Jordskjelv som naturfenomen

Jordkloden er bygget opp av en rekke lag med forskjellige egenskaper, se figuren nedenfor. Grovt sett kan man dele jorden i tre lag: kjernen ("Core"), mantelen ("Mantle") og skorpen ("Crust"). Kjernen er den innerste del av jorden og kan deles i en indre kjerne som er fast, og en ytre kjerne som er flytende. Mantelen kan likeledes deles i en øvre og nedre mantel. Jordskorpen er den ytterste del av jordkloden. Den er bare 10-80 km tjukk og tilsvarer i proporsjonene skallet på et eple. Jordskorpen består av en rekke plater, kontinentalplatene, som beveger seg i forhold til hverandre. Det er disse platebevegelsene som er årsak til de fleste jordskjelv.

Snitt av jorden

Kartet viser verden om natten. Tett bebygde strøk blir synlige på grunn av økt lysintensitet. De grønne strekene viser plategrenser hvor vi har størst jordskjelvaktivitet. Jordskjelv er vist som oransje prikker, vulkaner som røde trekanter. Framtidige katastrofer vil være på de steder hvor jordskjelv inntreffer i tett befolkede områder.

Jordskjelvsforkastninger

Spenninger, som bygges opp i bergartene for eksempel på grunn av platebevegelser, frigis når bergartene ikke lengre kan motstå disse. Det forekommer da en plutselig forskyvning langs et plan som kalles en forkastning. Dette resulterer i et jordskjelv som er en plutselig utløsning av energi som forplanter seg gjennom jordskorpen i form av seismiske bølger. Det er disse bølger som merkes på overflaten i form av rystelser.

En forkastning

Jordskjelvets fokus (hyposenter, "hypocenter") er det punktet hvor bruddet langs forkastningsplanet ("Fault surface") starter. Episenteret ("Epicenter") er punktet på overflaten rett over fokus. Forkastningsplanet defineres ut fra retning på overflaten, helning, samt forskyvningsretning. Når det forekommer brudd langs en forkastning vil forskyvningen være ujevnt fordelt. Størstedelen av energien utløses i de områder hvor graden av ujevnhet mellom de to grenseflater er størst. Et slikt område kalles en asperity.

Forkastningsplan

Man skiller mellom tre typer plategrenser, avhengig av om platene beveger seg vekk fra hverandre (divergerende plategrenser), mot hverandre (konvergerende plategrenser), eller glir forbi hverandre (transcurrent plategrense).

Forskjellige typer plategrenser

Vi har tre hovedtyper forkastninger: normal, revers og strøk-slip. Kombinasjon av to av disse resulterer i oblique-slip og er vanlig i bergartene. Forkastningstyper er avhengige av tektoniske spenninger i bergartene, og kontrolleres i hovedsak av regionale spenningsfelt som oppstår på grunn av platebevegelser. I det følgende er de tre typer av forkastninger beskrevet og illustrert.

Normal forkastning forekommer i forbindelse med et jordskjelv hvor bergartsblokkene på begge sider av forkastningsplanet forflytter seg fra hverandre, og den ene blokken forskyves ned i forhold til den andre. På divergerende plategrenser beveger to plater seg vekk fra hverandre, og nytt materiale stiger opp fra mantelen. Jordskjelv vil vanligvis forekomme på normalforkastninger og vulkaner ses ofte i forbindelse med divergerende plategrenser. Et eksempel på en divergerende plategrense er den midtatlantiske rygg hvor bl.a. Island er preget av vulkaner og jordskjelv.

Normal forkastning

Bildet viser en normal forkastning i forbindelse med et destruktivt jordskjelv i november 1999, i nærheten av Düzce i Tyrkia.

Reverse forkastningsbrudd forekommer i forbindelse med et jordskjelv hvor bergartene blir presset sammen og den ene blokken blir forskyvet opp i forhold til den andre langs forkastningsplanet. På konvergerende plategrenser støter to plater sammen. Den ene platen beveger seg under den andre og presses ned i mantelen hvor platen smelter og oppløses. Jordskjelv i disse sonene forekommer vanligvis på reversforkastninger. Eksempler på konvergerende plategrenser kan sees i Alaska, Himalaya, Japan, Taiwan og det vestlige Søramerika. Det er i slike såkalte "subduksjonssoner" den største andelen av jordskjelvsaktiviteten forekommer globalt.

Revers forkastning

Bildet viser et reverst forkastningsbrudd i forbindelse med et ødeleggende jordskjelv i Chi Chi, Taiwan i 1999. Det lille bildet viser et nærbilde.

Strøk-slip forkastning forekommer i forbindelse med jordskjelv hvor bergartsblokkene på begge sider av forkastningen forskyves i motsatt horisontal retning.

På en transcurrent plategrense beveger platene seg forbi hverandre. Dette medfører strøk-slip forkastninger. Eksempler på transcurrent plategrenser kan sees i California og i Tyrkia.

Bildet viser et strøk-slip forkastningsbrudd som forskyver jernbanelinjen. Bildene er tatt i forbindelse med jordskjelvet i Izmit, Tyrkia, 17. august 1999 (foto: A.Barka).

Seismiske bølger

Det finnes fire hovedtyper seismiske bølger. P-bølger (primærbølger) har en partikkelbevegelse i samme retning som forplantningsretningen. S-bølger (sekundærbølger) har en partikkelbevegelse vinkelrett på forplantningsretningen. P og S-bølger er såkalte "body waves" som beveger seg gjennom jordens indre. Overflatebølger (Love og Rayleigh-bølger) på den annen side, beveger seg kun på overflaten. Love-bølger (oppkalt etter A. E. H. Love (1863-1940)) har en partikkelbevegelse vinkelrett på forplantningsretningen. Rayleigh-bølger (oppkalt etter Lord Rayleigh (1842-1919)) har en retrograd partikkelbevegelse hvilket betyr at partikler beveger seg i sirkler motsatt forplantningsretningen.



Forskjellige typer seismiske bølger

Magnitude (styrke) av jordskjelv

Den tradisjonelle måten å måle styrken av et jordskjelv på er å bruke Richterskalaen. Richtertallet er basert på amplituden til jordbevegelsen slik den blir registrert på seismografer, samt avstanden til jordskjelvet. Skalaen ble introdusert av Charles Richter i California i 1935. Han definerte et styrke 3 jordskjelv som følgende: et skjelv som på 100 kilometers avstand forårsaket 1 mm amplitude på jordbevegelsen, registrert på hans spesiallagede utstyr (Wood-Anderson seismograf).

Magnituden bestemmes av maksimumamplituden slik den avleses på seismogrammet. For å utregne magnituden korrigeres amplituden for avstanden ("Distance") som vist i figuren.

Magnitudeskalaer som Richterskalaen er logaritmiske, hvilket betyr at en økning på en enhet på skalaen tilsvarer 10 ganger større endring i jordbevegelsen og ca. 32 ganger større endring i energien som frigis av jordskjelvet. Richterskalaen brukes fremdeles av seismologer på grunn av dens popularitet. Imidlertid bruker seismologer i dag heller en annen magnitude skala basert på seismisk moment. Seismisk moment beregnes fra størrelsen av forkastningen, forskyvningen langs denne og graden av ujevnhet mellom de to grenseflater.

Hva svarer de forskjellige styrker på Richterskalaen til?

2 Merkes sjelden av mennesker
2.5 Energi tilsvarer moderat lynnedslag
3.5 Energi tilsvarer kraftig lynnedslag
4 Følt av mennesker, muligheter for ødeleggelser
5 Energi tilsvarer gjennomsnittlig tornado
6 Energi tilsvarer atombomben i Hiroshima
7 Ødeleggende jordskjelv som oftest tar liv. Kan forårsake tsunamier.
8 Energi tilsvarer verdens største kjernesprengning
9 jordskjelv som resulterer i store ødeleggelser

Hvor ofte er det jordskjelv?

Tabellen viser hvor ofte jordskjelv av forskjellig styrke gjennomsnittlig inntreffer i verden.

Beskrivelse MagnitudeGjennomsnittlig antall pr år
Katastrofalt 8 og høyere 1
Meget sterkt 7-7.9 18
Sterkt 6-6.9 120
Moderat 5-5.9 800
Svakt 4-4.9 6200
Lite 3-3.9 49000
Veldig lite Mindre enn 3 Magnitude 2-3: ca 365000
Magnitude 1-2: ca 3000000

De 5 største jordskjelv i verden siden 1900

  1. 1960, 22 mai, Sør-Chile, M=9,5
  2. 1964, 28 mars, Prince William Sound, Alaska, M=9,2
  3. 1957, 9 mars, Andreanoff Islands Alaska, M=9,1
  4. 1952, 4 november, Kamchatka, M=9,0
  5. 2004, 26 desember, Sumatra, Indonesia, M=9,0

De 5 mest dødelige jordskjelv i verden

  1. 1556, 23 januar, Senshi, Kina, 830 000 omkomne (M=~8,0)
  2. 2004, 26 desember, Sumatra, Indonesia, 280 000 omkomne (M=9,0)
  3. 1976, 27 juli, Tangshan, Kina, 255 000 omkomne (M=7,5)
  4. 1780, 28 februar, Iran, 200 000 omkomne (M=?)
  5. 1920, 16 desember, Gansu, Kina, 200 000 omkomne (M=8,6)

Jordskjelv i Norge

Jordskjelvsaktiviteten i Norge og nærliggende havområder er knyttet til den geologiske strukturen. Plategrensen på den midtatlantiske rygg er en av de mest sentrale elementene. I tillegg forekommer det jordskjelv langs graben strukturer (normal forkastningssystemer) i Nordsjøen og langs den kontinentale marginen. På land finner vi størst aktivitet i Sunnhordland og Nordland.

Jordskjelv-episentre 1980-2004

Med unntak av de arktiske områder ved den midtatlantiske rygg, ligger Norge langt fra plategrenser, og man kan spørre hvorfor det likevel oppstår jordskjelv her. Det skyldes at det til tross for dette bygges opp spenninger i jordskorpen. Det er hovedsakelig fire mekanismer som skaper spenning i området rundt Norge. "Ridge-push" er knyttet til den divergerende plategrensen i Nordatlanteren og anses for å være en viktig kilde for regionale spenninger langs norgeskysten og på land. Den kontinentale marginen ("The Continental Margin") spiller også en rolle når det gjelder prosesser som bygger opp spenninger. Isavsmelting ("deglaciation") og etterfølgende landhevning etter siste istid danner vertikale spenninger, særlig langs kysten. I tillegg bidrar vertikale belastninger, forårsaket av sedimentavsetninger ("sediment load") på havbunnen, til å bygge opp spenninger i området.

Mekanismer for spenningsoppbygging rundt Norskehavet

Den 23. oktober 1904 var et jordskjelv i Oslofjorden førstesidestoff i Aftenposten. Jordskjelvet rammet Oslo midt under høymessen og hadde en styrke på 5,4 på Richterskalaen. Jordskjelvet skapte flere steder tilløp til panikk, og førte til betydelige skader på bygninger.

Bildet viser et avisutklipp fra 24. oktober 1904.

Jordskjelvrisiko i Europa

Dette kartet, utarbeidet av den Europeiske Seismologikommisjonen, viser jordskjelvrisiko i Europa. De sterke røde fargene indikerer økende grad av risiko for kraftige rystelser som følge av framtidige jordskjelv. I Norge og nærliggende områder er risikoen for kraftige rystelser relativ liten. Størst risiko for kraftige jordskjelv i Europa finner vi i middelhavsområdet, i land som Hellas, Tyrkia, Italia og Spania. Disse landene ligger tett på plategrenser og har store forkastningssystemer som kan gi kraftige jordskjelv.

Høy jordskjelvsrisiko er en kombinasjon av høy seismisk aktivitet og høy sårbarhet. Med andre ord, jordskjelvrisikoen øker når episentre av store jordskjelv faller sammen med tettbefolkede områder. Et slikt eksempel er i Tyrkia, hvor store ødeleggende jordskjelv ofte inntreffer. Den 17. august 1999 rammet et stort (M=7,4) jordskjelv i Izmit i Tyrkia. Skjelvet forårsaket store ødeleggelser langs den 150 km lange forkastningen, og kostet opp mot 19 000 menneskeliv. Etter dette skjelvet er det nå økt jordskjelvfare i Marmara-havet hvor et framtidig stort skjelv kommer til å få katastrofale følger i Istanbul, som har nesten 12 millioner innbyggere. For å være best mulig forberedt på et framtidig jordskjelv jobber forskere med å beregne jordbevegelser som følge av et slikt skjelv. Beregningene er basert på antagelser om skjelvets styrke (M=7,5) samt jordskorpens og forkastningens egenskaper.

Bildene viser bygninger som har rast sammen i forbindelse med det katastrofale jordskjelvet i Izmit, Tyrkia, i 1999. Mye av ødeleggelsene var et resultat av dårlig byggeskikk.

Tsunami

Tsunami er et japansk uttrykk som betyr havnebølge. Dette er en flodbølge dannet ved plutselige endringer av havbunnen på grunn av for eksempel jordskjelv eller skred. Denne endringen setter enorme havmasser i bevegelse. Bølgene på åpne havet kan ha hastigheter på 800 km/t, men merkes ikke av skip siden de er lange og lave. Vannet trekker seg ofte tilbake før bølgene når land. De bremses opp og øker voldsomt i høyde, men er fortsatt relativt lange når det treffer grunt vann slik at vannet kan strømme langt innover land. Når de strømmer tilbake vil de trekke med seg mye av det de har revet løs. Det er gjerne to-tre bølger som når kysten på denne måten med mange minutters mellomrom.

Hvordan en tsunami blir til

Den 26 desember 2004 inntraff et katastrofalt (M=9) jordskjelv nordvest for Sumatra i Indonesia. Jordskjelvets episenter var under havet og en stor tsunami ble dannet, noe som forårsaket ødeleggelser i store områder rundt det Indiske hav.

Dette bildet, som er hentet fra satellitten Jason 1 (NOAA), viser utbredelsen av tsunamibølgen to timer etter jordskjelvet. Fargene viser endringer i havoverflatens nivå, og synliggjør bølgeforplantningen

Tsunamivarsling kan være et nyttig redskap for å avverge katastrofer. En sensor som måler vanntrykk plasseres på havbunnen og sender derfra signal til en bøye som videresender signalet til land via en satellitt. Endringer i vanntrykk på havbunnen varsler om passerende tsunamibølger. En viktig forutsetning er at et stort jordskjelv finner sted på havbunnen. Dette registreres først av seismiske stasjoner på land som bestemmer beliggenhet og styrke. Et tsunamivarslingssystem bekrefter deretter om en tsunamibølge er på vei mot kystområder. Et slikt tsunamivarslingssystem finnes i Stillehavet.

Figuren viser skjematisk de forskjellige komponentene av et tsunamivarslingssystem basert på en havbunnsensor og satelittkommunikasjon. Et slikt system er installert i Stillehavet.

Bildene viser bøyen som sørger for satellittkommunikasjon.