Jordskjelv - Earthquake

Jordskjelvepisentre forekommer for det meste langs tektoniske plategrenser, og spesielt på Stillehavsringen .
Global platetektonisk bevegelse

Et jordskjelv (også kjent som et skjelv , skjelving eller storm ) er risting av jordoverflaten som følge av en plutselig frigjøring av energi i jordens litosfære som skaper seismiske bølger . Jordskjelv kan variere i størrelse fra de som er så svake at de ikke kan kjennes til de som er voldsomme nok til å drive gjenstander og mennesker opp i luften, og ødelegge hele byer. Seismisiteten , eller seismisk aktivitet , til et område er frekvensen, typen og størrelsen på jordskjelv som er opplevd over en stund. Ordet skjelving brukes også om seismisk rumling uten jordskjelv .

På jordoverflaten manifesterer jordskjelv seg ved å riste og forskyve eller forstyrre bakken. Når episenteret til et stort jordskjelv ligger utenfor kysten, kan havbunnen forskyves tilstrekkelig til å forårsake en tsunami . Jordskjelv kan også utløse jordskred og noen ganger vulkansk aktivitet.

I sin mest generelle betydning brukes ordet jordskjelv for å beskrive enhver seismisk hendelse - enten naturlig eller forårsaket av mennesker - som genererer seismiske bølger. Jordskjelv er hovedsakelig forårsaket av brudd på geologiske forkastninger , men også av andre hendelser som vulkansk aktivitet, jordskred, gruveeksplosjoner og atomprøver . Et jordskjelvs første bruddpunkt kalles dets hyposenter eller fokus. Episenteret er punktet på bakkenivå rett over hyposenteret .

Naturlig forekommende jordskjelv

Tre typer feil:
A. Strike-slip
B. Normal
C. Revers

Tektoniske jordskjelv oppstår hvor som helst i jorden der det er tilstrekkelig lagret elastisk tøyningsenergi til å drive bruddutbredelse langs et forkastningsplan . Sidene av en forkastning beveger seg jevnt og aseismisk forbi hverandre bare hvis det ikke er uregelmessigheter eller ujevnheter langs forkastningsoverflaten som øker friksjonsmotstanden. De fleste feilflater har slike ujevnheter, noe som fører til en form for stick-slip-adferd . Når forkastningen har låst seg, fører fortsatt relativ bevegelse mellom platene til økende spenning og derfor lagret tøyningsenergi i volumet rundt forkastningsoverflaten. Dette fortsetter til spenningen har steget tilstrekkelig til å bryte gjennom sprangen, og plutselig lar den gli over den låste delen av feilen og frigjøre den lagrede energien . Denne energien frigjøres som en kombinasjon av utstrålte elastiske tøyningsseismiske bølger , friksjonsoppvarming av forkastningsoverflaten og oppsprekking av bergarten, og forårsaker dermed et jordskjelv. Denne prosessen med gradvis oppbygging av belastning og stress avbrutt av sporadiske plutselige jordskjelvsvikt blir referert til som elastisk-rebound-teorien . Det er anslått at bare 10 prosent eller mindre av et jordskjelvs totale energi utstråles som seismisk energi. Mesteparten av jordskjelvets energi brukes til å drive jordskjelvbruddsveksten eller omdannes til varme generert av friksjon. Derfor senker jordskjelv jordens tilgjengelige elastiske potensielle energi og øker temperaturen, selv om disse endringene er ubetydelige sammenlignet med den ledende og konvektive varmestrømmen ut fra jordens dype indre.

Jordskjelvfeiltyper

Det er tre hovedtyper av feil, som alle kan forårsake et jordskjelv mellom platene : normal, revers (skyvekraft) og strike-slip. Normal og omvendt forkastning er eksempler på dip-slip, hvor forskyvningen langs forkastningen er i retning av dip og hvor bevegelse på dem involverer en vertikal komponent. Normale feil oppstår hovedsakelig i områder der skorpen utvides , for eksempel en divergerende grense . Omvendte feil oppstår i områder der skorpen blir forkortet , for eksempel ved en konvergent grense. Strike-slip forkastninger er bratte konstruksjoner der de to sidene av forkastningen glir horisontalt forbi hverandre; transformeringsgrenser er en spesiell type strike-slip-feil. Mange jordskjelv er forårsaket av bevegelse på forkastninger som har komponenter av både dip-slip og strike-slip; dette er kjent som skrå slip.

Omvendte forkastninger, spesielt de langs konvergerende plategrenser , er assosiert med de kraftigste jordskjelvene, megatrust-jordskjelv , inkludert nesten alle de med styrke 8 eller mer. Megathrust-jordskjelv er ansvarlige for omtrent 90 % av det totale seismiske øyeblikket som frigjøres over hele verden. Strike-slip-forkastninger, spesielt kontinentale transformasjoner , kan produsere store jordskjelv opp til ca. 8. Jordskjelv forbundet med normale forkastninger er generelt mindre enn styrke 7. For hver enhetsøkning i styrke, er det en omtrent tretti ganger økning i energien som frigjøres. For eksempel frigjør et jordskjelv med styrke 6.0 omtrent 32 ganger mer energi enn et jordskjelv med styrke på 5.0, og et jordskjelv med styrke 7.0 frigjør 1000 ganger mer energi enn et jordskjelv med en styrke på 5.0. Et jordskjelv med en styrke på 8,6 frigjør samme mengde energi som 10 000 atombomber som de som ble brukt under andre verdenskrig .

Dette skyldes at energien som frigjøres i et jordskjelv, og dermed dens størrelse, er proporsjonal med arealet av forkastningen som brister og spenningen faller. Derfor, jo lengre lengde og bredere bredden på det forkastede området er, desto større blir den resulterende størrelsen. Den øverste, sprø delen av jordskorpen, og de kjølige platene til de tektoniske platene som synker ned i den varme mantelen, er de eneste delene av planeten vår som kan lagre elastisk energi og frigjøre den i forkastningsbrudd. Bergarter varmere enn ca. 300 °C (572 °F) flyter som svar på stress; de brister ikke i jordskjelv. De maksimale observerte lengdene på brudd og kartlagte forkastninger (som kan gå i stykker i et enkelt brudd) er omtrent 1000 km (620 mi). Eksempler er jordskjelvene i Alaska (1957) , Chile (1960) og Sumatra (2004) , alle i subduksjonssoner. Det lengste jordskjelvet brudd på forkastninger, som San Andreas-forkastningen ( 1857 , 1906 ), den nord-anatoliske forkastningen i Tyrkia ( 1939 ), og Denali-forkastningen i Alaska ( 2002 ), er omtrent halvparten til en tredjedel så lang som lengdene langs subduksjonsplatekantene, og de langs normale forkastninger er enda kortere.

Flyfoto av San Andreas-forkastningen i Carrizo-sletten , nordvest for Los Angeles

Den viktigste parameteren som kontrollerer den maksimale jordskjelvstyrken på en forkastning er imidlertid ikke den maksimale tilgjengelige lengden, men den tilgjengelige bredden fordi sistnevnte varierer med en faktor på 20. Langs konvergerende platemarginer er fallvinkelen til bruddplanet svært grunt, vanligvis rundt 10 grader. Dermed kan bredden på flyet innenfor den øverste sprø skorpen på jorden bli 50–100 km (31–62 mi) ( Japan, 2011 ; Alaska, 1964 ), noe som gjør de kraftigste jordskjelvene mulig.

Strike-slip forkastninger har en tendens til å være orientert nesten vertikalt, noe som resulterer i en omtrentlig bredde på 10 km (6,2 mi) innenfor den sprø skorpen. Dermed er jordskjelv med styrker mye større enn 8 ikke mulig. Maksimal størrelse langs mange normale forkastninger er enda mer begrenset fordi mange av dem er lokalisert langs spredningssentre, som på Island, hvor tykkelsen på det sprø laget bare er omtrent seks kilometer (3,7 mi).

I tillegg eksisterer det et hierarki av stressnivåer i de tre feiltypene. Skyvekraftsfeil genereres av det høyeste, slag-slip av middels, og normale feil av de laveste spenningsnivåene. Dette kan lett forstås ved å betrakte retningen til den største hovedspenningen, retningen til kraften som "dytter" bergmassen under forkastningen. Ved normale forkastninger presses bergmassen ned i vertikal retning, dermed er skyvekraften ( største hovedspenning) lik vekten av selve bergmassen. Ved skyving "unnslipper" bergmassen i retning av den minste hovedspenningen, nemlig oppover, og løfter bergmassen, og dermed blir overdekket lik den minste hovedspenningen. Strike-slip forkastning er mellomliggende mellom de to andre typene beskrevet ovenfor. Denne forskjellen i spenningsregime i de tre forkastningsmiljøene kan bidra til forskjeller i spenningsfall under forkastning, noe som bidrar til forskjeller i utstrålt energi, uavhengig av forkastningsdimensjoner.

Jordskjelv borte fra plategrensene

Sammenligning av jordskjelvene i 1985 og 2017 på Mexico City, Puebla og Michoacán/Guerrero

Der plategrenser oppstår innenfor den kontinentale litosfæren , er deformasjonen spredt over et mye større område enn selve plategrensen. Når det gjelder den kontinentale forkastningen av San Andreas , oppstår mange jordskjelv borte fra plategrensen og er relatert til tøyninger utviklet innenfor den bredere deformasjonssonen forårsaket av store uregelmessigheter i forkastningssporet (f.eks. "Big bend"-regionen). Northridge - jordskjelvet var assosiert med bevegelse på et blindstøt innenfor en slik sone. Et annet eksempel er den sterkt skrå konvergerende plategrensen mellom de arabiske og eurasiske platene der den går gjennom den nordvestlige delen av Zagrosfjellene . Deformasjonen knyttet til denne plategrensen er delt inn i nesten rene skyvefølingsbevegelser vinkelrett på grensen over en bred sone mot sørvest og nesten ren slag-slip-bevegelse langs den nylige hovedforkastningen nær selve plategrensen. Dette demonstreres av jordskjelvfokusmekanismer .

Alle tektoniske plater har indre spenningsfelt forårsaket av deres interaksjoner med naboplater og sedimentær lasting eller lossing (f.eks. deglasiasjon). Disse spenningene kan være tilstrekkelige til å forårsake svikt langs eksisterende forkastningsplan, som gir opphav til jordskjelv i platene.

Jordskjelv med grunt fokus og dypt fokus

Gran Hotel-bygningen kollapset i San Salvador - metropolen etter det grunne jordskjelvet i San Salvador i 1986

De fleste tektoniske jordskjelv har sin opprinnelse i ildringen på dyp som ikke overstiger titalls kilometer. Jordskjelv som forekommer på en dybde på mindre enn 70 km (43 mi) klassifiseres som jordskjelv med "grunne fokus", mens de med en brenndybde mellom 70 og 300 km (43 og 186 mi) ofte kalles "midtfokus" eller "mellom dype" jordskjelv. I subduksjonssoner , der eldre og kaldere havskorpe går ned under en annen tektonisk plate, kan jordskjelv med dyp fokus forekomme på mye større dyp (som varierer fra 300 til 700 km (190 til 430 mi)). Disse seismisk aktive subduksjonsområdene er kjent som Wadati – Benioff-soner . Dypfokuserte jordskjelv oppstår på et dyp hvor den subdukte litosfæren ikke lenger skal være sprø, på grunn av høy temperatur og høy trykk. En mulig mekanisme for generering av dypfokuserte jordskjelv er forkastning forårsaket av olivin som gjennomgår en faseovergang til en spinellstruktur .

Jordskjelv og vulkansk aktivitet

Jordskjelv oppstår ofte i vulkanske områder og er forårsaket der, både av tektoniske forkastninger og bevegelse av magma i vulkaner . Slike jordskjelv kan tjene som et tidlig varsel om vulkanutbrudd, som under 1980-utbruddet av Mount St. Helens . Jordskjelvsvermer kan tjene som markører for plasseringen av det flytende magmaet gjennom vulkanene. Disse svermene kan registreres av seismometre og tiltmetre (en enhet som måler bakkehellingen) og brukes som sensorer for å forutsi forestående eller kommende utbrudd.

Brudddynamikk

Et tektonisk jordskjelv begynner med et innledende brudd på et punkt på forkastningsoverflaten, en prosess kjent som kjernedannelse. Skalaen til kjernedannelsessonen er usikker, med noen bevis, for eksempel brudddimensjonene til de minste jordskjelvene, som antyder at den er mindre enn 100 m (330 fot), mens andre bevis, for eksempel en langsom komponent avslørt av lavfrekvente spektre av noen jordskjelv, tyder på at den er større. Muligheten for at kjernedannelsen involverer en form for forberedelsesprosess støttes av observasjonen at rundt 40 % av jordskjelvene er innledet av forskjelv. Når bruddet har startet, begynner det å forplante seg langs forkastningsoverflaten. Mekanikken i denne prosessen er dårlig forstått, delvis fordi det er vanskelig å gjenskape de høye glidehastighetene i et laboratorium. Effektene av sterk bakkebevegelse gjør det også svært vanskelig å registrere informasjon nær en kjernedannelsessone.

Rupturutbredelse er generelt modellert ved å bruke en bruddmekanisk tilnærming, som sammenligner bruddet med en forplantende blandet modus skjærsprekk. Bruddhastigheten er en funksjon av bruddenergien i volumet rundt sprekkspissen, økende med avtagende bruddenergi. Hastigheten til bruddutbredelsen er størrelsesordener raskere enn forskyvningshastigheten over forkastningen. Jordskjelvbrudd forplanter seg vanligvis med hastigheter som er i området 70–90 % av S-bølgehastigheten, som er uavhengig av jordskjelvets størrelse. En liten delmengde av jordskjelvbrudd ser ut til å ha forplantet seg med hastigheter høyere enn S-bølgehastigheten. Disse supershear-jordskjelvene har alle blitt observert under store streik-slip-hendelser. Den uvanlig brede sonen med koseismiske skader forårsaket av jordskjelvet i Kunlun i 2001 har blitt tilskrevet effektene av den soniske boomen utviklet i slike jordskjelv. Noen jordskjelvbrudd reiser med uvanlig lave hastigheter og omtales som sakte jordskjelv . En spesielt farlig form for sakte jordskjelv er tsunami-jordskjelvet , observert der de relativt lave føltintensitetene, forårsaket av den langsomme forplantningshastigheten til noen store jordskjelv, ikke klarer å varsle befolkningen på nabokysten, som i Sanriku-jordskjelvet i 1896 .

Koseismisk overtrykk og effekt av poretrykk

Under et jordskjelv kan det utvikles høye temperaturer ved forkastningsplanet, noe som øker poretrykket som følge av fordamping av grunnvannet som allerede finnes i bergarten. I den koseismiske fasen kan en slik økning i betydelig grad påvirke skliutviklingen og hastigheten, og i den postseismiske fasen kan den dessuten kontrollere etterskjelvsekvensen fordi poretrykksøkningen etter hovedhendelsen forplanter seg sakte inn i det omkringliggende sprekkenettverket. Fra synspunktet til Mohr-Coulomb styrketeori , reduserer en økning i væsketrykket den normale spenningen som virker på forkastningsplanet som holder den på plass, og væsker kan ha en smørende effekt. Ettersom termisk overtrykk kan gi positiv tilbakemelding mellom slipp og styrkefall ved forkastningsplanet, er en vanlig oppfatning at det kan øke ustabiliteten i forkastningsprosessen. Etter hovedsjokket forårsaker trykkgradienten mellom forkastningsplanet og nabofjellet en væskestrøm som øker poretrykket i de omkringliggende sprekkenettene; slik økning kan utløse nye forkastningsprosesser ved å reaktivere tilstøtende feil, noe som gir opphav til etterskjelv. Analogt kan kunstig poretrykkøkning, ved væskeinjeksjon i jordskorpen, indusere seismisitet .

Tidevannskrefter

Tidevann kan indusere noe seismisitet .

Jordskjelvklynger

De fleste jordskjelv utgjør en del av en sekvens, relatert til hverandre når det gjelder sted og tid. De fleste jordskjelvklynger består av små skjelvinger som forårsaker liten eller ingen skade, men det er en teori om at jordskjelv kan gjenta seg i et regelmessig mønster.

Etterskjelv

Størrelsen på jordskjelvene i Sentral-Italia i august og oktober 2016 og januar 2017 og etterskjelvene (som fortsatte å oppstå etter perioden vist her)

Et etterskjelv er et jordskjelv som oppstår etter et tidligere jordskjelv, hovedskjelvet. Raske endringer av spenning mellom bergarter, og spenningen fra det opprinnelige jordskjelvet er hovedårsakene til disse etterskjelvene, sammen med skorpen rundt det sprukkede forkastningsplanet når det tilpasser seg effektene av hovedsjokket. Et etterskjelv er i samme område som hovedsjokket, men alltid av mindre størrelse, men de kan fortsatt være kraftige nok til å forårsake enda mer skade på bygninger som allerede tidligere ble skadet fra det opprinnelige skjelvet. Hvis et etterskjelv er større enn hovedsjokket, blir etterskjelvet redesignet som hovedsjokket og det opprinnelige hovedsjokket redesignes som et forsjokk . Etterskjelv dannes når skorpen rundt det forskjøvede forkastningsplanet tilpasser seg effekten av hovedsjokket.

Jordskjelv svermer

Jordskjelvsvermer er sekvenser av jordskjelv som rammer et bestemt område i løpet av kort tid. De er forskjellige fra jordskjelv etterfulgt av en rekke etterskjelv av det faktum at ingen enkelt jordskjelv i sekvensen åpenbart er hovedsjokket, så ingen har en betydelig høyere styrke enn et annet. Et eksempel på en jordskjelvsverm er aktiviteten i Yellowstone nasjonalpark i 2004 . I august 2012 rystet en sverm av jordskjelv Imperial Valley i Sør -California, og viste den mest registrerte aktiviteten i området siden 1970-tallet.

Noen ganger oppstår en rekke jordskjelv i det som har blitt kalt en jordskjelvstorm , der jordskjelvene rammer en forkastning i klynger, hver utløst av risting eller spenningsomfordeling av de forrige jordskjelvene. I likhet med etterskjelv , men på tilstøtende forkastningssegmenter, oppstår disse stormene i løpet av årene, og noen av de senere jordskjelvene er like skadelige som de tidlige. Et slikt mønster ble observert i sekvensen av rundt et dusin jordskjelv som rammet den nord-anatoliske forkastningen i Tyrkia på 1900-tallet og har blitt antatt for eldre unormale klynger av store jordskjelv i Midtøsten.

Intensiteten av jordskjelv og omfanget av jordskjelv

Skjelving eller skjelving av jorden er et vanlig fenomen uten tvil kjent for mennesker fra de tidligste tider. Før utviklingen av sterke bevegelsesakselerometre som kan måle topp bakkehastighet og akselerasjon direkte, ble intensiteten av jordskjelvingen estimert basert på de observerte effektene, kategorisert på forskjellige seismiske intensitetsskalaer . Først i det siste århundre har kilden til slik risting blitt identifisert som brudd i jordskorpen, med intensiteten av risting på et hvilket som helst sted, ikke bare avhengig av de lokale grunnforholdene, men også av styrken eller omfanget av bruddet, og avstand.

Den første skalaen for måling av jordskjelvstørrelser ble utviklet av Charles F. Richter i 1935. Påfølgende skalaer (se seismiske størrelsesskalaer ) har beholdt et nøkkeltrekk, der hver enhet representerer en ti ganger forskjell i amplituden til bakkens risting og en 32 -foldig forskjell i energi. Etterfølgende skalaer justeres også til å ha omtrent samme numeriske verdi innenfor skalaens grenser.

Selv om massemediene ofte rapporterer jordskjelvstørrelser som "Richter magnitude" eller "Richter-skala", er standardpraksis av de fleste seismologiske myndigheter å uttrykke et jordskjelvs styrke på momentmagnitudeskalaen , som er basert på den faktiske energien som frigjøres av et jordskjelv.

Hyppighet av forekomst

Det er anslått at rundt 500 000 jordskjelv oppstår hvert år, som kan detekteres med gjeldende instrumentering. Rundt 100 000 av disse kan merkes. Mindre jordskjelv forekommer nesten konstant rundt om i verden på steder som California og Alaska i USA, så vel som i El Salvador, Mexico, Guatemala, Chile, Peru, Indonesia, Filippinene, Iran, Pakistan, Azorene i Portugal, Tyrkia, New York. Zealand, Hellas, Italia, India, Nepal og Japan. Større jordskjelv forekommer sjeldnere, forholdet er eksponentielt ; for eksempel forekommer omtrent ti ganger så mange jordskjelv større enn styrke 4 i en bestemt tidsperiode enn jordskjelv større enn magnitude 5. I (lav seismisitet) Storbritannia, for eksempel, har det blitt beregnet at gjennomsnittlige gjentakelser er: et jordskjelv på 3,7–4,6 hvert år, et jordskjelv på 4,7–5,5 hvert 10. år, og et jordskjelv på 5,6 eller større hvert 100. år. Dette er et eksempel på Gutenberg-Richter-loven .

Jordskjelvet og tsunamien i Messina tok så mange som 200 000 liv den 28. desember 1908 på Sicilia og Calabria .

Antall seismiske stasjoner har økt fra ca 350 i 1931 til mange tusen i dag. Som et resultat er det rapportert om mange flere jordskjelv enn tidligere, men dette er på grunn av den enorme forbedringen i instrumentering, snarere enn en økning i antall jordskjelv. United States Geological Survey anslår at det siden 1900 har vært et gjennomsnitt på 18 store jordskjelv (magnitude 7,0–7,9) og ett stort jordskjelv (magnitude 8,0 eller større) per år, og at dette gjennomsnittet har vært relativt stabilt. De siste årene har antallet store jordskjelv per år gått ned, selv om dette sannsynligvis er en statistisk svingning snarere enn en systematisk trend. Mer detaljert statistikk om størrelsen og frekvensen av jordskjelv er tilgjengelig fra United States Geological Survey (USGS). En nylig økning i antall store jordskjelv har blitt notert, som kan forklares med et syklisk mønster av perioder med intens tektonisk aktivitet, ispedd lengre perioder med lav intensitet. Nøyaktige registreringer av jordskjelv begynte imidlertid først på begynnelsen av 1900-tallet, så det er for tidlig å kategorisk slå fast at dette er tilfelle.

De fleste av verdens jordskjelv (90 % og 81 % av de største) finner sted i den 40 000 kilometer lange (25 000 mi), hesteskoformede sonen kalt det seismiske beltet rundt Stillehavet, kjent som Pacific Ring of Fire . som for det meste avgrenser Stillehavsplaten . Massive jordskjelv har en tendens til å forekomme langs andre plategrenser også, for eksempel langs Himalaya-fjellene .

Med den raske veksten av megabyer som Mexico City, Tokyo og Teheran i områder med høy seismisk risiko , advarer noen seismologer om at et enkelt skjelv kan kreve livet til opptil tre millioner mennesker.

Indusert seismisitet

Mens de fleste jordskjelv er forårsaket av bevegelse av jordens tektoniske plater , kan menneskelig aktivitet også produsere jordskjelv. Aktiviteter både over og under bakken kan endre påkjenningene og belastningene på jordskorpen, inkludert å bygge reservoarer, utvinne ressurser som kull eller olje, og injisere væsker under jorden for avfallshåndtering eller fracking . De fleste av disse jordskjelvene har små styrker. Jordskjelvet i Oklahoma i 2011 med styrke 5,7 antas å ha blitt forårsaket av å kaste avløpsvann fra oljeproduksjon i injeksjonsbrønner , og studier peker på statens oljeindustri som årsaken til andre jordskjelv i det siste århundret. En artikkel fra Columbia University antydet at jordskjelvet i Sichuan i 2008 med styrke 8,0 ble indusert av lasting fra Zipingpu-dammen , selv om koblingen ikke er endelig bevist.

Måling og lokalisering av jordskjelv

Instrumentskalaene som ble brukt til å beskrive størrelsen på et jordskjelv begynte med Richter-skalaen på 1930-tallet. Det er en relativt enkel måling av en hendelses amplitude, og bruken av den har blitt minimal i det 21. århundre. Seismiske bølger går gjennom jordens indre og kan registreres av seismometre på store avstander. Overflatebølgestørrelsen ble utviklet på 1950-tallet som et middel til å måle fjerntliggende jordskjelv og for å forbedre nøyaktigheten for større hendelser. Momentstørrelsesskalaen måler ikke bare amplituden til sjokket, men tar også hensyn til det seismiske momentet (totalt bruddareal, gjennomsnittlig glidning av forkastningen og stivheten til fjellet). Japans meteorologiske byrås seismiske intensitetsskala , Medvedev-Sponheuer-Karnik-skalaen og Mercalli - intensitetsskalaen er basert på de observerte effektene og er relatert til intensiteten av risting.

Hver skjelving produserer forskjellige typer seismiske bølger, som beveger seg gjennom stein med forskjellige hastigheter:

Forplantningshastigheten til de seismiske bølgene gjennom fast fjell varierer fra ca. 3 km/s (1,9 mi/s) opp til 13 km/s (8,1 mi/s), avhengig av tettheten og elastisiteten til mediet. I jordens indre går sjokk- eller P-bølgene mye raskere enn S-bølgene (ca. forhold 1,7:1). Forskjellene i reisetid fra episenteret til observatoriet er et mål på avstanden og kan brukes til å avbilde både kilder til skjelv og strukturer i jorden. Dybden til hyposenteret kan også beregnes grovt.

I den øvre skorpen beveger P-bølger seg i området 2–3 km (1,2–1,9 mi) per sekund (eller lavere) i jordsmonn og ukonsoliderte sedimenter, og øker til 3–6 km (1,9–3,7 mi) per sekund i fast stoff. stein. I den nedre skorpen reiser de med omtrent 6–7 km (3,7–4,3 mi) per sekund; hastigheten øker innenfor den dype mantelen til omtrent 13 km (8,1 mi) per sekund. Hastigheten til S-bølger varierer fra 2–3 km (1,2–1,9 mi) per sekund i lette sedimenter og 4–5 km (2,5–3,1 mi) per sekund i jordskorpen opp til 7 km (4,3 mi) per sekund i den dype mantelen. Som en konsekvens kommer de første bølgene av et fjernt jordskjelv til et observatorium via jordkappen.

I gjennomsnitt er kilometeravstanden til jordskjelvet antall sekunder mellom P- og S-bølgens tid 8 . Små avvik er forårsaket av inhomogeniteter i undergrunnsstrukturen. Ved slike analyser av seismogrammer ble jordens kjerne lokalisert i 1913 av Beno Gutenberg .

S-bølger og senere ankommende overflatebølger gjør mesteparten av skaden sammenlignet med P-bølger. P-bølger klemmer og utvider materialet i samme retning de beveger seg, mens S-bølger rister bakken opp og ned og frem og tilbake.

Jordskjelv er ikke bare kategorisert etter deres omfang, men også etter stedet der de oppstår. Verden er delt inn i 754 Flinn–Engdahl-regioner (FE-regioner), som er basert på politiske og geografiske grenser samt seismisk aktivitet. Mer aktive soner er delt inn i mindre FE-regioner, mens mindre aktive soner tilhører større FE-regioner.

Standard rapportering av jordskjelv inkluderer styrke , dato og klokkeslett for forekomsten, geografiske koordinater for episenteret , dybden av episenteret, geografisk region, avstander til befolkningssentre, usikkerhet om beliggenhet, flere parametere som er inkludert i USGS jordskjelvrapporter (antall stasjoner som rapporterer , antall observasjoner osv.), og en unik hendelses-ID.

Selv om relativt langsomme seismiske bølger tradisjonelt har blitt brukt til å oppdage jordskjelv, innså forskere i 2016 at gravitasjonsmålinger kunne gi øyeblikkelig deteksjon av jordskjelv, og bekreftet dette ved å analysere gravitasjonsregistreringer knyttet til Tohoku-Oki ("Fukushima") jordskjelvet i 2011.

Effekter av jordskjelv

Kobbergravering fra 1755 som viser Lisboa i ruiner og i flammer etter jordskjelvet i Lisboa i 1755 , som drepte anslagsvis 60 000 mennesker. En tsunami overvelder skipene i havnen.

Effektene av jordskjelv inkluderer, men er ikke begrenset til, følgende:

Risting og jordbrudd

Skadede bygninger i Port-au-Prince , Haiti , januar 2010.

Risting og grunnbrudd er hovedeffektene som skapes av jordskjelv, som hovedsakelig resulterer i mer eller mindre alvorlige skader på bygninger og andre stive strukturer. Alvorlighetsgraden av de lokale effektene avhenger av den komplekse kombinasjonen av jordskjelvets styrke , avstanden fra episenteret og de lokale geologiske og geomorfologiske forholdene, som kan forsterke eller redusere bølgeutbredelsen . Bakkeskjelvingen måles ved bakkeakselerasjon .

Spesifikke lokale geologiske, geomorfologiske og geostrukturelle trekk kan indusere høye nivåer av risting på bakkeoverflaten selv fra jordskjelv med lav intensitet. Denne effekten kalles sted eller lokal forsterkning. Det er hovedsakelig på grunn av overføringen av den seismiske bevegelsen fra hard dyp jord til myk overfladisk jord og effekter av seismisk energifokalisering på grunn av den typiske geometriske innstillingen av avsetningene.

Grunnbrudd er et synlig brudd og forskyvning av jordoverflaten langs sporet av forkastningen, som kan være i størrelsesorden flere meter ved store jordskjelv. Grunnbrudd er en stor risiko for store konstruksjonskonstruksjoner som demninger , broer og atomkraftverk og krever nøye kartlegging av eksisterende feil for å identifisere eventuelle feil som sannsynligvis vil bryte bakkeoverflaten i løpet av strukturens levetid.

Jordflytning

Jordflytendegjøring oppstår når vannmettet granulært materiale (som sand) på grunn av risting midlertidig mister sin styrke og forvandles fra et fast stoff til en væske. Jordflytning kan føre til at stive strukturer, som bygninger og broer, vipper eller synker ned i de flytende avsetningene. For eksempel, i jordskjelvet i Alaska i 1964 , førte flytende jord til mange bygninger til å synke ned i bakken, og til slutt kollapset over seg selv.

Menneskelige påvirkninger

Ruinene av Għajn Ħadid Tower , som kollapset i et jordskjelv i 1856

Et jordskjelv kan forårsake personskader og tap av menneskeliv, vei- og broskader, generell eiendomsskade og kollaps eller destabilisering (potensielt føre til fremtidig kollaps) av bygninger. Ettervirkningene kan føre til sykdom, mangel på grunnleggende nødvendigheter, mentale konsekvenser som panikkanfall, depresjon for overlevende og høyere forsikringspremier.

Jordskred

Jordskjelv kan produsere skråningsustabilitet som fører til jordskred, en stor geologisk fare. Det kan vedvare skredfare mens nødpersonell forsøker å redde.

Branner

Jordskjelv kan forårsake brann ved å skade elektriske kraft- eller gassledninger. Ved brudd på vannledningen og trykktap kan det også bli vanskelig å stoppe spredningen av brann når den har startet. For eksempel ble flere dødsfall i jordskjelvet i San Francisco i 1906 forårsaket av brann enn av selve jordskjelvet.

Flodbølge

Tsunamier er havbølger med lang bølgelengde og langvarige perioder som produseres av plutselige eller brå bevegelser av store vannvolumer - inkludert når et jordskjelv oppstår på havet . I det åpne hav kan avstanden mellom bølgetoppene overstige 100 kilometer (62 mi), og bølgeperiodene kan variere fra fem minutter til én time. Slike tsunamier reiser 600–800 kilometer i timen (373–497 miles per time), avhengig av vanndybden. Store bølger produsert av et jordskjelv eller et undersjøisk skred kan overkjøre nærliggende kystområder i løpet av minutter. Tsunamier kan også reise tusenvis av kilometer over åpent hav og skape ødeleggelser på fjerne kyster timer etter jordskjelvet som genererte dem.

Vanligvis forårsaker ikke subduksjonsjordskjelv under styrke 7,5 tsunamier, selv om noen tilfeller av dette er registrert. De fleste ødeleggende tsunamier er forårsaket av jordskjelv med styrke 7,5 eller mer.

Oversvømmelser

Oversvømmelser kan være sekundære effekter av jordskjelv hvis demninger blir skadet. Jordskjelv kan forårsake jordskred til å demme elver, som kollapser og forårsaker flom.

Terrenget nedenfor Sarez-sjøen i Tadsjikistan står i fare for katastrofale flom dersom jordskreddammen som ble dannet av jordskjelvet, kjent som Usoi Dam , skulle svikte under et fremtidig jordskjelv. Effektprognoser antyder at flommen kan påvirke omtrent 5 millioner mennesker.

Store jordskjelv

Jordskjelv (M6.0+) siden 1900 til 2017
Jordskjelv med styrke 8,0 og større fra 1900 til 2018. De tilsynelatende 3D-volumene til boblene er lineært proporsjonale med deres respektive dødsfall.

Et av de mest ødeleggende jordskjelvene i registrert historie var Shaanxi-jordskjelvet i 1556 , som skjedde 23. januar 1556 i Shaanxi , Kina. Mer enn 830 000 mennesker døde. De fleste husene i området var yaodonger — boliger skåret ut av løss -bakker — og mange ofre ble drept da disse strukturene kollapset. Jordskjelvet i Tangshan i 1976 , som drepte mellom 240 000 og 655 000 mennesker, var det dødeligste på 1900-tallet.

Det chilenske jordskjelvet i 1960 er det største jordskjelvet som har blitt målt på en seismograf, og nådde en styrke på 9,5 den 22. mai 1960. Episenteret var nær Cañete i Chile. Energien som ble frigjort var omtrent det dobbelte av det nest kraftigste jordskjelvet, langfredagsskjelvet (27. mars 1964), som var sentrert i Prince William Sound , Alaska. De ti største registrerte jordskjelvene har alle vært megatrust-jordskjelv ; Men av disse ti er det bare jordskjelvet i Indiahavet i 2004 som samtidig er et av de dødeligste jordskjelvene i historien.

Jordskjelv som forårsaket de største tapene av menneskeliv, selv om de var kraftige, var dødelige på grunn av deres nærhet til enten tett befolkede områder eller havet, hvor jordskjelv ofte skaper tsunamier som kan ødelegge samfunn tusenvis av kilometer unna. Regioner med størst risiko for store tap av menneskeliv inkluderer de der jordskjelv er relativt sjeldne, men kraftige, og fattige regioner med slappe, uhåndhevede eller ikke-eksisterende seismiske byggekoder.

Prediksjon

Jordskjelvprediksjon er en gren av vitenskapen om seismologi som er opptatt av spesifikasjonen av tid, plassering og størrelse på fremtidige jordskjelv innenfor angitte grenser. Det er utviklet mange metoder for å forutsi tid og sted for jordskjelv. Til tross for betydelig forskningsinnsats fra seismologer , kan vitenskapelig reproduserbare spådommer ennå ikke gjøres for en bestemt dag eller måned.

Prognoser

Mens varsling vanligvis anses å være en type spådom , er jordskjelvvarsling ofte differensiert fra jordskjelvprediksjon . Jordskjelvvarsling er opptatt av den sannsynlige vurderingen av generell jordskjelvfare, inkludert frekvensen og omfanget av skadelige jordskjelv i et gitt område over år eller tiår. For velforståtte feil kan sannsynligheten for at et segment kan briste i løpet av de neste tiårene estimeres.

Det er utviklet jordskjelvvarslingssystemer som kan gi regional varsling om et pågående jordskjelv, men før bakkeoverflaten har begynt å bevege seg, noe som potensielt lar mennesker innenfor systemets rekkevidde søke ly før jordskjelvets innvirkning merkes.

Beredskap

Målet med jordskjelvteknikk er å forutse virkningen av jordskjelv på bygninger og andre strukturer og å designe slike strukturer for å minimere risikoen for skade. Eksisterende strukturer kan modifiseres ved seismisk ettermontering for å forbedre deres motstand mot jordskjelv. Jordskjelvforsikring kan gi bygningseiere økonomisk beskyttelse mot tap som følge av jordskjelv. Beredskapsstrategier kan brukes av en regjering eller organisasjon for å redusere risikoer og forberede seg på konsekvenser.

Kunstig intelligens kan bidra til å vurdere bygninger og planlegge føre-var-operasjoner: Igor -ekspertsystemet er en del av et mobilt laboratorium som støtter prosedyrene som fører til seismisk vurdering av murbygninger og planlegging av ettermonteringsoperasjoner på dem. Det har blitt brukt med hell for å vurdere bygninger i Lisboa , Rhodos , Napoli .

Enkeltpersoner kan også ta beredskapstrinn som å sikre varmtvannsberedere og tunge gjenstander som kan skade noen, finne avstengninger for verktøy og bli informert om hva de skal gjøre når ristingen begynner. For områder nær store vannmasser omfatter jordskjelvberedskap muligheten for en tsunami forårsaket av et stort skjelv.

Historisk utsikt

Et bilde fra en bok fra 1557 som viser et jordskjelv i Italia på 400-tallet fvt

Fra levetiden til den greske filosofen Anaxagoras på 500-tallet f.Kr. til 1300-tallet e.Kr. ble jordskjelv vanligvis tilskrevet "luft (damp) i jordens hulrom." Thales of Miletus (625–547 f.Kr.) var den eneste dokumenterte personen som trodde at jordskjelv var forårsaket av spenning mellom jorden og vannet. Andre teorier eksisterte, inkludert den greske filosofen Anaxamines (585–526 fvt) tro på at korte skråningsepisoder med tørrhet og fuktighet forårsaket seismisk aktivitet. Den greske filosofen Demokritos (460–371 fvt) beskyldte vann generelt for jordskjelv. Plinius den eldre kalte jordskjelv "underjordiske tordenvær".

Nylige studier

I nyere studier hevder geologer at global oppvarming er en av årsakene til økt seismisk aktivitet. I følge disse studiene forstyrrer smeltende isbreer og stigende havnivå balansen i trykket på jordens tektoniske plater, og forårsaker dermed en økning i frekvensen og intensiteten av jordskjelv.

I kulturen

Mytologi og religion

I norrøn mytologi ble jordskjelv forklart som den voldsomme kampen til guden Loke . Da Loke, gud for ugagn og strid, myrdet Baldr , gud for skjønnhet og lys, ble han straffet ved å bli bundet i en hule med en giftig slange plassert over hodet hans som dryppende gift. Lokis kone Sigyn sto ved siden av ham med en bolle for å fange giften, men hver gang hun måtte tømme bollen, dryppet giften på Lokis ansikt, og tvang ham til å rykke hodet bort og slå mot båndene hans, noe som fikk jorden til å skjelve.

I gresk mytologi var Poseidon årsaken og guden til jordskjelv. Da han var i dårlig humør, slo han bakken med en trefork , og forårsaket jordskjelv og andre ulykker. Han brukte også jordskjelv for å straffe og påføre folk frykt som hevn.

I japansk mytologi er Namazu (鯰) en gigantisk steinbit som forårsaker jordskjelv. Namazu bor i gjørmen under jorden og blir voktet av guden Kashima som holder fisken tilbake med en stein. Når Kashima lar vakten falle, slår Namazu rundt og forårsaker voldsomme jordskjelv.

I populærkulturen

I moderne populærkultur er fremstillingen av jordskjelv formet av minnet om store byer som ble lagt øde, som Kobe i 1995 eller San Francisco i 1906 . Fiktive jordskjelv har en tendens til å ramme plutselig og uten forvarsel. Av denne grunn begynner historier om jordskjelv generelt med katastrofen og fokuserer på dens umiddelbare ettervirkninger, som i Short Walk to Daylight (1972), The Ragged Edge (1968) eller Aftershock: Earthquake in New York (1999). Et bemerkelsesverdig eksempel er Heinrich von Kleists klassiske novelle, Jordskjelvet i Chile , som beskriver ødeleggelsen av Santiago i 1647. Haruki Murakamis korte skjønnlitterære samling After the Quake skildrer konsekvensene av jordskjelvet i Kobe i 1995.

Det mest populære enkeltjordskjelvet i skjønnlitteratur er det hypotetiske "Big One" som forventes av Californias San Andreas Fault en dag, som avbildet i romanene Richter 10 (1996), Goodbye California (1977), 2012 (2009) og San Andreas (2015) blant andre verk. Jacob M. Appels vidt antologiserte novelle, A Comparative Seismology , inneholder en bedrager som overbeviser en eldre kvinne om at et apokalyptisk jordskjelv er nært forestående.

Samtidsskildringer av jordskjelv i film varierer i måten de reflekterer menneskets psykologiske reaksjoner på det faktiske traumet som kan påføres direkte rammede familier og deres kjære. Forskning om katastrofe mental helse understreker behovet for å være klar over de ulike rollene som tap av familie og viktige samfunnsmedlemmer, tap av hjem og kjente omgivelser, tap av essensielle forsyninger og tjenester for å opprettholde overlevelse. Spesielt for barn har den klare tilgjengeligheten av omsorgsfulle voksne som er i stand til å beskytte, gi næring og kle dem i etterkant av jordskjelvet, og for å hjelpe dem å forstå hva som har hendt dem, vist seg enda viktigere for deres følelsesmessige og fysiske helse enn bare å gi proviant. Som ble observert etter andre katastrofer som involverte ødeleggelse og tap av menneskeliv og deres medieskildringer, nylig observert i Haiti-jordskjelvet i 2010 , er det også viktig å ikke patologisere reaksjonene på tap og forskyvning eller forstyrrelse av statlig administrasjon og tjenester, men heller å validere disse reaksjonene, for å støtte konstruktiv problemløsning og refleksjon over hvordan man kan forbedre forholdene til de berørte.

Se også

Referanser

Kilder

Eksterne linker