hypotese blev udsat for kraftige angreb, bl.a. fordi han ikke havde ordentlige bud på, hvilke kræfter der havde bevæget kontinenterne fra hinanden. Hans argumenter omhandlede stærke tidevandskræfter, som kunne flytte kontinenterne mod vest, og centrifugalkraften som flyttede landmasserne mod ækvator. Det blev dog påvist, at sådanne kræfter ikke var stærke nok til at forklare bevægelserne. Derfor blev hans teori i det store og hele afvist.

Udviklingen efter Wegener I 1950'erne tog udforskningen af oceanbunden for alvor fart. Nye metoder gjorde det muligt at under-

25

søge områder, som Wegener ikke havde haft adgang til at vide noget om. Før 1950 var det bredt antaget, at havbunden var flad og dækket af sedimenter, som floderne havde transporteret til havs fra kontinenterne. Det, man observerede, var dog et temmelig varieret og dynamisk landskab. Man blev meget overrasket over, at havbundens relief var alt andet end fladt. Spredt over havbunden fandt man både meget dybe render og udstrakte bjergkæder, der rejste sig flere km over den omgivende havbund (se fig. 2.15).

I midten af Atlanterhavet findes en såkaldt spredningsryg, hvor nyt materiale på grund af vulkansk aktivitet strømmer op fra Jordens indre. Analyser af bjergartsprøver fra Atlanterhavets bund viser, at alderen på bjergarterne stiger, jo længere man kommer fra spredningsryggen. Der kan endvidere observeres en høj grad af symmetri på begge sider af spredningsryggen, både hvad angår alder på aflejringerne, men også med hensyn til lagenes magnetisering (se fig.

2.16).

Ved hjælp af grundig udforskning af jordskælv og vulkansk aktivitet har man desuden fået kortlagt nogle klare mønstre i fordelingen af disse fænomener. Ved at sammenføje disse nye opdagelser med Wegeners hypotese om kontinentaldrift kunne man i 1970'erne udarbejde teorien om pladetektonik.

I følge denne model, til forskel fra Wegeners, var det

Fig. 2.15: Kort over havbunden i Nordatlanten. Læg især mærke til spredningsryggen, Den Midtatlantiske Ryg, der står som en bjergkæde på havbunden.

Bjergene i højderyggen hæver sig 2-3000 meter over den omgivende havbund , men befinder sig stadig under den nuværende havoverflade.

31_NatGeo2design_2k.indd 25

26/05/14 16.14

26

KAPITEL 2 GEOLOGI

Fig. 2.16: Basaltlagenes magnetisering på havbunden. Havbundens bjergarter indeholder magnetiske mineraler.

Når disse størkner, vil de magnetiseres i overensstemmelse med Jordens aktuelle magnetfelt. Figuren viser de mineraler, der følger Jordens normale magnetfelt. De fremstår som mørke bånd på figuren. De lyse bånd er lag med omvendt magnetiserede mineraler.

(Kilde: Tromsø Universitet, www.ig.nit.no/ webgeology/).

Fig. 2.17: Konvektionsstrømmene i Jordens indre, havbundens magnetiske spor samt tre forskellige typer pladerande. Den konstruktive pladerand er forskudt langs en forkastning. Pile på havbunden viser, at havbundspladerne mellem de forskudte konstruktive pladerande bevæger sig i modsat retning, dvs. forbi hinanden. Her har vi en bevarende pladerand.

(Efter Tromsø Universitet).

31_NatGeo2design_2k.indd 26

26/05/14 16.14

KAPITEL 2 GEOLOGI

27

Ændret magnetisme på Jorden Basalt, der er størknet i perioder,

Den Midtatlantiske Ryg er en spred-

parallelt med spredningszonen.

ningszone, hvor der til stadighed

Båndene adskiller sig fra hinanden

hvor de magnetiske poler var orien-

strømmer magma op fra Jordens

ved enten at forstærke eller svække

teret modsat den nutidige situation,

indre. Det medfører, at havbunden

Jordens aktuelle magnetfelt. Det

indeholder altså magnetit, som

vokser, fordi opstrømningen skubber

skyldes, at Jordens magnetfelt med

er magnetiseret modsat Jordens

ældre dele af havbunden bort til

uregelmæssige mellemrum skifter

aktuelle magnetfelt. Det er årsag til,

begge sider (se fig. 2.16 og 2.17).

retning.

at den magnetiske feltstyrke er sva-

Havbunden består af den magma-

Jordens magnetfelt skyldes

gere over bånd, der er dannet ved

tiske bjergart basalt, som indeholder

elektronstrømninger i Jordens ydre

revers magnetisme, dvs. modsat

mineralet magnetit. Når magnetit

flydende kerne. Når disse strømnin-

rettet magnetfelt.

størkner, bliver det magnetisk, hvor-

ger med uregelmæssige mellemrum

efter krystallerne orienteres som

skifter retning, ændres samtidig ori-

udgangspunkt i undersøgelser langs

”kompasnåle” i basalten, i overens-

enteringen af Jordens magnetfelt,

Den Midtatlantiske Ryg. Bemærk at

stemmelse med Jordens aktuelle

dvs. Jordens magnetiske poler skifter

der selvfølgelig findes tilsvarende

magnetfelt.

plads. Det er disse polskift, der af-

strukturer langs alle andre spred-

spejles i havbundens magnetiske ba-

ningszoner på Jorden.

Det har vist sig, at havbunden er opdelt i striber eller bånd, ordnet

salt.

hele Jordens ydre (kontinenter og oceaner), der bevægede sig. Wegener havde antaget at kun kontinenterne bevægede sig. Ifølge Wegener bestod de øverst af let granitisk materiale, SIAL, der flød ovenpå et tungere basaltisk underlag, SIMA, på samme måde som isbjerge i havet. Pladetektonikteorien baserede altså sine hypoteser på Wegeners forudgående arbejde suppleret med nyere viden. Den største mangel ved Wegeners model var, at han ikke kunne forklare, hvordan kontinenterne bevægede sig. Også dette problem er der nu kommet en teori omkring.

Det antages nu, at der i asthenosfæren forekommer konvektionsstrømme, hvor varmt materiale flyder opad, og koldere materiale synker til bunds. Den cirkulation, som disse strømme forårsager, menes at være drivkraften bag pladernes bevægelser (fig. 2.17).

Den pladetektoniske model Ifølge den pladetektoniske model er lithosfæren opdelt i et antal plader, som både rummer kontinenter og oceaner, se fig. 2.18. Pladetektonikken beskriver og forklarer de processer, som er årsag til, at lithosfærepladerne bevæger sig horisontalt hen over asthenosfæren.

31_NatGeo2design_2k.indd 27

Ovenstående beskrivelse tager

Den pladetektoniske model deler Jordens ydre op i otte store og adskillige mindre plader.

Grænserne mellem pladerne er udformet på tre forskellige måder:

. .

Konstruktive pladegrænser, som ligger langs oceanbundenes spredningszoner og er kendetegnet ved, at der her dannes ny oceanbund ved vulkansk aktivitet. Langs disse grænser bevæger pladerne sig væk fra hinanden. Den Midtatlantiske højderyg er beliggende ved en konstruktiv pladerand.

Destruktive pladegrænser, langs hvilke lithosfæreplader glider mod hinanden. Den af de to plader, der har størst densitet, synker ind under den anden og fortsætter sin bevægelse ned i asthenosfæren. Her vil pladen efterhånden destrueres, dvs. den vil smelte som følge af, at tryk og temperatur stiger med tiltagende dybde. Nedsynkningsprocessen kaldes subduktion, og områderne, hvor det forekommer, kaldes subduktionszoner. Oceanbundsskorpe er tungere end kontinentalskorpe. Det er

26/05/14 16.14

28

KAPITEL 2 GEOLOGI

Fig. 2.18: Lithosfærepladernes beliggenhed, bevægelsesretninger og hastigheder.

.

eksempelvis derfor, at Nazca-pladen vest for Sydamerika subducerer under den sydamerikanske plade. Karakteristisk for destruktive pladegrænser er bl.a. dybsøgrave, vulkaner og bjergkæder.

Bevarende pladegrænser findes der, hvor to plader glider forbi hinanden. Her er der altså hverken tale om kollision eller adskillelse, som ved de to foregående. Jordskælv er udbredte ved de bevarende pladegrænser. Derimod er der sjældent vulkansk aktivitet, fordi subduktion med tilhørende opsmeltning mangler. San Andreas-forkastningen i Californien er en bevarende pladerand. I dette område ligger endvidere en række amerikanske storbyer,

31_NatGeo2design_2k.indd 28

eksempelvis Los Angeles og San Francisco.

Der er dermed en stor risiko for, at jordskælv rammer disse byer. Dette er der talrige eksempler på op gennem historien.

Konsekvenser af pladetektonisk aktivitet Konsekvenserne af den pladetektoniske aktivitet er meget omfattende. I det følgende vil tre overordnede fænomener, der kan henføres direkte til pladetektonisk aktivitet, blive behandlet. Det drejer sig om bjergkædedannelse, vulkanisme og jordskælv.

26/05/14 16.14

KAPITEL 2 GEOLOGI

29

Fig. 2.19: Principperne for dannelse af foldebjerge. Tværsnit af pladerand hvor bjergkæden bliver foldet. Lag, der oprindeligt var aflejret i havet, kan skubbes i vejret og findes i flere kilometers højde. Foran bjerget – på vandsiden – bliver der altid dannet en dybsøgrav.

(Efter: Brian J. Skinner & Stephen C. Porter: Physical Geology. John Wiley & Sons, New York, 1987).

Fig. 2.20: Annapurna-massivet i Himalaya – eksempel på et ungt foldebjerg. Højeste punkt er ca. 8000 meter. Billedet er taget i 4000 meters højde.

(Foto: Tomas Westh Nørrekjær).

Bjergkædedannelse De bjergkæder, vi kender i dag, er alle resultater af kollisionen mellem to plader. De kaldes foldebjerge, fordi sedimenterne, som dækkede havbunden, der adskilte kontinenterne, er blevet presset sammen og foldet op i forbindelse med kontinenternes sammenstød. Foldebjerge består derfor ofte af vekslende lag af magmatiske, metamorfe og sedimentære bjergarter.

Der er dog forskel på bjergkæder. De varierer i højde, udstrækning og sammensætning. Ser man først på højden, er denne omvendt proportional med bjergkædens alder. Jo ældre bjergkæden er, des lavere er den; og jo yngre des højere. Dette skyldes de erosive kræfter (se kapitel 5: Geomorfologi). Jo

31_NatGeo2design_2k.indd 29

længere tid en bjergkæde har været udsat for vind og vejr, jo mere har de forskellige kræfter eroderet landskabet. Med udgangspunkt i bjergkædernes højde taler man om gamle, modne og unge bjergkæder.

Jorden har i geologisk tid været udsat for bjergkædedannelse i relativt veldefinerede perioder. Selvom der er konstant aktivitet i den pladetektoniske model, er det alligevel sjældent, at aktiviteten er så kraftig, at bjergkæder af Himalayas størrelse og omfang bliver dannet. Tidspunkterne for de vigtigste bjergkædefoldninger er skematisk fremstillet i fig 2.21.

Der findes også bjerge, der ikke indgår i deciderede bjergkæder, men er mere enkeltstående fænomener.

De kaldes for brudbjerge. I modsætning til foldebjerge opstår brudbjerge ved brud på skorpen som

26/05/14 16.14

30

KAPITEL 2 GEOLOGI

Fig. 2.21: Bjergkædefoldninger i forhold til den geologiske tidsskala.

følge af pladetektonisk aktivitet. Nogle steder på Jorden er skorpen mere skrøbelig end andre. Når pladerne bevæger sig, kan der ske det, at skorpen sprækker der, hvor den er mest skrøbelig. Dette kan være inde midt på en plade og forklarer forekomsten af enkeltstående bjerge midt inde på kontinenter i områder, hvor der er langt til pladegrænser. Bruddene kan dog også opstå nær pladegrænser, fx der hvor to plader glider fra hinanden ved en konstruktiv pladegrænse.

Et brud på skorpen er dog ikke nok til, at stykker af denne kan hæve sig op som et bjerg. For at forklare hvordan det sker, skal princippet om isostasi gennemgås.

Isostasiprincippet Isostasi er latin og betyder ligevægt. I geologi bruges begrebet til at forklare, at skorpen, der jo flyder oven på kappen, altid er i ligevægt som et samlet legeme.

Den isostatiske teori antager, at den samlede lithosfæremasse pr. arealenhed er konstant. Ved dannelsen af et foldebjerg øges presset på lagene under bjerget. Da bjerget ikke synker ned i det underliggende lag, må der foregå et pres den modsatte vej. Med tiden eroderes bjerget, og presset på det underliggende lag reduceres. Dog uden at presset nedefra reduceres. Sker der nu et brud i kanten af det eroderede bjerg, kan presset nedefra skubbe underliggende lag i vejret. Denne landhævning vil gentage sig, indtil presset nedefra er reduceret så meget, at det er lig presset ovenfra. Dermed opnås ligevægt, isostasi.

Det er denne proces, der kan forklare forekomsten af dybbjergarter som fx granit på jordoverfladen. Fx er Bornholms granitrige overflade oprindeligt dannet i 20 km’s dybde, for 1,7 mia. år siden. Isostasi forklarer også landhævningen i Danmark siden sidste istid (se fig. 5.18).

31_NatGeo2design_2k.indd 30

Vulkanisme Et af de fænomener, som temmelig ofte kan observeres i relation til pladetektonisk aktivitet, er vulkanisme. Al vulkanisme skyldes, at der i Jordens indre findes smeltede stenmasser, magma. Magma kan dannes på to måder:

. .

Ved at fast materiale bringes til nedsynkning ved en destruktiv pladegrænse.

Ved at kerneprocesser i Jordens indre frigiver enorme energimængder og strømmer mod jordoverfladen.

Magmaet bevæger sig mod Jordens overflade, fordi dets massefylde er lavere end det omgivende materiale. For at vulkanisme skal kunne opstå, skal magmaet samles i et magmakammer under vulkanen.

Magmaet begynder langsomt at størkne på grund af et temperaturfald i magmakammeret. Temperaturen falder, fordi magmaet er bragt tættere på jordoverfladen i forhold til det område, hvor magmaet er dannet.

Når temperaturen falder i magmaet, begynder forskellige mineraler at krystallisere. Denne mineraldannelse medfører, at det resterende flydende magma, den såkaldte restsmelte, ændrer kemisk sammensætning, samtidig med at restsmeltens rumfang formindskes.

Magmaet indeholder samtidig også store mængder af gasser. Disse gasser kan ikke optages i de nydannede mineraler. Dermed har vi hovedårsagen til, at vulkaner kommer i udbrud: Når gasserne skal rummes i en restsmelte, som bliver stadig mindre, stiger trykket i magmakammeret. Til sidst bliver trykket så stort, at det kan gennembryde dæklagene over magmakammeret, så magmaet kan stige op til overfladen.

26/05/14 16.14

KAPITEL 2 GEOLOGI

Fig. 2.22: Isostasi-princippet.

Forskellige stadier i et foldebjergs udvikling. Ved foldning øges trykket på lokaliteten. Der opstår et tryk fra Jordens indre. Ved erosion og forvitring formindskes bjerget, og trykket ovenfra falder. Det ’nedre tryk’ er uændret og

Fig. 2.23: Et kig ned i krateret på vulkanen Keli Mutu på øen Flores i Indonesien. Grundvand er sivet ind i vulkankrateret, idet vulkanen ikke

31

udløses ved forkastninger. Ved udløsning formindskes trykket. Over tid bliver trykket nedefra udlignet, og bjerget eroderet helt ned. Dybbjergarter som granit kan nu observeres på overfladen.

(Efter: Geografi. Fag og undervisning, 1999).

er i udbrud. Vandet har opløst mineraler fra kraterets sider og bund, hvilket giver vandet en turkis farve.

(Foto: Tomas Westh Nørrekjær).

Vulkantyperne Det førnævnte forløb gælder i grove træk for alle vulkaner. Alligevel er der forskel på vulkaners udseende og højde. Den primære årsag er forskelle i magmaernes mineralsammensætning. Magmaets sammensætning afhænger af, hvor dybt nede magmakammeret er beliggende. Hvis magmakammeret ligger tæt på overfladen, vil selv en lille trykstigning udløse et vulkanudbrud. Der vil være mange små udbrud relativt hurtigt efter hinanden. Den lava, der strømmer ud af vulkanen, vil være basaltisk. Karakteristisk for basaltisk lava er et stort indhold af mørke mineraler,

31_NatGeo2design_2k.indd 31

Fig. 2.24: Magmadannelse og vulkanudbruddets forløb.

1: Magma dannes i asthenosfæren.

Magma har lavere massefylde end de faste omgivende bjergarter og søger, fordi det er varmt, opad mod overfladen, hvor trykket er lavest.

2: Magmaet samles i et magmakammer. Her er det blevet standset af svært gennemtrængelige lag i skorpen, dæklag. Når en vulkan går i udbrud, falder trykket i magmakammeret.

3+4: Trykfaldet betyder, at magmaets indhold af gas frigøres som bobler, der udvider sig og presser magmaet mod overfladen.

5. Magmaet sprøjter eller flyder ud af vulkanen og kaldes nu lava. Andre udbrudsmaterialer kan være gas, aske, grus eller ’bomber’, som er fragmenter af fast udbrudsmateriale.

(Efter: Geografihåndbogen, 2000).

26/05/14 16.14

32

KAPITEL 2 GEOLOGI

en meget høj temperatur og fraværet af fri kvarts.

At der ikke dannes kvarts betyder, at lavaen er tyndtflydende, hvilket medfører at den kan brede sig ud over et relativt stort areal, inden den er helt størknet.

Resultatet bliver en skjoldvulkan, som er en vulkan med et karakteristisk , relativt flad skjoldformet profil.

Skjoldvulkaner findes især langs de konstruktive pladegrænser, hvor lithosfæren er tynd og asthenosfæren ligger tæt oppe under overfladen. Skjoldvulkaner er derfor almindelige på Island, som ligger på den midtatlantiske ryg.

Et andet eksempel på vulkanisme langs de konstruktive pladegrænser er plateaubasalt. Her dannes der ikke vulkanbjerge, fordi den tyndtflydende magma strømmer ud fra langstrakte spalter.

En anden type vulkan er keglevulkanen. Under keglevulkanen ligger magmakammeret dybt. Det betyder, at der skal en kraftigere trykstigning til, for at et udbrud skal kunne finde sted. Derfor skal størkningen i magmakammeret foregå over længere tid.

Resultatet bliver bl.a., at der dannes frit kvarts, og at

lavaen derfor bliver sejtflydende. Udbredelsen af lava er lille, og vulkanen vokser derfor relativt hurtigt i højden. Keglevulkaner kaldes også stratovulkaner (stratos = lag). De er lagdelte, fordi udbruddet starter med store mængder tefra (faste partikler), dernæst kommer lavaen. Den er sejtflydende, fordi den er mindre varm. Resultatet bliver et karakteristisk kegleformet profil. Udbrud fra keglevulkaner er sjældnere, men også mere kraftige end ved skjoldvulkanen.

Eksempler på keglevulkaner er Fuji, Etna, Vesuv samt de fleste vulkaner i Andesbjergene. Keglevulkaner opstår ved de destruktive pladerande i forbindelse med subduktion af lithosfæreplader. Magmaet dannes ved opsmeltning af den neddykkende plade på stor dybde.

For at udbruddene skal kunne slå hul til overfladen, er der derfor behov for en kraftigere energiudladning.

Under udbrud fra en keglevulkan kan der foregå en størkning i selve kraterrøret, hvis ikke trykket på magmakammeret i vulkanen er kraftigt nok. Der bliver altså dannet en slags prop i vulkanen. Denne prop kaldes et dæklag. Hvis dæklaget bliver tilpas

Fig. 2.25A: Skjoldvulkan.

Fig. 2.25B: Keglevulkan.

31_NatGeo2design_2k.indd 32

26/05/14 16.14

KAPITEL 2 GEOLOGI

33

Fig. 2.26: Keglevulkanen Fujiyama i Japan er karakteriseret ved sine stejle sider og store højde. (Foto: Alamy/Peter Usbeck).

tykt, kan magmaet have svært ved at undslippe vulkanen. I stedet opmagasineres magmaet i vulkanen.

Denne opmagasinering medfører en trykstigning.

Til slut vil der forekomme en trykudligning i form af et udbrud. Men hvor denne udligning fører til tyndt- eller sejtflydende lavastrømme i de to ovennævnte vulkantyper, vil der i dette tilfælde ske en eksplosion. Derfor kaldes denne vulkantype en eksplosionsvulkan. I stedet for at lava flyder ud af et hul i vulkanen, eksploderer hele bjerget, og store skyer af aske og tefra undslipper vulkanen på kort tid. Der forekommer ikke lava ved udbrud fra eksplosionsvulkaner. Det skyldes, at størkningsprocesserne i magmakammeret er forløbet over så lang tid, at magmaet næsten er helt størknet. Ødelæggelserne fra eksplosionsvulkaner er tit meget omfattende. Der er som regel kort tid at reagere i. Det skyldes, at eksplosionsudbrud er meget kraftige. Inde i eksplosionsvulkanen tømmes magmakammeret hurtigt, hvilket kan føre til et kollaps af loftet over magmakammeret. Resultatet bliver et såkaldt kaldera. Et eksempel på et kaldera er Santorini.

Mount St. Helens er et af de bedst kendte eksempler på en eksplosionsvulkan, se fig. 2.27.

Der findes også vulkanisme, der hverken er relateret til konstruktive eller destruktive pladerande.

Det drejer sig om såkaldte hot-spots, som er områder på jordoverfladen, hvor konvektionsstrømmene i

Fig. 2.27: Udbruddet på Mt. St. Helens, 18. maj 1980.

(Foto: USGS/Cascades Volcano Observatory).

31_NatGeo2design_2k.indd 33

26/05/14 16.14

34

KAPITEL 2 GEOLOGI

asthenosfæren forårsager vulkanisme. Magmaproduktionen over et hot-spot kan være meget stor.

Hawaii og de omkringliggende øer er dannet over et hot-spot, der er beliggende midt i Stillehavet. Dette hot-spot er årsagen til, at Hawaii er det område på Jorden, der har størst vulkansk aktivitet. Da magmaet i hot-spottet under Hawaii er basaltisk og meget varm, er Hawaii en stor skjoldvulkan.

I og med at hot-spot er stationære i mesosfæren, flyttes den vulkanske aktivitet på jordoverfladen, efterhånden som lithosfærepladen bevæger sig hen over hot-spottet. Det har medført, at der er en aldersmæssig forskel på øerne i Hawaii. De øer, der ligger længst mod nord, er ældst og uden vulkansk aktivitet, idet de ikke længere er beliggende over hot-spot området. De sydligste øer er derimod aktive vulkaner og de yngste i øgruppen. Man antager, at hotspots var igangsættere af de bevægelser, der førte til opsplitning af kontinenterne i de landområder vi kender i dag.

Jordskælv Når Jordens plader bevæger sig i forhold til hinanden, vil der opbygges spændinger i lithosfæren. Disse spændinger kan blive så store, at de faste bjergarters belastningsevne overskrides. Bjergarterne bliver derfor gennemsat af brud eller forkastninger, samtidig med at der opstår rystelser i Jorden. Der er opstået et jordskælv.

Ved kollision mellem to plader betyder det, at det pres, der opstår, forplanter sig til hele pladen. I umiddelbar nærhed af kollisionsområdet vil presset være størst, og jordskælvet her vil være kraftigere end fx 500 kilometer inde på pladen. Jordskælv vil føles, som om jorden ryster under én. Konsekvenserne kan være sammenstyrtning af huse og ødelagt infrastruktur. Årsagen til, at konsekvenserne kan være store, er, at de bølger, der udgår fra jordskælvet, påvirker de enkelte bjergarter. Disse påvirkninger foregår op og ned og fra side til side og fører til sammenstyrtning af fx huse, veje og broer. Der forekommer også jordskælv, der ikke fører til store ødelæggelser. De små skælv er eksempler på, at lithosfærepladerne er i konstant bevægelse. Jordskælvets udgangspunkt, der hvor spændingen er udløst nede i skorpen, kaldes fokus eller hypocenter. Det punkt på jordoverfladen, der er beliggende umiddelbart oven på hypocentret, kaldes epicentret.

Måling af jordskælv foregår med seismografer.

Disse er placeret over hele Jorden. Seismograferne registrerer de forskellige bølgetyper, der udgår fra et jordskælv, og aftegner dem i et seismogram. I seismogrammet kan man aflæse de enkelte bølgers styrke samt tidsafstanden mellem deres ankomst til målestationen, hvor seismografen er placeret. Ved at sammenholde data fra flere seismiske stationer kan man bestemme jordskælvets hypocenter.

Styrken af jordskælvet måles på Richter-skalaen.

Denne skala er tilnærmelsesvis logaritmisk. Det

Fig. 2.28: Tværsnit af område, hvor to plader mødes. Jordskælvets hypocenter/fokus er indtegnet.

Punktet på overfladen direkte ovenover hypocentret kaldes epicentret.

(Kilde: S. Nanowitz, N. Spaulding: Earth Science. D.C. Heath and Company, 1989).

31_NatGeo2design_2k.indd 34

26/05/14 16.14

KAPITEL 2 GEOLOGI

35

Fig. 2.29A+B: Seismograf og seismogram. Princippet i en seismograf er, at jordrystelser aftegnes på seismogrammet. Ved hvile er seismogrammet en lige linje. Når der forekommer jordrystelser, forplanter rystelserne sig til seismografen, bortset fra loddet der er i ro, på grund af inertien. Rystelserne aftegnes på den tilhørende blok i form af et seismogram.

(Kilde: Jens Dolin et al. (red.): Geografiske verdensbilleder. Gyldendal, 2000).

betyder, at et jordskælv målt til 6 på Richterskalaen, er 10 gange kraftigere end et skælv på 5. Richterskalaen er åben. Det vil sige, at der ikke er et defineret maksimum. Man ved ikke, hvor kraftigt det kraftigste jordskælv kan være. Jordskælvets ødelæggelser beskrives ved intensiteten. Intensiteten falder med afstanden til hypocentret og afhænger af Richtertallets størrelse samt jordskælvets dybde.

Jordskælv kan opdeles i to faser, som også kan ses på seismogrammet. Første fase kaldes forløberen.

Bølgerne i forløberen er P- og S-bølger, der løber fra hypocentret og breder sig i alle retninger gennem Jorden. P-bølgerne er trykbølger, der svinger parallelt

31_NatGeo2design_2k.indd 35

med bølgernes udbredelsesretning. S-bølgerne er transversalbølger, der svinger vinkelret på udbredelsesretningen. Efter forløberen følger hovedfasens bølger. Disse bølger kaldes L-bølger. De løber fra hypocentret og opad til epicentret, hvorefter de breder sig ud til alle sider på jordoverfladen. Det er disse bølger, der forårsager de største skader.

Observationer af P- og S-bølgerne og deres vandring gennem Jorden er en af de bedste indirekte måder at sige noget om Jordens indre opbygning på.

Eksempelvis er det ved observation af disse bølger, at man antager, at Jordens ydre kerne er flydende.

Denne konklusion er man nået frem til ved at se på

26/05/14 16.14

36

KAPITEL 2 GEOLOGI

Fig. 2.30: Jordskælv måles ved sin styrke, Richterskalaen. Virkningen er sat i forhold til styrken. Richterskalaen er logaritmisk.

(Kilde: Torben P. Jensen et al. (red.): Geografi. Natur, kultur, menneske. Geografforlaget, 1992).

Fig. 2.31 (modstående side): Jordskælvsbølgernes bevægelse gennem Jorden. Skematisk afbildning af P- og S-bølgernes bevægelser gennem Jorden, samt hvor de registreres på seismografer spredt ud over Jordens overflade. Læg specielt mærke til skyggezonerne.

(Efter: Torben P. Jensen: Geografi. Natur, kultur, mennesker. Geografforlaget, 1992).

udbredelsen af P- og S-bølgerne. Som det kan ses på fig. 2.31, så har P-bølgerne en skyggezone, dvs. en zone hvor P-bølgerne ikke registreres. P-bølgernes skyggezone strækker sig fra 103-143 grader fra hypocentret. Herved har man konkluderet, at der er forskelle i Jordens indre lag. Forskelle, der fører til afbøjning af P-bølgerne på en sådan måde, at skyggezonerne får denne udbredelse.

S-bølgerne har en langt større skyggezone. Den strækker sig fra 103-180 grader fra hypocentret. Konklusionen på denne iagttagelse har været, at Jordens ydre kerne må være flydende, idet S-bølger ikke kan passere gennem flydende materiale.

Forebyggelse Der arbejdes intenst på at forbedre varslingssystemerne i områder, hvor vulkanisme og jordskælv er udbredt. Ved vulkansk aktivitet er mulighederne for at evakuere et område, der er i fare for lavastrømme, relativt store. Det skyldes, at vulkaner ofte kommer med små forvarsler såsom askeskyer og små rystelser, som kan tolkes som forløbere for et større udbrud. Det er altså ofte muligt at reagere, inden katastrofen indtræffer. Der er dog eksempler på, at det ikke altid er tilfældet. Det historisk mest kendte eksempel på

31_NatGeo2design_2k.indd 36

dette er Pompeji. Et udbrud fra Vesuv i år 79 e.v.t. førte til, at flere byer blev begravet i aske fra udbruddet.

Et andet problem i forhold til evakuering før et vulkanudbrud er, at områderne i umiddelbar nærhed ofte er tæt befolkede. Dette skyldes, at landbrugsjorden er særlig frugtbar i områder med vulkansk aktivitet på grund af tilførslen af vigtige mineraler i forbindelse med udbrud. Et eksempel på dette er Java i Indonesien. Øen, der med sine næsten 900 indb./km2 er et af verdens tættest befolkede områder, har 100 vulkaner fordelt på ca. 125.000 km2. 35 af disse vulkaner er aktive!

Jordskælv kan, i modsætning til vulkanudbrud, ikke forudsiges. Det er en af årsagerne til, at kraftige jordskælv ofte forårsager stor materiel skade og mange omkomne. Af forebyggelsesmuligheder er jordskælvssikring af bygninger og infrastruktur det mest udbredte. Hovedprincippet ved denne forebyggelse er, at indbygge fjedrende membraner i byggeriet.

Herved kan bygninger absorbere rystelserne fra jordskælvet og undgå at styrte sammen. Denne type jordskælvssikring er dog meget dyr. De færreste ulande har råd til at sikre byggeri på denne måde.

26/05/14 16.14

KAPITEL 2 GEOLOGI

Udbredelsen af de forskellige fænomener Jordskælv og vulkanisme er ikke hverdagsforeteelser overalt på Jorden. De er begrænset til nogle helt specifikke områder. Ved at sammenholde udbredelsen med lithosfærepladernes udstrækning ser man tydeligt, at pladetektonisk aktivitet hænger tæt sammen med vulkanisme og jordskælv. Det er desuden muligt at underinddele mønstret yderligere. Som tommelfingerregel findes skjoldvulkanerne ved de konstruktive pladerande (fx midt i Atlanterhavet), hvorimod kegle- og eksplosionsvulkanerne hører hjemme ved destruktive pladegrænser (fx i Andesbjergene og i Middelhavsområdet).

Jordskælv er udbredt ved alle pladegrænserne, men også her forekommer der forskelle. De overfladenære jordskælv, det vil sige dem, hvor hypocentret ikke

31_NatGeo2design_2k.indd 37

37

er dybere end 30 km, forekommer ved de konstruktive pladerande. Her er lithosfæren tynd, og bjergartsspændingerne opbygges tæt ved jordoverfladen.

Omvendt forholder det sig ved de destruktive pladegrænser. I forbindelse med nedsynkningen af en lithosfæreplade kan der opstå spændinger, der udløses i hele kontaktzonen mellem de to plader. Derfor kan jordskælvene observeres ned til 700 km’s dybde.

At der ikke er observeret dybere jordskælv end dette skyldes, at lithosfærepladen er fuldt opsmeltet, når dybden overstiger 700 km. De dybe jordskælv er som hovedregel kraftigere end de overfladenære.

Det skyldes, at spændingerne, der udløses, er større og ophobes over længere tid. Til gengæld forekommer jordskælv hyppigst ved de konstruktive pladegrænser.

26/05/14 16.14

38

KAPITEL 2 GEOLOGI

A

Fig. 2.32A+B+C: Udbredelsen af jordskælv og vulkaner. Kortet viser udbredelsen af overfladenære (A) såvel som dybe (B) jordskælv.

De overfladenære forekommer i de øverste 30 km ved konstruktive pladerande. De dybe jordskælv kan forekomme helt ned i 700 km dybde ved de destruktive pladerande.

Kommer man dybere ind i Jorden, er lithosfærepladen smeltet, og jordskælv kan derfor ikke forekomme.

Fordelingen af vulkaner er i grove træk sådan, at keglevulkaner findes ved destruktive pladerande, mens skjoldvulkanerne er beliggende ved de konstruktive pladerande.

B

C

31_NatGeo2design_2k.indd 38

26/05/14 16.14