Jordens oppbygning

Jordens indre er bygd opp av en rekke forskjellige lag, der den ytterste stive delen kalles litosfæren (stenete sfære, fra gresk). Den består av jordskorpen, det tynne skallet som vi står på, og den øverste del av mantelen. Jordskorpens tykkelse varierer. På land er den typisk 30-40 km, under dyphavene er tykkelsen ca. 10 km, mens den under de høyeste fjellkjedene kan være opp mot 70 km.                                                                 

Litosfæren kan ha en tykkelse på rundt 100 km i havbunnsplater (oseanplater) og opptil 200-300 km på land (kontinentalplater). Undersiden av litosfæren er kalt astenosfæren (fra gresk a + stenos "uten styrke"),  og representerer "glidesonen" for platene som beveger seg over de dypere delene av mantelen. Mantelen er plastisk, dvs. at den under varme og høyt trykk kan endre form over tid uten å sprekke, og den strekker seg ned til ca. 2,890 km dyp. Innenfor mantelen er det en todelt kjerne; en flytende ytre kjerne (ned til ca. 5,150 km dyp) rundt en fast indre kjerne (til jordens sentrum ved ca. 6,370 km dyp).                       

                 Jordens indre.

Platetektonikk

Jordens litosfære består av syv store og en rekke mindre plater. Disse litosfæreplatene er i stadig bevegelse i forhold til hverandre, med hastigheter på opptil 10-16 cm. per år. Dette storskala-fenomenet kalles platetektonikk, der tektonikk viser til geologiske bevegelser også på mindre skalaer. Figuren nedenfor gir en oversikt over de største litosfæreplatene på jorden, hvor Norge er en del av den Eurasiske platen. De fleste jordskjelv som blir registrert på jordoverflaten skjer langs plategrensene, der litosfæreplatene kolliderer, glir fra hverandre eller glir sidelengs forbi hverandre.

Oversikt over de største litosfæreplatene på jorden.

Bevegelsen til litosfæreplatene kan forklares med prosesser som finner sted i mantelen. Jordens varme kjerne fungerer som en enorm "kokeplate", der varmen medfører at bergartene i mantelen beveger seg på samme måte som vannet i en kjele som blir oppvarmet. Disse bevegelsene fører den varme, lette massen i mantelen opp mot overflaten, mens den kaldere og tyngre massen synker ned igjen. Massen vil strømme i baner og danne en indre strøm. Denne prosessen med stigende varm og synkende kald masse, kalles konveksjon og når prosessen foregår i mantelen kaller vi det og mantelkonveksjon. Bevegelsene måles på en geologisk tidsskala; de skjer over millioner av år.

Divergente plategrenser

Ved en divergerende plategrense beveger platene fra hverandre, og ny skorpe dannes mellom platene. Slike grenser finnes typisk som spredningsrygger i dyphavet. Det går en slik rygg i nord-sør retning gjennom hele Atlanterhavet. Dette er en undersjøisk fjellkjede med vulkaner som løfter seg 2000 meter opp fra omkringliggende dyphav, og noen steder kommer denne midthavsryggen opp over havoverflaten med sine vulkaner slik som f.eks. på Island.

Divergente plategrenser opptrer oftest som en rygg. Den nydannede, varme skorpen er lett, og etter hvert som den kjøles ned blir den tyngre og synker ned mens den beveger seg bort fra selve plategrensen. Man antar at platene nærmest "sklir" nedover og bort fra ryggen, og at dette er en av de viktige drivkreftene bak platetektonikken.

Jordskjelvene som oppstår langs ryggen er grunne, typisk mindre enn 10 km dype, og ikke av de største. Det er til gjengjeld mange av dem. De divergerende plategrensene er stort sett langt fra land, så disse jordskjelvene gjør sjelden skade (et unntak er f.eks. Island). Den Afrikanske riftsonen som strekker seg ned gjennom hele Øst-Afrika er et annet eksempel på en divergerende plategrense.

Skjematisk fremstilling av en spredningsrygg.

Konvergente plategrenser

Siden ny skorpe dannes ved divergente plategrenser må også gammel skorpe forsvinne et sted. Dette skjer ved de konvergente plategrensene, der to plategrenser kolliderer med hverandre.

Det finnes to typer konvergente plategrenser:

Subduksjonsgrenser

• Subduksjonsgrenser oppstår når en oseanplate blir presset ned under en kontinental- eller oseanplate.  Slike plategrenser kalles en subduksjonssone, og kan gi opphav til enorme jordskjelv. Der havbunnen presses ned dannes det en dyphavsgrøft, hvor havdypet noen steder overstiger 10.000 meter. En slik grense finnes f.eks. vest for Sør-Amerika, der også det største jordskjelvet vi kjenner til skjedde i 1960.
• Øst for Japan finner vi en annen subduksjonssone som er opphav til store jordskjelv. Jordskjelv kan opptre på alle dyp i øverste mantelen ned til ca. 700 km i en subduksjonssone. Det er ofte vulkansk aktivitet forbundet med slike grenser idet den nedadgående platen delvis smelter, og danner magma som flyter opp til overflaten og danner vulkaner.

Skjematisk fremstilling av en subduksjonssone. Den synkende platen smelter delvis opp og er opphav til vulkansk aktivitet.

Kollisjonsgrenser

• Kollisjonsgrenser er den andre type av destruktive plategrenser, der to kontinentalplater kolliderer. I slike kollisjonssoner presses jordskorpen opp til høye fjellkjeder (orogenese, som betyr fjellbygning), akkompagnert av relativt store jordskjelv. Disse jordskjelvene kan ha dyp ned til 70-80 km, mens de fleste er grunnere enn ca. 30 km. Himalayafjellene er et resultat av den pågående kollisjonen mellom India og Asia.

Sidelengs plategrenser

Transforme plategrenser (også kalt strøk-slip forkastninger) blir dannet når to plater beveger seg sidelengs i forhold til hverandre. Over millioner av år kan bevegelsene utgjøre tusener av kilometer. Den meste kjente plategrensen av denne typen er San-Andreas forkastningen i California, der Stillehavsplaten beveger seg nordover i forhold til den Nordamerikanske platen. Denne bevegelsen gir opphav til mange ødeleggende jordskjelv.

Jordskjelv nær de transforme plategrensene pleier å være grunne, vanligvis mindre enn 20 km dype. Styrken kan være høy, men mindre enn i subduksjonssoner.

Skjematisk fremstilling av en sidelengs plategrense.

Bevegelser inne i platene

Selv om de store bevegelsene foregår i grenseområdet mellom platene og platene mer eller mindre er å anse som stive, skjer det deformasjoner som kan være opphav til jordskjelv også inne på platene. Størrelsen på disse jordskjelvene er vanligvis mindre, selv om disse også i visse tilfeller kan gjøre skade. Jordskjelv av denne typen kan dukke opp nesten overalt, og det er slike jordskjelv vi har i Norge og Skandinavia

Varmepunkter

En annen effekt av konveksjonen er de såkalte varmepunkter, eller "hot-spots". Dette er steder der varm masse stiger opp uten at det nødvendigvis finnes en plategrense på stedet. Hot-spots er gjerne forbundet med vulkansk aktivitet, og kan eksistere i mange titalls (eller hundrevis) av millioner år. Der platen beveger seg over et varmepunkt kan det dannes vulkanske øyer på rekke og rad, med synkende alder langsmed rekken. Nye vulkaner dannes da etterhvert som platen beveger seg over det stabile varmepunktet. Hawaii er et eksempel på denne type varmepunkt, der kjeden består av mange vulkaner som strekker seg mye lengre enn de øyene som stikker opp av havet.

Varmepunkter ligger mer eller mindre i ro. Islands varmepunkt befinner seg direkte under den Midt-Atlantiske spredningsryggen som fører til at overproduksjonen av lava glir til begge sider av ryggen. Dette er grunnen til at det ikke blir dannet en fin kjede av øyer som Hawaii, der platene beveger seg over varmepunktet som ligger stille. De vulkanske Kanariøyene er også et resultat av et varmepunkt, men i motsetning til Hawaii beveger ikke den Afrikanske platen seg så mye i forhold til mantelen, slik at Kanariøyene ikke danner noen klar rekke. Den norske Bouvetøya i Sørishavet er en vulkansk øy i Sør-Atlanteren.