Hvernig rannsaka vísindamenn innviði eldfjalla með landmælingum?

Nafn þitt

Netfang þitt

Netfang móttakanda

Ruslpóstvörn =

Svar

Hvernig rannsaka vísindamenn innviði eldfjalla með landmælingum?
Ein þeirra jarðfræðilegu aðferða sem beita má við rannsóknir á innviðum eldfjalla eru nákvæmar endurteknar landmælingar.^[1] Ef bergkvika streymir inn í grunnstætt kvikuhólf undir eldfjalli, eða út úr því, eykst eða minnkar þrýstingur í hólfinu. Slík þrýstingsbreyting veldur færslu jarðskorpunnar kringum kvikuhólfið. Land yfir því rís eða sígur. Færslan er mismikil eftir fjarlægð, og því bjagast eða aflagast bergið í kring. Segja má að kvikuhólfið tútni út líkt og blaðra. Landris á eldfjalli getur því sagt til um þrýstingsbreytingar inni fyrir.

Breytingar á yfirborði lands vegna vaxandi þrýstings eru oftast tiltölulega litlar, mælast í sentimetrum. Því þarf að gæta ítrustu nákvæmni í landmælingum, ef unnt á að vera að nema hreyfingar samfara þrýstingsbreytingum í rótum eldstöðva. Breytingar geta þó orðið meiri, tugir sentimetra eða jafnvel einn til tveir metrar, háðar ýmsum þáttum svo sem dýpi kvikusöfnunar, magni kviku sem streymir inn í jarðskopruna, stærð kvikuhólfs sem fyrir var áður en kvikustreymi hófst, og loks lögun hólfsins. Ljóst er að ekki getur kvika streymt inn í kvikuhólf endalaust, því að spenna magnast í jarðskorpunni kringum kvikuhólfið. Að því kemur að jarðskorpan brestur – brotmörkum hennar hefur verið náð. Þá streymir bergkvika úr hólfinu til yfirborðs í eldgosi, eða myndar bergganga og innskot neðanjarðar án þess að gjósi. Þegar þetta gerist, minnkar þrýstingur í kvikuhólfinu og landi yfir því sígur. Innstreymi í hólfið tekur yfirleitt langan tíma og getur varað í vikur, mánuði eða ár. Því fylgir þá hægfara landris. Landið lækkar svo hratt aftur, á klukkustundum eða dögum, þegar þrýstingur fellur skyndilega.

Nokkrar aðferðir eru notaðar til að mæla jarðskorpuhreyfingar. Í þeim öllum þarf grunnmælingu – fyrstu mælingu á nákvæmri afstöðu landmælingapunkta á eldstöð. Síðar er hægt að endurtaka mælinguna og bera niðurstöðurnar saman til að meta breytingar. Elsta aðferðin er nákvæm hæðarmæling á hefðbundinn hátt. ^[2] GPS-tæknin^[3] styðst við merki frá gervitunglum, og er mest notuð í seinni tíð. GPS–tækin nema merki frá gervitunglum miklu nákvæmar en hefðbundin GPS-leiðsögutæki, og eins mæla þau fleiri þætti þess. Ef tvö eða fleiri tæki safna upplýsingum samtímis, má með flókinni úrvinnslu meta afstæða staðsetningu, bæði fjarlægð og stefnu, með millimetra nákvæmni.^[4]

Önnur aðferð við að mæla hreyfingar jarðskorpunnar byggist eingöngu á mjög nákvæmum samanburði og túlkun ratsjármynda úr gervitunglum. Í þeim myndum er bæði styrkur endurkasts rafsegulbylgju sem gervitungl sendir frá sér, og einnig „fasi“ bylgjunnar, sem segir til um hvar í bylgjuforminu endurkast átti sér stað, skráður fyrir hvern myndreit. Líkt og í öðrum ratsjám eru mælingarnar að mestu óháðar veðri þar sem merkið berst tiltölulega ótruflað. Myndatakan er endurtekin þegar gervitungl er aftur á sömu braut, til dæmis ári síðar, og niðurstöðurnar bornar saman við fyrri myndir. Ef hreyfing hefur orðið á yfirborði jarðskorpunnar, breytist fasinn í þeim myndreitum sem hafa hreyfst, vegna þess að rafsegulbylgjan frá gervitungli er lengur eða skemur að berast þangað. Með þessari aðferð er hægt að fá kort sem sýnir hreyfingar jarðskorpunnar, það er hvort landsvæði hefur færst fjær eða nær gervitungli. Með slíkum bylgjuvíxlmælingum úr ratsjárgervitunglum (InSAR)^[5] hafa fengist mikilsverðar upplýsingar um færslur og aflögun jarðskorpunnar hér á landi, bæði á eldfjalla- og jarðskjálftasvæðum.^[6]

Auk ofangreindra aðferða hafa tvenns konar síritandi mælar á jörðu niðri, halla- og þenslumælar, gefið mikilvægar upplýsingar. Síritandi hallamælar voru mikið notaðir í Kröflueldum, en þeir gefa upplýsingar um hallabreytingar jarðskorpunnar.^[7] Með þenslumælum eru spennubreytingar í jarðskorpunni metnar á nákvæman hátt. Ef spenna eykst, þjappast bergið saman og neminn í skorpunni sömuleiðis. Slíkar mælingar hafa gefist vel til að greina skamman aðdraganda eldgosa í tengslum við streymi bergkviku til yfirborðs, til dæmis í Heklu.^[8]

Niðurstöður mælinga á jarðskorpuhreyfingum í eldfjöllum má nota til að meta orsakir hreyfinga sem mælast, til dæmis staðsetningu og dýpi kvikusöfnunar. Til þess að þetta sé hægt, þarf líkan sem hermir eftir jarðskorpuhreyfingunum. Einfaldasta líkan gerir ráð fyrir kúlulaga kvikuhólfi, og breytist þrýstingur í því vegna innstreymis eða útstreymis kviku. Gert er ráð fyrir að bergið í kring hegði sér eins og fjaðrandi efni, geti þjappast saman eða tognað líkt og gormur. Jafnframt er reiknað með að yfirborð lands sé tiltölulega flatt, þannig að líkja megi eftir því með sléttum fleti. Að þessum skilyrðum gefnum er tiltölulega auðvelt að meta hvernig yfirborð lands aflagast við þrýstingsbreytingar í kvikuhólfi.

Líkanið er samhverft á þann hátt að hreyfingar eru eingöngu háðar fjarlægð frá kvikuhólfinu, en óháðar stefnu, þar sem það er kúlulaga. Ef þrýstingur eykst í hólfinu, verður mesta landris beint yfir því og sýnir þannig landfræðilega legu þess. Nokkru erfiðara er að greina dýpi þess. Til þess þarf að skoða hvernig landris og láréttar færslur jarðskorpunnar breytast eftir fjarlægð frá miðju hreyfinganna. Áhrifin verða lítil og staðbundin ef kvikuhólfið liggur grunnt, en því meiri og víðfeðmari sem það er dýpra. Þetta líkan er kennt við Japanann Kiyoh Mogi sem fyrstur notaði það til að líkja eftir hegðun eldfjalla í Japan.^[9] Síðan hefur það verið notað til að herma eftir eldfjallahegðun víða um heim með góðum árangri. Hér á landi þykir Mogi-líkanið hafa reynst vel og oft fallið vel að þeim hreyfingum sem mælst hafa. Það var fyrst notað til að túlka jarðskorpuhreyfingar í Kröflu og síðar meir meðal annars í Öskju, Heklu, Grímsvötnum, Kötlu og Bárðarbungu. Niðurstöður sýna að þrýstingsmiðjur, túlkaðar sem kvikuhólf, eru algengastar á um þriggja kílómetra dýpi. Í sumum tilvikum hafa nákvæm landmælingagögn og næmi líkansins gert kleift að greina hreyfingar af völdum tveggja misdjúpra kvikuhólfa undir sama eldfjalli.^[10]

Tilvísanir:

1. ^ Til dæmis Freysteinn Sigmundsson, 2006. Iceland Geodynamics, crustal deformation and divergent plate tectonics. Springer Verlag og Praxis Publishing, Chichester. Erik Sturkell og fleiri, 2006c. Volcano geodesy and magma dynamics in Iceland. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 150, 14-34.
2. ^ Til dæmis Erik Sturkell og fleiri, 2006a. 1983-2003 decaying rate of deflation at Askja caldera: Pressure decrease in an extensive magma plumbing system at a spreading plate boundary. Bulletin of Volcanology, 68, 727-735. Erik Sturkell og fleiri, 2008a. Multiple volcano deformation sources in a post-rifting period: 1989-2005 behaviour of Krafla Iceland constrained by levelling, tilt and GPS observations. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 177, 405-417.
3. ^ Skammstöfun á ensku orðunum Global Positioning System.
4. ^ Til dæmis Erik Sturkell og Freysteinn Sigmundsson, 2000. Continuous deflation of the Askja caldera Iceland, during the 1983-1998 non-eruptive period. Journal of Geophysical Research, 105, 25671-25684.
5. ^ Interferometri Synthetic Aperture Radar.
6. ^ Vadon H. og Freysteinn Sigmundsson, 1997. Crustal deformation from 1992-1995 at the Mid-Atlantic Ridge, SW Iceland, mapped by satellite rader interferometry. Science, 275, 193-197. Rikke Pedersen og fleiri, 2001. Coseismic interferograms of two Ms 0 6.6 earthquakes in the South Iceland Seismic Zone, June, 2000. Geophysical Research Letters, 28, 3341-3344. Rikke Pedersen og Freysteinn Sigmundson, 2006. Temporal development of the 1999 intrusive episode in the Eyjafjallajökull volcano, Iceland, derived from InSAR images. Bulletin of Volcanology 68, 377-393.
7. ^ Eysteinn Tryggvason, 1980. Subsidence events in the Krafla area, North Iceland, 1975-1979. Journal of Geophysics, 47, 141-153.
8. ^ Linde og fleiri, 1993. Mechanism of the 1991 eruption of Hekla from continuous borehole strain monitoring. Nature 365, 737-740.
9. ^ Mogi, K. 1958. Relations between eruptions of various volcanoes and the deformation of the ground surface around them. Bulletin of the Earthquake Research InstituteUniversity of Tokyo, 36, 99-134.
10. ^ Pagli og fleir, 2006. Deflatation of the Askja volcanic system: constraints on the deformation source from combined inversion of satellite radar interferograms and GPS measurements. Journal of Volcanology and Geothermal Research,152, 97-108. Erik Sturkell og fleiri, 2008a. Multiple volcano deformation sources in a post-rifting period: 1989-2005 behaviour of Krafla Iceland constrained by levelling, tilt and GPS observations. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 177, 405-417. Eysteinn Tryggvason, 1986. Multiple magma reservoirs in a rift-zone volcano – Ground deformation and magma transport during the September 1984 eruption of Krafla, Iceland. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 28, 1-44.

Myndir:

• Náttúruvá á Íslandi: Eldgos og jarðskjálftar, bls. 81.
• Ausbruch des Eyjafjallajökull 2010 – Wikipedia. Höfundur myndar: David Karnå. (Sótt 21. 8. 2014).

---

Þetta svar er úr bókinni Náttúruvá á Íslandi: Eldgos og jarðskjálftar og birt með góðfúslegu leyfi.

...