Jordbävning - Earthquake

Del av en serie om
Jordbävningar
Typer Förschock Efterskalv Blind dragkraft Dublett Interplate Intraplate Megathrust Fjärrutlöst Långsam U-båt Supershear Tsunami Jordbävningssvärm
Orsaker Felrörelse Vulkanism Inducerad seismicitet
Egenskaper Epicentrum Hypocenter Skuggzon Seismiska vågor P våg S våg
Mått Seismometer Seismiska magnitudskalor Seismiska intensitetsskalor
Förutsägelse Samordningskommitté för jordbävningsprognoser Prognoser
Andra ämnen Skjuvvågsdelning Adams–Williamsons ekvation Flinn–Engdahlsregionerna Jordbävningsteknik Seismit Seismologi
Geovetenskapsportal Kategori Relaterade ämnen
v t e

En jordbävning (även känd som en skalv , darrning eller storm ) är skakningen av jordens yta till följd av ett plötsligt frigörande av energi i jordens litosfär som skapar seismiska vågor . Jordbävningar kan variera i storlek från de som är så svaga att de inte kan kännas till de som är våldsamma nog att driva upp föremål och människor i luften och orsaka förstörelse över hela städer. Seismiciteten , eller seismisk aktivitet , för ett område är frekvensen, typen och storleken av jordbävningar som upplevts under en tid. Ordet tremor används också för icke-jordbävningsseismiskt mullrande .

På jordens yta visar sig jordbävningar genom att skaka och förskjuta eller störa marken. När epicentrum för en stor jordbävning ligger utanför kusten kan havsbotten förskjutas tillräckligt mycket för att orsaka en tsunami . Jordbävningar kan också utlösa jordskred och ibland vulkanisk aktivitet.

I sin mest allmänna betydelse används ordet jordbävning för att beskriva alla seismiska händelser - vare sig de är naturliga eller orsakade av människor - som genererar seismiska vågor. Jordbävningar orsakas mestadels av bristningar av geologiska förkastningar men också av andra händelser som vulkanisk aktivitet, jordskred, minsprängningar och kärnvapenprov . En jordbävnings punkt för första brott kallas dess hypocenter eller fokus. Epicentrum är punkten på marknivå direkt ovanför hypocentrum.

Naturligt förekommande jordbävningar

Tektoniska jordbävningar inträffar var som helst på jorden där det finns tillräckligt med lagrad elastisk töjningsenergi för att driva sprickutbredning längs ett förkastningsplan . Ett fels sidor rör sig smidigt och aseismiskt förbi varandra endast om det inte finns några ojämnheter eller ojämnheter längs förkastningsytan som ökar friktionsmotståndet. De flesta felytor har sådana ojämnheter, vilket leder till en form av stick-slip-beteende . När väl felet har låst sig leder fortsatt relativ rörelse mellan plattorna till ökande spänning och därmed lagrad töjningsenergi i volymen runt felytan. Detta fortsätter tills spänningen har stigit tillräckligt för att bryta igenom asperiteten, vilket plötsligt tillåter glidning över den låsta delen av felet och frigör den lagrade energin . Denna energi frigörs som en kombination av utstrålade elastiska töjningsseismiska vågor , friktionsuppvärmning av förkastningsytan och sprickbildning i berget, vilket orsakar en jordbävning. Denna process av gradvis uppbyggnad av påfrestningar och stress som avbryts av enstaka plötsliga jordbävningsfel kallas för elastic-rebound-teorin . Det uppskattas att endast 10 procent eller mindre av en jordbävnings totala energi utstrålas som seismisk energi. Det mesta av jordbävningens energi används för att driva jordbävningens sprickbildning eller omvandlas till värme som genereras av friktion. Därför sänker jordbävningar jordens tillgängliga elastiska potentiella energi och höjer dess temperatur, även om dessa förändringar är försumbara jämfört med det ledande och konvektiva värmeflödet ut från jordens djupa inre.

Typer av jordbävningsfel

Det finns tre huvudtyper av fel, som alla kan orsaka en jordbävning mellan plattor : normal, omvänd (dragkraft) och slag-slip. Normal och omvänd förkastning är exempel på dip-slip, där förskjutningen längs förkastningen är i dipriktningen och där rörelse på dem involverar en vertikal komponent. Normala fel uppstår främst i områden där skorpan förlängs , såsom en divergerande gräns . Omvända fel uppstår i områden där skorpan förkortas , till exempel vid en konvergent gräns. Strike-slip förkastningar är branta strukturer där de två sidorna av förkastningen glider horisontellt förbi varandra; Transforma gränser är en speciell typ av strejkfel. Många jordbävningar orsakas av rörelse på förkastningar som har komponenter av både dip-slip och strike-slip; detta är känt som oblique slip.

Omvända förkastningar, särskilt de längs konvergenta plattgränser , är förknippade med de mest kraftfulla jordbävningarna, megathrust-jordbävningar , inklusive nästan alla de av magnituden 8 eller mer. Megathrust-jordbävningar är ansvariga för cirka 90 % av det totala seismiska momentet som släpps ut i världen. Slagförkastningar, särskilt kontinentala transformationer , kan ge stora jordbävningar upp till omkring magnitud 8. Jordbävningar associerade med normala förkastningar är i allmänhet mindre än magnitud 7. För varje enhetsökning i magnitud, finns det en ungefär trettiofaldig ökning av den energi som frigörs. Till exempel frigör en jordbävning med magnituden 6,0 ungefär 32 gånger mer energi än en jordbävning med magnituden 5,0 och en jordbävning med magnituden 7,0 frigör 1 000 gånger mer energi än en jordbävning med magnituden 5,0. En jordbävning med magnituden 8,6 frigör samma mängd energi som 10 000 atombomber som de som användes under andra världskriget .

Detta beror på att energin som frigörs vid en jordbävning, och därmed dess omfattning, är proportionell mot arean av förkastningen som brister och spänningen faller. Därför, ju längre längden är och ju bredare det förkastade området är, desto större blir den resulterande storleken. Den översta, spröda delen av jordskorpan, och de svala plattorna på de tektoniska plattorna som faller ner i den heta manteln, är de enda delarna av vår planet som kan lagra elastisk energi och frigöra den i förkastningsbrott. Stenar som är hetare än cirka 300 °C (572 °F) flyter som svar på stress; de spricker inte vid jordbävningar. De maximala observerade längderna av brott och kartlagda förkastningar (som kan gå sönder i ett enda brott) är cirka 1 000 km (620 mi). Exempel är jordbävningarna i Alaska (1957) , Chile (1960) och Sumatra (2004) , alla i subduktionszoner. Den längsta jordbävningen brister på förkastningar, som San Andreas -förkastningen ( 1857 , 1906 ), North Anatolian Fault i Turkiet ( 1939 ) och Denali -förkastningen i Alaska ( 2002 ), är ungefär hälften till en tredjedel så långa som längderna längs subduktionsplattans marginaler, och de längs normala förkastningar är ännu kortare.

Den viktigaste parametern som styr den maximala jordbävningsmagnituden på ett förkastning är dock inte den maximala tillgängliga längden, utan den tillgängliga bredden eftersom den senare varierar med en faktor 20. Längs konvergerande plåtmarginaler är brottplanets fallvinkel mycket grunt, vanligtvis cirka 10 grader. Således kan bredden på planet inom den översta spröda jordskorpan bli 50–100 km (31–62 mi) ( Japan, 2011 ; Alaska, 1964 ), vilket gör de mest kraftfulla jordbävningarna möjliga.

Slagförkastningar tenderar att vara orienterade nästan vertikalt, vilket resulterar i en ungefärlig bredd på 10 km (6,2 mi) inom den spröda skorpan. Jordbävningar med magnituder mycket större än 8 är alltså inte möjliga. Maximala magnituder längs många normala förkastningar är ännu mer begränsade eftersom många av dem är belägna längs spridningscentra, som på Island, där tjockleken på det spröda lagret bara är cirka sex kilometer (3,7 mi).

Dessutom finns det en hierarki av stressnivåer i de tre feltyperna. Drivkraftsfel genereras av de högsta, slag-slip av mellanliggande och normala fel av de lägsta spänningsnivåerna. Detta kan lätt förstås genom att beakta riktningen för den största huvudspänningen, riktningen för kraften som "trycker" bergmassan under förkastningen. Vid normala förkastningar trycks bergmassan ner i vertikal riktning, så att tryckkraften ( största huvudspänningen) är lika med vikten av själva bergmassan. Vid framstötning "flykter" bergmassan i riktning mot den minsta huvudspänningen, nämligen uppåt, lyfter bergmassan, och därmed blir överbelastningen lika med den minsta huvudspänningen. Strike-slip-fel är mellanliggande mellan de två andra typerna som beskrivs ovan. Denna skillnad i spänningsregim i de tre förkastningsmiljöerna kan bidra till skillnader i spänningsfall vid förkastning, vilket bidrar till skillnader i den utstrålade energin, oavsett förkastningsdimensioner.

Jordbävningar bort från plattgränser

Där plattgränser uppstår inom den kontinentala litosfären sprids deformationen ut över ett mycket större område än själva plattgränsen. När det gäller den kontinentala förkastningen av San Andreas , inträffar många jordbävningar bort från plattgränsen och är relaterade till spänningar som utvecklats inom den bredare deformationszonen som orsakas av stora oregelbundenheter i förkastningsspåret (t.ex. området "Big Bend"). Northridge -jordbävningen var förknippad med rörelse på ett blinddrag inom en sådan zon. Ett annat exempel är den starkt sneda konvergerande plattgränsen mellan de arabiska och eurasiska plattorna där den går genom den nordvästra delen av Zagrosbergen . Deformationen som är associerad med denna plåtgräns är uppdelad i nästan rena tryckavkänningsrörelser vinkelräta mot gränsen över en bred zon i sydväst och nästan rena slag-slip-rörelser längs det senaste huvudförkastningen nära själva plåtgränsen. Detta demonstreras av jordbävningsfokusmekanismer .

Alla tektoniska plattor har inre spänningsfält orsakade av deras interaktioner med angränsande plattor och sedimentär lastning eller lossning (t.ex. deglaciation). Dessa spänningar kan vara tillräckliga för att orsaka brott längs befintliga förkastningsplan, vilket ger upphov till jordbävningar inom plattan.

Jordbävningar med grunt och djupt fokus

Majoriteten av tektoniska jordbävningar har sitt ursprung i eldringen på djup som inte överstiger tiotals kilometer. Jordbävningar som inträffar på ett djup av mindre än 70 km (43 mi) klassificeras som jordbävningar med "grundt fokus", medan de med ett brännvidd mellan 70 och 300 km (43 och 186 mi) vanligtvis kallas "mittfokus" eller "mellandjupa" jordbävningar. I subduktionszoner , där äldre och kallare oceanisk skorpa sjunker under en annan tektonisk platta, kan djupfokuserade jordbävningar inträffa på mycket större djup (från 300 till 700 km (190 till 430 mi)). Dessa seismiskt aktiva subduktionsområden är kända som Wadati-Benioff-zoner . Djupfokuserade jordbävningar inträffar på ett djup där den subducerade litosfären inte längre bör vara spröd, på grund av den höga temperaturen och trycket. En möjlig mekanism för generering av djupfokuserade jordbävningar är förkastning orsakad av olivin som genomgår en fasövergång till en spinellstruktur .

Jordbävningar och vulkanisk aktivitet

Jordbävningar inträffar ofta i vulkaniska områden och orsakas där, både av tektoniska förkastningar och rörelsen av magma i vulkaner . Sådana jordbävningar kan fungera som en tidig varning för vulkanutbrott, som under 1980 års utbrott av Mount St. Helens . Jordbävningssvärmar kan fungera som markörer för platsen för den strömmande magman genom vulkanerna. Dessa svärmar kan registreras av seismometrar och tiltmätare (en enhet som mäter markens lutning) och användas som sensorer för att förutsäga förestående eller kommande utbrott.

Brottdynamik

En tektonisk jordbävning börjar med ett initialt brott vid en punkt på förkastningsytan, en process som kallas kärnbildning. Skalan av kärnbildningszonen är osäker, med vissa bevis, såsom bristningsdimensionerna för de minsta jordbävningarna, som tyder på att den är mindre än 100 m (330 fot) medan andra bevis, såsom en långsam komponent avslöjas av lågfrekventa spektra av vissa jordbävningar, tyder på att den är större. Möjligheten att kärnbildningen innebär någon form av förberedelseprocess stöds av observationen att cirka 40 % av jordbävningarna föregås av förskott. När bristningen väl har initierats börjar den fortplanta sig längs förkastningsytan. Mekaniken i denna process är dåligt förstådd, delvis för att det är svårt att återskapa de höga glidhastigheterna i ett laboratorium. Effekterna av starka markrörelser gör det också mycket svårt att registrera information nära en kärnbildningszon.

Rupturutbredning modelleras vanligtvis med användning av ett brottmekaniskt tillvägagångssätt, som liknar brottet med en fortplantande blandad skjuvspricka. Brotthastigheten är en funktion av sprickenergin i volymen runt sprickspetsen, som ökar med minskande sprickenergi. Hastigheten för brottutbredning är storleksordningar snabbare än förskjutningshastigheten över förkastningen. Jordbävningsbrott sprider sig vanligtvis med hastigheter som ligger i intervallet 70–90 % av S-vågens hastighet, vilket är oberoende av jordbävningens storlek. En liten delmängd av jordbävningsbrott verkar ha fortplantat sig med hastigheter högre än S-vågens hastighet. Dessa superskjuvningsjordbävningar har alla observerats under stora strejk-slip-händelser. Den ovanligt breda zonen av koseismiska skador orsakade av jordbävningen i Kunlun 2001 har tillskrivits effekterna av den ljudboom som utvecklades i sådana jordbävningar. Vissa jordbävningsbrott färdas med ovanligt låga hastigheter och kallas långsamma jordbävningar . En särskilt farlig form av långsam jordbävning är tsunamin , som observerades där de relativt låga intensiteterna, orsakade av den långsamma utbredningshastigheten för några stora jordbävningar, misslyckas med att varna befolkningen vid den närliggande kusten, som i jordbävningen i Sanriku 1896 .

Koseismisk övertryck och effekt av portryck

Under en jordbävning kan höga temperaturer utvecklas vid förkastningsplanet, vilket ökar portrycket till följd av förångning av det grundvatten som redan finns i berget. I den koseismiska fasen kan en sådan ökning avsevärt påverka glidutvecklingen och hastigheten och dessutom kan den i den postseismiska fasen styra efterskalvsekvensen eftersom portrycksökningen efter huvudhändelsen långsamt fortplantar sig in i det omgivande spricknätet. Ur Mohr-Coulombs hållfasthetsteorin , minskar en ökning av vätsketrycket den normala spänningen som verkar på förkastningsplanet som håller den på plats, och vätskor kan utöva en smörjande effekt. Eftersom termisk övertryck kan ge positiv återkoppling mellan slirning och hållfasthetsfall vid förkastningsplanet, är en vanlig åsikt att det kan förbättra instabiliteten i förkastningsprocessen. Efter huvudchocken orsakar tryckgradienten mellan förkastningsplanet och det angränsande berget ett vätskeflöde som ökar portrycket i de omgivande spricknäten; sådan ökning kan utlösa nya felprocesser genom att återaktivera närliggande fel, vilket ger upphov till efterskalv. Analogt kan artificiell portrycksökning, genom vätskeinjektion i jordskorpan, inducera seismicitet .

Tidvattenkrafter

Tidvatten kan inducera viss seismicitet .

Jordbävningskluster

De flesta jordbävningar utgör en del av en sekvens, relaterade till varandra vad gäller plats och tid. De flesta jordbävningskluster består av små skakningar som orsakar liten eller ingen skada, men det finns en teori om att jordbävningar kan återkomma i ett regelbundet mönster.

Efterskalv

Ett efterskalv är en jordbävning som inträffar efter en tidigare jordbävning, storskalv. Snabba förändringar av spänningar mellan stenar och spänningen från den ursprungliga jordbävningen är de främsta orsakerna till dessa efterskalv, tillsammans med skorpan runt det brustna förkastningsplanet när det anpassar sig till effekterna av huvudchocken . Ett efterskalv är i samma region som huvudchocken men alltid av mindre storlek, men de kan fortfarande vara tillräckligt kraftfulla för att orsaka ännu mer skada på byggnader som redan tidigare skadades från det ursprungliga skalvet. Om ett efterskalv är större än huvudschocket, omdesignas efterskalvet till huvudschock och den ursprungliga huvudschocket omdesignas till ett förschock . Efterskalv bildas när jordskorpan runt det förskjutna förkastningsplanet anpassar sig till effekterna av huvudchocken.

Jordbävningssvärmar

Jordbävningssvärmar är sekvenser av jordbävningar som slår till i ett specifikt område inom en kort period. De skiljer sig från jordbävningar följt av en serie efterskalv av det faktum att ingen enskild jordbävning i sekvensen uppenbarligen är huvudchocken, så ingen har en anmärkningsvärd högre magnitud än en annan. Ett exempel på en jordbävningssvärm är aktiviteten 2004 i Yellowstone National Park . I augusti 2012 skakade en svärm av jordbävningar Imperial Valley i södra Kalifornien , vilket visade den mest registrerade aktiviteten i området sedan 1970-talet.

Ibland inträffar en serie jordbävningar i vad som har kallats en jordbävningsstorm , där jordbävningarna slår ett fel i kluster, var och en utlöst av skakningar eller omfördelning av spänningar från de tidigare jordbävningarna. Liknande efterskalv men på intilliggande förkastningssegment inträffar dessa stormar under loppet av år, och med några av de senare jordbävningarna lika skadliga som de tidiga. Ett sådant mönster observerades i sekvensen av ungefär ett dussin jordbävningar som drabbade den nordanatoliska förkastningen i Turkiet på 1900-talet och har antagits för äldre anomala kluster av stora jordbävningar i Mellanöstern.

Intensiteten av jordbävningar och magnituden av jordbävningar

Jordskakningar eller skakningar på jorden är ett vanligt fenomen som otvivelaktigt är känt för människor från de tidigaste tiderna. Innan utvecklingen av accelerometrar med stark rörelse som kan mäta toppmarkhastighet och acceleration direkt, uppskattades intensiteten av jordskakningen baserat på de observerade effekterna, kategoriserade på olika seismiska intensitetsskalor . Först under det senaste århundradet har källan till sådan skakning identifierats som bristningar i jordskorpan, med intensiteten av skakningar på vilken plats som helst beroende inte bara på de lokala markförhållandena utan också på brottets styrka eller omfattning , och på dess distans.

Den första skalan för att mäta jordbävningsstorlekar utvecklades av Charles F. Richter 1935. Efterföljande skalor (se seismiska magnitudskalor ) har behållit en nyckelfunktion, där varje enhet representerar en tiofaldig skillnad i amplituden för markens skakningar och en 32 -faldig skillnad i energi. Efterföljande skalor justeras också för att ha ungefär samma numeriska värde inom skalans gränser.

Även om massmedia vanligtvis rapporterar jordbävningsstorlekar som "Richter magnitud" eller "Richter-skala", är standardpraxis av de flesta seismologiska myndigheter att uttrycka en jordbävnings styrka på momentmagnitudskalan , som är baserad på den faktiska energi som frigörs av en jordbävning.

Förekomstens frekvens

Det uppskattas att cirka 500 000 jordbävningar inträffar varje år, som kan upptäckas med nuvarande instrumentering. Cirka 100 000 av dessa kan kännas. Mindre jordbävningar inträffar nästan konstant runt om i världen på platser som Kalifornien och Alaska i USA, såväl som i El Salvador, Mexiko, Guatemala, Chile, Peru, Indonesien, Filippinerna, Iran, Pakistan, Azorerna i Portugal, Turkiet, New York. Zeeland, Grekland, Italien, Indien, Nepal och Japan. Större jordbävningar inträffar mer sällan, förhållandet är exponentiellt ; till exempel inträffar ungefär tio gånger så många jordbävningar större än magnitud 4 under en viss tidsperiod än jordbävningar större än magnitud 5. I Storbritannien (låg seismicitet) har man till exempel beräknat att de genomsnittliga återfallen är: en jordbävning på 3,7–4,6 varje år, en jordbävning på 4,7–5,5 vart tionde år och en jordbävning på 5,6 eller mer vart 100:e år. Detta är ett exempel på Gutenberg–Richter-lagen .

Antalet seismiska stationer har ökat från cirka 350 1931 till många tusen idag. Som ett resultat rapporteras många fler jordbävningar än tidigare, men detta beror på den enorma förbättringen av instrumenteringen, snarare än en ökning av antalet jordbävningar. United States Geological Survey uppskattar att det sedan 1900 har förekommit i genomsnitt 18 stora jordbävningar (magnitud 7,0–7,9) och en stor jordbävning (magnitud 8,0 eller mer) per år, och att detta genomsnitt har varit relativt stabilt. De senaste åren har antalet större jordbävningar per år minskat, även om detta troligen är en statistisk fluktuation snarare än en systematisk trend. Mer detaljerad statistik om storleken och frekvensen av jordbävningar finns tillgänglig från United States Geological Survey (USGS). En ny ökning av antalet större jordbävningar har noterats, vilket kan förklaras av ett cykliskt mönster av perioder av intensiv tektonisk aktivitet, varvat med längre perioder med låg intensitet. Men exakta registreringar av jordbävningar började först i början av 1900-talet, så det är för tidigt att kategoriskt slå fast att så är fallet.

De flesta av världens jordbävningar (90 % och 81 % av de största) äger rum i den 40 000 kilometer långa (25 000 mi), hästskoformade zonen som kallas det seismiska bältet runt Stillahavsområdet, känt som Stillahavsringen . som för det mesta avgränsar Stillahavsplattan . Massiva jordbävningar tenderar att inträffa längs andra plattgränser också, som längs Himalayabergen .

Med den snabba tillväxten av megastäder som Mexico City, Tokyo och Teheran i områden med hög seismisk risk , varnar vissa seismologer för att ett enda skalv kan kräva upp till tre miljoner människors liv.

Inducerad seismicitet

Medan de flesta jordbävningar orsakas av rörelser av jordens tektoniska plattor , kan mänsklig aktivitet också orsaka jordbävningar. Aktiviteter både ovan och under marken kan förändra spänningarna och påfrestningarna på skorpan, inklusive att bygga reservoarer, utvinna resurser som kol eller olja och injicera vätskor under jord för avfallshantering eller fracking . De flesta av dessa jordbävningar har små magnituder. Jordbävningen i Oklahoma 2011 med magnituden 5,7 tros ha orsakats av att avloppsvatten från oljeproduktion slängdes i injektionsbrunnar , och studier pekar på statens oljeindustri som orsaken till andra jordbävningar under det senaste århundradet. En Columbia University -tidning föreslog att jordbävningen i Sichuan 2008 med magnituden 8,0 orsakades av lastning från Zipingpu-dammen , även om kopplingen inte har bevisats.

Mätning och lokalisering av jordbävningar

Instrumentskalorna som användes för att beskriva storleken på en jordbävning började med Richterskalan på 1930-talet. Det är ett relativt enkelt mått på en händelses amplitud, och dess användning har blivit minimal under 2000-talet. Seismiska vågor färdas genom jordens inre och kan registreras av seismometrar på stora avstånd. Ytvågens storlek utvecklades på 1950-talet som ett sätt att mäta avlägsna jordbävningar och för att förbättra noggrannheten för större händelser. Momentmagnitudskalan mäter inte bara stötens amplitud utan tar också hänsyn till det seismiska momentet (total brottarea, medelglidning av förkastningen och bergets styvhet). Japan Meteorological Agencys seismiska intensitetsskala , Medvedev-Sponheuer-Karnik-skalan och Mercalli-intensitetsskalan är baserade på de observerade effekterna och är relaterade till skakningsintensiteten.

Varje tremor producerar olika typer av seismiska vågor, som färdas genom berg med olika hastigheter:

• Longitudinella P-vågor (chock- eller tryckvågor)
• Tvärgående S-vågor (båda kroppsvågor)
• Ytvågor – ( Rayleigh och Love waves)

Utbredningshastigheten för de seismiska vågorna genom fast berg varierar från ca. 3 km/s (1,9 mi/s) upp till 13 km/s (8,1 mi/s), beroende på mediets densitet och elasticitet . I jordens inre färdas stöt- eller P-vågorna mycket snabbare än S-vågorna (ca relation 1,7:1). Skillnaderna i restid från epicentrum till observatoriet är ett mått på avståndet och kan användas för att avbilda både källor till skalv och strukturer inom jorden. Dessutom kan djupet på hypocentret beräknas grovt.

I den övre skorpan färdas P-vågor i intervallet 2–3 km (1,2–1,9 mi) per sekund (eller lägre) i jordar och okonsoliderade sediment, och ökar till 3–6 km (1,9–3,7 mi) per sekund i fast form sten. I den nedre skorpan färdas de med cirka 6–7 km (3,7–4,3 mi) per sekund; hastigheten ökar inom den djupa manteln till cirka 13 km (8,1 mi) per sekund. Hastigheten för S-vågor varierar från 2–3 km (1,2–1,9 mi) per sekund i lätta sediment och 4–5 km (2,5–3,1 mi) per sekund i jordskorpan upp till 7 km (4,3 mi) per sekund i den djupa manteln. Som en konsekvens kommer de första vågorna av en avlägsen jordbävning till ett observatorium via jordens mantel.

I genomsnitt är kilometeravståndet till jordbävningen antalet sekunder mellan P- och S-vågen gånger 8 . Små avvikelser orsakas av inhomogeniteter i strukturen under ytan. Genom sådana analyser av seismogram lokaliserades jordens kärna 1913 av Beno Gutenberg .

S-vågor och senare ankommande ytvågor gör det mesta av skadan jämfört med P-vågor. P-vågor klämmer och expanderar materialet i samma riktning som de färdas, medan S-vågor skakar marken upp och ner och fram och tillbaka.

Jordbävningar kategoriseras inte bara efter deras omfattning utan också efter den plats där de inträffar. Världen är indelad i 754 Flinn–Engdahl-regioner (FE-regioner), som är baserade på politiska och geografiska gränser samt seismisk aktivitet. Mer aktiva zoner är uppdelade i mindre FE-regioner medan mindre aktiva zoner tillhör större FE-regioner.

Standardrapportering av jordbävningar inkluderar dess magnitud , datum och tid för händelsen, geografiska koordinater för dess epicentrum , epicentrums djup, geografisk region, avstånd till befolkningscentra, platsosäkerhet, flera parametrar som ingår i USGS jordbävningsrapporter (antal stationer som rapporterar , antal observationer, etc.), och ett unikt händelse-ID.

Även om relativt långsamma seismiska vågor traditionellt har använts för att upptäcka jordbävningar, insåg forskare 2016 att gravitationsmätningar kunde ge omedelbar detektering av jordbävningar, och bekräftade detta genom att analysera gravitationsrekord associerade med jordbävningen i Tohoku-Oki ("Fukushima") 2011.

Effekter av jordbävningar

Effekterna av jordbävningar inkluderar, men är inte begränsade till, följande:

Skakningar och jordbrott

Skakningar och markbrott är de huvudsakliga effekterna som skapas av jordbävningar, som främst leder till mer eller mindre allvarliga skador på byggnader och andra stela strukturer. Allvarligheten av de lokala effekterna beror på den komplexa kombinationen av jordbävningens magnitud , avståndet från epicentret och de lokala geologiska och geomorfologiska förhållandena, som kan förstärka eller minska vågutbredningen . Markskakningen mäts genom markacceleration .

Specifika lokala geologiska, geomorfologiska och geostrukturella egenskaper kan inducera höga nivåer av skakning på markytan även från lågintensiva jordbävningar. Denna effekt kallas plats- eller lokalförstärkning. Det beror främst på överföringen av den seismiska rörelsen från hårda djupa jordar till mjuka ytliga jordar och effekter av seismisk energifokalisering på grund av den typiska geometriska inställningen av avlagringarna.

Markbrott är ett synligt brott och förskjutning av jordens yta längs spåret av förkastningen, vilket kan vara i storleksordningen flera meter vid stora jordbävningar. Markbrott är en stor risk för stora tekniska strukturer som dammar , broar och kärnkraftverk och kräver noggrann kartläggning av befintliga förkastningar för att identifiera eventuella fel som sannolikt kommer att bryta markytan under strukturens livslängd.

Jordflyttning

Jordflytande uppstår när vattenmättat granulärt material (som sand) på grund av skakningen tillfälligt förlorar sin styrka och förvandlas från fast till vätska. Förvätskning av jorden kan göra att stela strukturer, som byggnader och broar, lutar eller sjunker in i de flytande avlagringarna. Till exempel, i jordbävningen i Alaska 1964 , orsakade flytande jordmån många byggnader att sjunka ner i marken och så småningom kollapsade över sig själva.

Mänsklig påverkan

En jordbävning kan orsaka personskador och förlust av människoliv, väg- och broskador, allmänna egendomsskador och kollaps eller destabilisering (potentiellt leda till framtida kollaps) av byggnader. Efterdyningarna kan medföra sjukdomar, brist på grundläggande förnödenheter, mentala konsekvenser som panikattacker, depression för överlevande och högre försäkringspremier.

Jordskred

Jordbävningar kan orsaka instabilitet i sluttningarna som leder till jordskred, en stor geologisk fara. Risk för jordskred kan kvarstå medan räddningspersonal försöker rädda.

Bränder

Jordbävningar kan orsaka bränder genom att skada el- eller gasledningar. Vid vattenledningsbrott och tryckbortfall kan det också bli svårt att stoppa spridningen av en brand när den väl har börjat. Till exempel orsakades fler dödsfall i jordbävningen i San Francisco 1906 av brand än av själva jordbävningen.

Tsunami

Tsunamis är långvågiga, långa havsvågor som produceras av plötsliga eller abrupta rörelser av stora vattenvolymer – inklusive när en jordbävning inträffar till havs . I det öppna havet kan avståndet mellan vågtopparna överstiga 100 kilometer (62 mi), och vågperioderna kan variera från fem minuter till en timme. Sådana tsunamier färdas 600–800 kilometer i timmen (373–497 miles per timme), beroende på vattendjupet. Stora vågor som produceras av en jordbävning eller ett undervattensskred kan överskrida närliggande kustområden på några minuter. Tsunamis kan också resa tusentals kilometer över öppet hav och orsaka förstörelse på avlägsna stränder timmar efter jordbävningen som genererade dem.

Vanligtvis orsakar subduktionsjordbävningar under magnituden 7,5 inte tsunamier, även om vissa fall av detta har registrerats. De flesta destruktiva tsunamis orsakas av jordbävningar av magnituden 7,5 eller mer.

Översvämningar

Översvämningar kan vara sekundära effekter av jordbävningar, om dammar skadas. Jordbävningar kan orsaka jordskred för att dämma floder, som kollapsar och orsakar översvämningar.

Terrängen nedanför Sarez-sjön i Tadzjikistan är i fara för katastrofala översvämningar om jordskreddammen som bildades av jordbävningen, känd som Usoi Dam , skulle misslyckas under en framtida jordbävning. Effektprognoser tyder på att översvämningen kan påverka ungefär 5 miljoner människor.

Stora jordbävningar

En av de mest förödande jordbävningarna i historien var jordbävningen i Shaanxi 1556 , som inträffade den 23 januari 1556 i Shaanxi , Kina. Mer än 830 000 människor dog. De flesta husen i området var yaodongs – bostäder uthuggna i lössbackar – och många offer dödades när dessa strukturer kollapsade. Jordbävningen i Tangshan 1976 , som dödade mellan 240 000 och 655 000 människor, var den dödligaste på 1900-talet.

Den chilenska jordbävningen 1960 är den största jordbävningen som har uppmätts på en seismograf och nådde 9,5 magnitud den 22 maj 1960. Dess epicentrum låg nära Cañete, Chile. Energin som frigjordes var ungefär dubbelt så stor som den näst kraftigaste jordbävningen, långfredagens jordbävning (27 mars 1964), som var centrerad i Prince William Sound , Alaska. De tio största registrerade jordbävningarna har alla varit megathrust-jordbävningar ; Men av dessa tio är det bara jordbävningen i Indiska oceanen 2004 som samtidigt är en av de dödligaste jordbävningarna i historien.

Jordbävningar som orsakade de största förlusterna av människoliv, även om de var kraftfulla, var dödliga på grund av deras närhet till antingen tätbefolkade områden eller havet, där jordbävningar ofta skapar tsunamier som kan ödelägga samhällen tusentals kilometer bort. Regioner med störst risk för stora förluster av människoliv inkluderar de där jordbävningar är relativt sällsynta men kraftfulla och fattiga regioner med slappa, otillämpade eller obefintliga seismiska byggnadskoder.

Förutsägelse

Jordbävningsförutsägelse är en gren av vetenskapen om seismologi som handlar om specifikationen av tid, plats och magnitud för framtida jordbävningar inom angivna gränser. Många metoder har utvecklats för att förutsäga tid och plats då jordbävningar kommer att inträffa. Trots betydande forskningsansträngningar från seismologer kan vetenskapligt reproducerbara förutsägelser ännu inte göras för en specifik dag eller månad.

Prognoser

Medan prognoser vanligtvis anses vara en typ av förutsägelser , skiljer man ofta jordbävningsprognoser från jordbävningsprognoser . Jordbävningsprognoser handlar om den probabilistiska bedömningen av allmän jordbävningsrisk, inklusive frekvensen och omfattningen av skadliga jordbävningar i ett givet område över år eller decennier. För välkända fel kan sannolikheten för att ett segment kan brista under de närmaste decennierna uppskattas.

Jordbävningsvarningssystem har utvecklats som kan ge regionala meddelanden om en pågående jordbävning, men innan markytan har börjat röra sig, vilket potentiellt tillåter människor inom systemets räckvidd att söka skydd innan jordbävningens påverkan känns.

Beredskap

Syftet med jordbävningsteknik är att förutse effekterna av jordbävningar på byggnader och andra strukturer och att utforma sådana strukturer för att minimera risken för skador. Befintliga strukturer kan modifieras genom seismisk eftermontering för att förbättra deras motståndskraft mot jordbävningar. Jordbävningsförsäkring kan ge fastighetsägare ekonomiskt skydd mot förluster till följd av jordbävningar. Krishanteringsstrategier kan användas av en regering eller organisation för att minska risker och förbereda sig för konsekvenser.

Artificiell intelligens kan hjälpa till att bedöma byggnader och planera försiktighetsåtgärder: Igors expertsystem är en del av ett mobilt laboratorium som stödjer de procedurer som leder till seismisk bedömning av murbyggnader och planeringen av eftermonteringsoperationer på dem. Det har framgångsrikt använts för att bedöma byggnader i Lissabon , Rhodos , Neapel .

Individer kan också vidta beredskapsåtgärder som att säkra varmvattenberedare och tunga föremål som kan skada någon, hitta avstängningar för verktyg och bli utbildade om vad de ska göra när skakningarna börjar. För områden nära stora vattendrag omfattar jordbävningsberedskapen möjligheten av en tsunami orsakad av ett stort skalv.

Historiska vyer

Från den grekiske filosofen Anaxagoras livstid på 500-talet f.Kr. till 1300-talet e.Kr. tillskrevs jordbävningar vanligtvis "luft (ångor) i jordens håligheter". Thales of Miletus (625–547 fvt) var den enda dokumenterade personen som trodde att jordbävningar orsakades av spänningar mellan jorden och vattnet. Andra teorier fanns, inklusive den grekiske filosofen Anaxamines (585–526 f.Kr.) övertygelser om att korta lutningsepisoder av torrhet och väta orsakade seismisk aktivitet. Den grekiske filosofen Demokritos (460–371 fvt) anklagade vatten i allmänhet för jordbävningar. Plinius den äldre kallade jordbävningar för "underjordiska åskväder".

Nyliga studier

I nyare studier hävdar geologer att den globala uppvärmningen är en av orsakerna till ökad seismisk aktivitet. Enligt dessa studier stör smältande glaciärer och stigande havsnivåer tryckbalansen på jordens tektoniska plattor, vilket orsakar en ökning av frekvensen och intensiteten av jordbävningar.

I kulturen

Mytologi och religion

I den nordiska mytologin förklarades jordbävningar som guden Lokis våldsamma kamp . När Loke, ofogets och stridens gud, mördade Baldr , skönhetens och ljusets gud, straffades han genom att bli bunden i en grotta med en giftig orm placerad ovanför hans huvud som droppade gift. Lokis hustru Sigyn stod bredvid honom med en skål för att fånga giftet, men varje gång hon var tvungen att tömma skålen droppade giftet på Lokis ansikte, vilket tvingade honom att rycka bort huvudet och slå mot hans band, vilket fick jorden att darra.

I grekisk mytologi var Poseidon orsaken och guden till jordbävningar. När han var på dåligt humör, slog han marken med en treudd , vilket orsakade jordbävningar och andra olyckor. Han använde också jordbävningar för att straffa och tillfoga människor rädsla som hämnd.

I japansk mytologi är Namazu (鯰) en gigantisk havskatt som orsakar jordbävningar. Namazu bor i leran under jorden och bevakas av guden Kashima som håller tillbaka fisken med en sten. När Kashima låter sin vakt falla, går Namazu omkring och orsakar våldsamma jordbävningar.

I populärkulturen

I modern populärkultur formas skildringen av jordbävningar av minnet av stora städer som ödelades, som Kobe 1995 eller San Francisco 1906 . Fiktiva jordbävningar tenderar att drabba plötsligt och utan förvarning. Av denna anledning börjar berättelser om jordbävningar i allmänhet med katastrofen och fokuserar på dess omedelbara efterdyningar, som i Short Walk to Daylight (1972), The Ragged Edge (1968) eller Aftershock: Earthquake in New York (1999). Ett anmärkningsvärt exempel är Heinrich von Kleists klassiska novell, Jordbävningen i Chile , som beskriver förstörelsen av Santiago 1647. Haruki Murakamis korta skönlitterära samling After the Quake skildrar konsekvenserna av jordbävningen i Kobe 1995.

Den mest populära enskilda jordbävningen inom fiktion är den hypotetiska "Big One" som förväntas av Kaliforniens San Andreas Fault en dag, som skildras i romanerna Richter 10 (1996), Goodbye California (1977), 2012 (2009) och San Andreas (2015) bland andra verk. Jacob M. Appels brett antologiserade novell, A Comparative Seismology , visar en bedragare som övertygar en äldre kvinna om att en apokalyptisk jordbävning är nära förestående.

Samtida skildringar av jordbävningar i film är varierande i det sätt på vilket de speglar mänskliga psykologiska reaktioner på det faktiska trauma som kan orsakas direkt drabbade familjer och deras nära och kära. Forskning om mental hälsa vid katastrofer betonar behovet av att vara medveten om de olika rollerna för förlust av familj och nyckelmedlemmar i samhället, förlust av hem och bekanta omgivningar, förlust av nödvändiga förnödenheter och tjänster för att upprätthålla överlevnad. Särskilt för barn har den tydliga tillgången på vårdande vuxna som kan skydda, ge näring och klä dem i efterdyningarna av jordbävningen och för att hjälpa dem att förstå vad som har drabbat dem visat sig vara ännu viktigare för deras känslomässiga och fysiska hälsa än att bara ge proviant. Som observerades efter andra katastrofer som involverade förstörelse och förlust av människoliv och deras medieskildringar, som nyligen observerades i jordbävningen i Haiti 2010 , är det också viktigt att inte patologisera reaktionerna på förlust och förskjutning eller störningar av statlig administration och tjänster, utan snarare att validera dessa reaktioner, för att stödja konstruktiv problemlösning och reflektion över hur man kan förbättra villkoren för de drabbade.

Se även

•  Geovetenskap portal
• Asteroseismologi  – Studie av svängningar i stjärnor
• Helioseismologi
• Europeiskt-Medelhavsseismologiskt centrum
• Injektionsinducerade jordbävningar
• IRIS-konsortiet
• Listor över jordbävningar  – Listor över jordbävningar
• Marsquake
• Skalv (naturfenomen)  – Ytskakning på interstellära kroppar i allmänhet
• Seismit  – Sediment/struktur skakas seismiskt
• Seismological Society of America
• Seismotektonik
• Typer av jordbävningar  – Wikipedia-lista
• Vertikal förskjutning

Referenser

Källor

externa länkar

Bibliotekets resurser om jordbävningar

Online böcker Resurser i ditt bibliotek Resurser på andra bibliotek

• Earthquake Hazards Program från US Geological Survey
• IRIS Seismic Monitor – IRIS Consortium
• Open Directory – Jordbävningar arkiverade 2007-08-23 på Wayback Machine
• Världsjordbävningskartan fångar varje mullret sedan 1898 – Mother Nature Network (MNN) (29 juni 2012)
• NIEHS Earthquake Response Training Tool: Skydda dig själv när du svarar på jordbävningar
• CDC – NIOSH Earthquake Cleanup and Response Resources
• Islands meteorologiska kontors webbplats Visar aktuell seismisk och vulkanisk aktivitet på Island. Engelska tillgänglig.
• Hur friktion utvecklas under en jordbävning – Caltech