Om Jordens opbygning, overfladens geologiske kredsløb og baggrunden for vulkandannelse

En ikke-donaldistisk introduktion til geologien af lektor Jøkulsteín Sandúr Gravesen, Sydnordisk Akademi for Donaldisme (SAD)

Jorden har en radius på omkring 6.370 km. De inderste 3.400 km kaldes kernen og har et højt indhold af jern og nikkel. Udenom kernen ligger Jordens kappe, der er knap 2.900 km tyk. Udenom kappen ligger jordskorpen, der varierer i tykkelse fra 5-60 km. Den er tykkest under kontinenterne (20-60 km), især under store bjergkæder, mens tykkelsen er nede på 5-10 km under oceanerne. Eksempelvis menes jordskorpen i (eller rettere under) Danmark at bestå af et omkring 26 km tykt “urfjeld”, dannet for mere end 600 millioner år siden, hvoraf de øverste 6 km består af granitiske bjergarter, mens de nederste 20 km er af mere basaltisk eller blandet sammensætning; hvad det betyder, om en bjergart er granitisk eller basaltisk, vender jeg tilbage til. Bortset fra på Bornholm er urfjeldet i Danmark dækket af senere sedimentære (herunder glaciale) aflejringer, der varierer i tykkelse fra 800 m til 6 km. Mens den kemiske sammensætning af jordskorpen dels er karakteriseret ved at være ganske blandet, dels bliver stadig mere basaltisk med dybden, så menes den kemiske sammensætning at være ganske homogen (udpræget basaltisk) hele vejen ned igennem den næsten 3.000 km tykke kappe. Her veksler til gengæld konsistensen af kappens masse pga. tryk- og varmeforhold ved forskellige dybder. I en dybde af ca. 100 km bliver kappen flydende, hvilket fortsætter til 660 km’s dybde, hvor kappen igen bliver fast. Det flydende lag kaldes asthenosfæren, mens det overliggende faste lag af kappe og jordskorpe tilsammen betegnes litosfære.

Jordens overflade består således at store “stive” litosfæreplader, der langsomt flyder rundt på en plastisk asthenosfære. For omkring 200 millioner år siden var samtlige Jordens kontinenter samlet i ét superkontinent, kaldt Pangaea, omgivet af et kæmpehav. Siden da har kontinenterne - eller rettere, deres underliggende litosfæreplader - bevæget sig væk fra hinanden. Det mest tydelige bevis for, hvordan kontinenterne tidligere har siddet sammen, findes i de symmetriske forløb af Sydamerikas østkyst og Afrikas vestkyst.

Alle kontinenters moder: Pangaea.

De to kontinenter er - ligesom Europa og Nordamerika - blevet delt af en såkaldt brudzone, der løber hele vejen igennem Atlanterhavet. I denne brudzone vælter der flydende magma op fra kappen; dels fra asthenosfæren og dels fra litosfæren, der begynder at smelte pga. et lavere tryk oppefra udløst af den tyndere jordskorpe. Magmaen størkner og danner ny havbund på begge sider af brudzonen, hvilket medvirker til, at litosfærepladerne kan skubbes stadig længere væk fra hinanden. Spredningen er målt til at foregå med 1-5 cm om året. En sådan brudzone er karakteriseret ved jordskælv og vulkandannelser. Jordskælvene er dog forholdsvis beherskede, og det samme gælder vulkanerne, der endvidere er overvejende undersøiske. Enkelte steder når materialeophobningen og vulkandannelsen dog op over havoverfladen, hvilket f.eks. gælder på Island.

Når havbunden vedvarende udvider sig, må Jorden enten blive større (hvilket forskerne ikke er helt enige om hvorvidt rent faktisk også sker) eller også må litosfærepladerne andre steder støde sammen (og det sker i hvert fald). Hvor det sker, vil den ene plade glide ind under den anden og blive presset nedefter, indtil den smelter i asthenosfæren. Et sådan sammenstød udløser ikke overraskende stor geologisk uro med såvel voldsomme jordskælv som dannelse af vulkaner, oceaniske dybgrave, og opfoldning af hele bjergkæder. Eksempler på vulkaner dannet i disse såkaldte subduktionszoner kan findes hele vejen rundt om Stillehavet (f.eks. Japan, Andes og Rocky Mountains).

Subduktionszonevulkanerne er en del anderledes end vulkanerne dannet i brudzoner, samt den helt tredje type, de såkaldte hotspot-vulkaner, der ligger uafhængigt af pladernes kantzoner (f.eks. Hawaii). Mens de to sidstnævnte typer henter deres smeltede magma helt nede fra jordens kappe, kommer den førstnævnte gruppe vulkaners magma i vidt omfang fra smeltende litosfæreplader. Det vil som regel være den oceaniske litosfæreplade (havbunden), der synker nedad, og når den smelter, har den selvsagt omtrent samme mineralske sammensætning, som da den i sin tid blev dannet i brudzonen. Men når den flydende magma pga. sin varmeafledte lavere vægt begynder at stige op igennem den overliggende kontinentale litosfæreplade, bringer den så meget varme med sig, at den smelter en del af grundfjeldet omkring sig. Det kontinentale grundfjeld har en helt anden mineralsk sammensætning end oceanbunden, idet den er betydelig mere granitisk, og når smeltet oceanbund og smeltet kontinentalbund blandes sammen, dannes en mellemvare kaldt andesitisk magma. Det er typisk denne magma, der kommer ud af de store kontinentale vulkaner som lava.

Den afgørende forskel på vulkanerne ligger i den kemiske sammensætning af de to-tre magmatyper; magmaen fra kappen er basaltisk, mens magmaen fra den smeltede jordskorpe er granitisk eller andesitisk. Forskellen på granitiske og basaltiske bjergarter tager udgangspunkt i indholdet af grundstoffet kisel (eller silicium; Si). Det mest kiselholdige mineral der findes er kvarts (SiO₂), der udgør hovedmassen af de granitiske bjergarter (hvor kisel står for ca.70% af vægtfylden). I de basaltiske bjergarters mineraler indgår der foruden kisel en række metalioner, hvorved det relative kiselindhold bliver lavere (ned til 50% af vægtfylden). Kiselindholdet har stor betydning for, hvordan bjergarten opfører sig geologisk set, herunder dens smeltepunkt; jo mere kisel, jo lavere smelte- og størkningspunkt. Granitiske bjergarter smelter/størkner således ved 750-800 °C, mens basaltiske bjergarter har et smeltepunkt på ca. 1100 °C. Derimellem ligger de såkaldte andesitiske bjergarter.

Når den basaltiske magma fra jordkappen vælter op igennem brudzonen eller ud gennem hotspot-vulkaner, er den omkring 1200 °C varm. Da alle mineraler er smeltet ved så høje temperaturer, er den basaltiske magma relativt tyndtflydende. Allerede ved 1100 °C begynder de basaltdannende mineraler at størkne, hvilket resulterer i bjergarter som basalt (dannet under jordoverfladen) og gabbro (dannet som vulkansk lava størknet over jordoverfladen). Den granitisk-andesitiske magma dannet i subduktionszonerne er langt fra så varm og bl.a. derfor meget mere tyktflydende. Når den overhovedet kommer op til overfladen skyldes det, at magmaen pga. varmen er lettere end den omgivende masse. Store dele af den granitiske magma vil størkne inden den når helt op til overfladen, hvor den ellers kan udløse ekstremt voldsomme vulkanbrud (kaldt “rhyolitiske vulkaner”, idet rhyolit er den vulkanske lavaudgave af dybbjergarten granit). Anderledes med den noget varmere og dermed også mere letflydende andesitiske magma.

Magmaens konsistens har stor betydning for både vulkanudbruddenes voldsomhed og selve vulkandannelsen. Jo mere tykflydende magmaen er, desto mere kraft skal der akkumuleres, førend udbruddet kan “få proppen af”. Når det endelig sker, er det med en voldsom eksplosion, hvor også blokke af usmeltede sten slynges mange kilometer gennem luften som “bomber”. Det er også kun den tyktflydende magma, der kan danne de karakteristiske kegleformede vulkaner, idet store dele af magmaen ikke når at bevæge sig ret langt som lava, førend den størkner nær udbrudskilden. Derimod kan keglevulkanerne sende laviner af glødende aske og giftige gasser sammen med “bomberne” ud over omgivelserne, ligesom store mudderfloder ofte vil følge efter et udbrud. De to billedeksempler nedenfor viser vulkanen Mount St. Helens før og efter udbruddet i 1980. Som det fremgår, er en stor del af toppen eksploderet væk, skoven er afbrændt og alt er dækket af et tykt lag aske, der i søen er forvandlet til mudder.

Den basaltiske magma derimod er så tyndtflydende, at den når at komme relativt langt væk fra åstedet - ofte størkner den først, når den når ud til havet. Dette giver basaltiske vulkaner en helt anderledes form end de andesitiske keglevulkaner, og de kaldes da også “skjoldvulkaner”, fordi de er relativt flade og buede i formen. I virkeligheden er skjoldvulkanerne som regel meget større end keglevulkanerne, og kan - målt fra havbunden - også være ganske høje (den største vulkan på Hawaii er således mere end 9 km høj!), men de syner ikke af meget i landskabet sammenlignet med keglevulkanerne. Til gengæld er deres beherskede udbrud af sprøjtende eller flydende lava mere fotogene end keglevulkanernes svovlskyer, aske og mudder.

· Hovedparten af illustrationerne (dog ikke den første) stammer fra Edward J. Tarbuck & Frederick K. Lutgens: “Earth : an introduction to physical geology”, 7. udgave, Prentice-Hall, New Jersey 2002, hvor tegneren hedder Dennis Tasa.