Jordbävningar är mätbara vibrationer av jordens kropp . De orsakas av massförskjutningar, mestadels som tektoniska jordbävningar orsakade av förskjutning av de tektoniska plattorna vid spricklinjer i litosfären , i mindre utsträckning av vulkanisk aktivitet, kollaps eller sättningar av underjordiska håligheter, stora jordskred och bergskred och sprängningar. [1] [2] Jordbävningar som har sitt ursprung under havsbotten kallas också havsbävningar eller undervattensjordbävningar . Dessa skiljer sig från andra jordbävningar delvis i effekterna som bildandet av enTsunamis , men inte i deras bildande.
Jordbävningar består nästan alltid inte av en enda darrning, utan leder vanligtvis till andra. I detta sammanhang talar man om för- och efterskalv med hänvisning till ett kraftigare huvudskalv . Om jordbävningar inträffar oftare under en längre, begränsad tidsperiod, talar man om en jordbävningssvärm eller svärm . Sådana förekommer främst i vulkaniskt aktiva regioner. I Tyskland förekommer enstaka jordbävningssvärmar i Vogtland och på Hochstaufen .
Den överlägset största andelen registrerade jordbävningar är för svaga för att kunna kännas av människor. Starka jordbävningar kan förstöra byggnader, utlösa tsunamier , laviner , stenfall , stenskred och jordskred , och döda människor i processen. De kan ändra formen på jordens yta och klassas som naturkatastrofer . Vetenskapen som studerar jordbävningar kallas seismologi .
Med ett undantag inträffade de tio starkaste jordbävningarna som uppmätts sedan 1900 alla i subduktionszonen runt Stilla havet , den så kallade Pacific Ring of Fire (se lista nedan).
Enligt en analys av mer än 35 000 naturkatastrofer från Karlsruhe Institute of Technology (KIT), från 1900 till 2015, dog totalt 2,23 miljoner människor i jordbävningar världen över. [3]
Även i forntida tider undrade folk hur jordbävningar och vulkanutbrott uppstår. Dessa händelser tillskrevs ofta gudar (Poseidon i grekisk mytologi ) . Vissa forskare i antikens Grekland trodde att kontinenterna flöt på vattnet och gungade fram och tillbaka som ett skepp. Andra människor trodde att jordbävningar bröt ut från grottor. I Japan fanns myten om draken som skakade marken och rapade eld när han var arg. Under den europeiska medeltiden tillskrevs naturkatastrofer till Guds verk. Med upptäckten och utforskningen av magnetismteorin uppstod att jordbävningar kunde härledas som en blixt. Jordbävningsavledare liknande de första blixtavskiljarna rekommenderades därför .
Det var inte förrän i början av 1900-talet som Alfred Wegener kom med teorin om plattektonik och kontinentaldrift , som är allmänt accepterad idag . Från mitten av 1900-talet diskuterades förklaringsmönstren till tektoniska jordbävningar flitigt. Men fram till början av 2000-talet var det inte möjligt att utveckla en teknik för att tillförlitligt förutsäga jordbävningar.
Jordbävningar orsakas främst av dynamiska processer i jordens inre. En konsekvens av dessa processer är plattektonik, det vill säga rörelsen av de litosfäriska plattorna som sträcker sig från jordskorpans ytskorpa in i den litosfäriska manteln .
Speciellt vid plattgränserna, där olika plattor rör sig isär (" spridningszon "), mot varandra (" subduktion " eller " kollisionszon ") eller förbi varandra (" transformationsfel "), byggs mekaniska spänningar upp i berget när tallrikarna fastnar och fastnar i sin rörelse. Om bergarternas skjuvhållfasthet sedan överskrids, släpps dessa spänningar ut genom ryckiga rörelser av jordskorpan och tektoniska jordbävningar uppstår. Den kan använda mer än hundra gånger energin från en vätebombbli släppt. Eftersom den uppbyggda spänningen inte är begränsad till plåtgränsens omedelbara närhet, kan spänningsavlastningsbrottet även uppstå i sällsynta fall inne i plåten om jordskorpan uppvisar en svaghetszon där.
Temperaturen ökar stadigt mot jordens inre, varför berget blir allt lättare deformerbart med ökande djup och inte längre är tillräckligt spröd för att gå sönder även i den nedre jordskorpan. Jordbävningar har därför vanligtvis sitt ursprung i den övre jordskorpan, på några kilometers djup. Emellanåt har dock jordbävningar med källor ner till 700 km djup upptäckts. Sådana "djupa jordbävningar" förekommer främst i subduktionszoner. Där rör sig två plattor mot varandra, där den tätare av de två skjuts in under plattan med den lägre tätheten och sjunker ner i jordens mantel . Den subducerande delen av plattan ( platta) värms upp relativt långsamt i manteln, så att dess skorpmaterial fortfarande spricker på större djup. Jordbävningarnas hypocenter som inträffar inom en platta gör det alltså möjligt att dra slutsatser om positionen för densamma på djupet (" Wadati-Benioff-zonen "). Utlösande faktor för dessa djupfokuserade jordbävningar är bland annat volymförändringen av hällstenen till följd av mineralomvandlingar under de temperatur- och tryckförhållanden som råder i manteln.
Dessutom kan stigande magma i vulkaniska zoner orsaka jordbävningar, som vanligtvis är svaga.
Så kallade tsunamier kan inträffa under undervattensjordbävningar, när oceaniska vulkaner får utbrott eller när undervattensskred inträffar . När stora delar av havsbotten plötsligt förskjuts vertikalt skapas vågor som färdas i hastigheter upp till 800 kilometer i timmen. Tsunamier är knappast märkbara på öppet hav ; Men om vågen rinner ut i grundare vatten , stiger vågtoppen brant och kan i extrema fall nå en höjd på upp till 100 meter på stranden. Tsunamis är vanligast i Stilla havet . Därför har staterna som gränsar till Stilla havet enSystem för tidig varning , Pacific Tsunami Warning Center . Efter att omkring 230 000 människor dog efter en förödande jordbävning i Indiska oceanen den 26 december 2004 sattes ett system för tidig varning upp där också.
Mycket grunda jordbävningar som bara känns lokalt kan utlösas av frost om stora mängder vatten i marken eller i berggrunden fryser och expanderar i processen. Detta skapar spänningar som släpps ut i mindre skakningar, som sedan uppfattas på ytan som "jordbävningar" och ett mullrande ljud. Fenomenet uppstår vanligtvis i början av en sträng frostperiod, då temperaturen sjunkit snabbt från över fryspunkten till långt under fryspunkten. [4]
Förutom naturligt utlösta jordbävningar finns det också antropogena , d.v.s. konstgjorda. Denna inducerade seismicitet är inte nödvändigtvis avsiktlig eller medvetet inducerad, som t.ex. i fallet med aktiv seismik eller som ett resultat av kärnvapenprovning , men de är ofta händelser som inträffar som oavsiktliga "biverkningar" av mänskliga aktiviteter. Dessa aktiviteter inkluderar bland annat utvinning av fossila kolväten ( olja och naturgas ), som förändrar spänningsförhållandena i berget i reservoaren genom att ändra portrycket , eller (försök) användning av geotermisk energi (→ geotermisk energi ). [5]
Antropogena jordbävningar inträffar också när underjordiska håligheter orsakade av gruvbrytning kollapsar ( stenskakningar ). I de flesta fall är storleken på dessa jordbävningar i storleksordningen mikrobävningar eller ultramikrobävningar. Endast sällan når den nivån av en märkbar jordbävning.
Några av de kraftigaste jordbävningarna har inträffat som ett resultat av ackumuleringen av stora volymer vatten i reservoarer på grund av den ökade belastningen under ytan nära stora förkastningar. Jordbävningen i Wenchuan i Kina 2008 (magnitut 7,9), som krävde cirka 90 000 människoliv, anses vara en kandidat för den starkaste jordbävningen som någonsin utlösts av reservoarer världen över. [6]
Jordbävningar producerar jordbävningsvågor av olika slag som färdas över och genom hela jorden och kan registreras i seismogram av seismografer (eller seismometrar) var som helst på jorden . Förstörelsen av jordytan (sprickbildning, skador på byggnader och transportinfrastruktur etc.) i samband med kraftiga jordbävningar beror på de "ytvågor" som utbreder sig vid jordytan och orsakar elliptiska markrörelser.
Utbredningshastigheten för en jordbävning är normalt runt 3,5 km/s (inte att förväxla med den våghastighet som anges ovan för havsbävningar). I mycket sällsynta fall sprider sig dock jordbävningen i överljudshastigheter, med utbredningshastigheter på runt 8 km/s som redan har uppmätts. I en överljudsskakande fortplantar sig sprickan snabbare än den seismiska vågen, vilket vanligtvis sker omvänt. Hittills har endast 6 överljudsjordbävningar registrerats. [7]
Genom att registrera och utvärdera styrkan och varaktigheten av jordbävningsvågor i observatorier utspridda runt om i världen kan man bestämma positionen för jordbävningens epicentrum, "hypocentrum". Detta inkluderar även data om jordens inre . Som ett mått på vågor är positionsbestämningen föremål för samma osäkerhet som vågor inom andra fysikområdenär känd. I allmänhet ökar osäkerheten för lokaliseringsbestämningen med ökande våglängd. En källa för långperiodiska vågor kan inte lokaliseras lika exakt som den för kortperiodiska vågor. Eftersom svåra jordbävningar utvecklar det mesta av sin energi i långperioden, kan i synnerhet källans djup inte bestämmas exakt. Källan till de seismiska vågorna kan röra sig under en jordbävning, till exempel vid svåra jordbävningar som kan ha en brottlängd på flera hundra kilometer. Enligt internationell överenskommelse kallas den första uppmätta positionen jordbävningens hypocenter, det vill säga platsen där jordbävningen startade. Platsen på jordens yta direkt ovanför hypocentrum kallas epicentrum. Den tidpunkt då bristningen börjar kallas "härdtiden".
Sprickytan som utlöser jordbävningen kallas i sin helhet för "brännytan". I de flesta fall når inte denna sprickyta jordytan, varför jordbävningens fokus vanligtvis inte syns. Vid en större jordbävning, vars hypocenter ligger på ett grunt djup, kan brännvidden sträcka sig till jordytan och leda till en betydande förskjutning där. Det exakta förloppet av brottprocessen bestämmer skalvets "strålningsegenskaper", det vill säga hur mycket energi som utstrålas i form av seismiska vågor i varje riktning av rymden. Denna brytmekanism kallas härdprocessen . Härdprocessens förlopp kan rekonstrueras från analysen av initiala utplaceringar vid mätstationer. Resultatet av en sådan beräkning ärspishäll lösning .
Det finns tre grundläggande typer av jordbävningshändelser, som återspeglar de tre typerna av plattgränser: I spridningszoner, där de tektoniska plattorna driver isär, verkar en dragspänning på berget ( förlängning ). Blocken på vardera sidan av fokalplanet dras alltså isär och normalt fel uppstår , där blocket ovanför förkastningsplanet förskjuts nedåt. Å andra sidan, i kollisionszoner, där plattor rör sig mot varandra, verkar en tryckspänning. Berget komprimeras och beroende på förkastningsytans lutningsvinkel uppstår omvänd förkastning eller överstötning .tryckfel ), där blocket förskjuts uppåt ovanför sprickplanet. I subduktionszoner kan subduktionsplattan ibland fastna över ett stort område, vilket kan leda till en massiv uppbyggnad av stress och i slutändan till särskilt allvarliga jordbävningar. Dessa kallas också ibland för " megathrust-jordbävningar ". Den tredje typen av fokus kallas ett strejk- slipfel , som uppstår vid transformationsfel där de involverade plattorna glider lateralt förbi varandra.
I verkligheten verkar dock krafterna och spänningarna mestadels snett på bergblocken, eftersom litosfäriska plattor lutar och även kan rotera. Plattorna rör sig därför normalt inte rakt mot eller förbi varandra, varför härdmekanismerna vanligtvis representerar en blandad form av upp- eller nedskjutning och sidleds bladförskjutning. Detta kallas ett "snedfel" eller " snedfel ".
Den rumsliga positionen för fokalområdet kan beskrivas med de tre vinklarna Φ, δ och λ: [8] [9]
För att kunna jämföra jordbävningar med varandra är det nödvändigt att bestämma deras styrka. Eftersom en direkt mätning av energin som frigörs av en jordbävning inte är möjlig enbart på grund av fokusprocessens djup, har olika jordbävningsskalor utvecklats inom seismologi.
De första jordbävningsskalorna, som utvecklades i slutet av 1700-talet till slutet av 1800-talet, kunde bara beskriva intensiteten av en jordbävning, det vill säga effekterna på människor, djur, byggnader och naturföremål som vattendrag eller berg . År 1883 utvecklade geologerna M. S. De Rossi och F. A. Forel en tiogradig skala för att bestämma intensiteten av jordbävningar. Den tolvdelade Mercalli-skalan som introducerades 1902 blev dock viktigare . Den bygger enbart på den subjektiva bedömningen av de hörbara och taktila observationerna och skadorna på landskapet, vägarna eller byggnaderna (makroseismiska). 1964 utvecklades den vidare till MSK-skalan och senare till EMS-skalan .
Intensitetsvågar används än idag, med olika skalor anpassade till varje lands konstruktion och markförhållanden. Den rumsliga fördelningen av intensiteterna bestäms ofta av frågeformulär från ansvariga forskningsinstitutioner (i Tyskland t.ex. rikstäckande av BGR med hjälp av ett onlineformulär) och presenteras i form av isoslistkartor . Isoseister är isaritmer med samma intensitet. [10] Möjligheten att registrera intensiteter är begränsad till relativt tätbefolkade områden.
Utvecklingen och ständiga förbättringar av seismometrar från 1800-talets andra hälft öppnade för möjligheten att göra objektiva mätningar baserade på fysiska storheter, vilket ledde till utvecklingen av magnitudskalor. Dessa gör det möjligt att använda empiriskt funna samband och fysikaliska lagar för att dra slutsatser om styrkan hos en jordbävning från de platsberoende amplitudvärdena som registrerats vid seismologiska mätstationer.
Det finns olika metoder för att beräkna storleken. Den magnitudskala som oftast används av forskare idag är momentmagnitudskalan (Mw). Detta är logaritmiskt och slutar på Mw 10,6. Det antas att vid detta värde bryts jordens fasta skorpa upp helt. Ökningen i magnitud motsvarar en 32-faldig ökning av energifrisättningen. Richterskalan som introducerades på 1930-talet av Charles Francis Richter och Beno Gutenberg , även känd som den lokala jordbävningens magnitud , är den som oftast citeras av mediakallad. För den exakta mätningen av jordbävningens storlek används seismografer som bör vara 100 km bort från jordbävningens epicentrum. Med Richterskalan mäts de seismiska vågorna i logaritmisk division. Det användes ursprungligen för att kvantifiera jordbävningar i Kalifornien-området. Men om en jordbävningsmätstation är för långt bort från jordbävningens fokus (> 1000 km) och om styrkan på jordbävningen är för stor (från omkring magnitud 6) kan denna magnitudskala inte användas eller bara användas i begränsad omfattning. [10] På grund av den enkla beräkningen och jämförbarheten med äldre jordbävningsklassificeringar används den fortfarande ofta inom seismologi.
Enligt en publikation från 2017 kan mindre fluktuationer i jordens gravitationsfält orsakade av massförskjutningen upptäckas i seismometerregistreringarna av kraftiga jordbävningar . Dessa signaler fortplantar sig genom jorden med ljusets hastighet , vilket är mycket snabbare än de primära seismiska vågorna (P-vågorna), som vanligtvis är de första som upptäcks av seismometrarna och kan nå en maximal hastighet på 10 km/s. Dessutom bör de möjliggöra en mer exakt bestämning av storleken på en jordbävning, särskilt vid mätstationer som ligger relativt nära jordbävningens epicentrum. Båda innebar en betydande förbättring av tidig varning för jordbävningar .[11]
Enligt det nuvarande vetenskapsläget är det inte möjligt att förutsäga jordbävningar exakt i termer av tid och rum. De olika avgörande faktorerna är kvalitativt till stor del förstådda. På grund av den komplexa interaktionen är det dock ännu inte möjligt att exakt kvantifiera fokala processer, utan bara att ange sannolikheten för att en jordbävning ska inträffa i en specifik region.
Prekursorfenomen är dock kända . En del av dessa tar sig uttryck i förändringen av geofysiskt mätbara storheter, som t.ex. B. den seismiska hastigheten, markens lutning eller bergets elektromagnetiska egenskaper. Andra fenomen är baserade på statistiska observationer, såsom begreppet seismisk vila , som ibland förebådar en stor händelse som kommer.
Det har också förekommit upprepade rapporter om ovanligt beteende hos djur strax före stora jordbävningar. Detta gjorde det möjligt för befolkningen att varnas i god tid i händelse av jordbävningen i Haicheng i februari 1975. [12] I andra fall observerades dock inget onormalt beteende hos djur som ledde fram till en jordbävning. En metaanalys , som övervägde 180 publikationer som dokumenterade mer än 700 observationer av onormalt beteende i mer än 130 olika typer associerade med 160 olika jordbävningar, jämfört med data från International Seismological Center Global Earthquake Catalog(ISC-GEM) fann att det spatiotemporala mönstret av beteendeavvikelser är slående överensstämmande med förekomsten av förskott. Enligt detta skulle åtminstone en del av beteendeanomalierna kunna förklaras helt enkelt av förchocken, som kan uppfattas av djuren, som ofta är utrustade med känsligare känselorgan, på större avstånd från epicentret. [13] Även om många studier har tittat på ovanligt beteende, har det varit oklart vad ovanligt beteende faktiskt är och vilka beteendeavvikelser som anses vara prekursorfenomen. Observationer är mestadels anekdotiska , och det saknas systematiska utvärderingar och längre serier av mätningar. Än så länge finns det inga bevis för att djur på ett tillförlitligt sätt kan varna för jordbävningar. [13]
Alla kända prekursorfenomen varierar mycket i tid och omfattning. Dessutom skulle den instrumentella insats som skulle krävas för en fullständig registrering av dessa fenomen inte vara ekonomiskt och logistiskt genomförbar ur dagens perspektiv.
Förutom de "konventionella", märkbara och ibland mycket destruktiva jordbävningarna, finns det också så kallade "okonventionella" eller "långsamma" jordbävningar, vars källor inte ligger under utan på jordens yta och avger mycket långa perioder ( perioder). ca 20 till 150 s) ytvågor . Dessa vågor måste filtreras bort från globala eller kontinentomfattande seismiska data med hjälp av speciella algoritmer och kan tilldelas specifika källor baserat på deras egenskaper och ibland andra kriterier. Sådana okonventionella jordbävningar inkluderar glaciala skakningar, som utlöses av kalvningsprocesser på stora polära glaciärer, och stormbävningar , som utlöses av starka stormar ( orkaner)etc.) genereras under vissa omständigheter genom samverkan av storminducerade långa havsvågor med större stim i området kring hyllkanten . [14]
De viktigaste kända jordbävningszonerna är listade i listan över jordens jordbävningszoner . En omfattande lista över historiska jordbävningshändelser finns i listan över jordbävningar .
Följande lista sammanställdes baserat på information från USGS . [15] Om inget annat anges avser värdena momentmagnituden M W , med hänsyn till att olika magnitudskalor inte direkt kan jämföras med varandra. Värden publicerade av International Seismological Center anges .
| rang | beteckning | plats | datum | Styrka | Anmärkningar |
|---|---|---|---|---|---|
| 1. | Jordbävningen i Valdivia 1960 | Chile | 22 maj 1960 | 9.6 | cirka 5 000 döda [16] |
| 2. | 1964 jordbävning på långfredagen | Alaska | 27 mars 1964 | 9.3 | Tsunami med en maxhöjd på cirka 67 meter |
| 3. | 2004 jordbävning i Indiska oceanen | utanför Sumatra | 26 december 2004 | 9.1 | Omkring 230 000 människor dog till följd av jordbävningen och den efterföljande tsunamin . Över 1,7 miljoner kustinvånare runt Indiska oceanen lämnades hemlösa. |
| 4. | 2011 Tōhoku jordbävning | öster om Honshū , Japan | 11 mars 2011 | 9,0 | Den "dyraste jordbävningen någonsin": [17] [18] 18 500 människor dog, 450 000 människor blev hemlösa och det blev direkta skador på runt 296 miljarder euro. [3]
Den 7 april 2011 var 12 750 människor döda och 14 706 saknade i jordbävningen och den efterföljande tsunamin. Tsunamin orsakade också Fukushima-katastrofen för kärnreaktorblocken i Fukushima Daiichi kärnkraftverk . Fukushima Daini- , Onagawa- och Tōkai - kraftverken drabbades också men fick liten skada. Det var hundratals bränder och långvariga strömavbrott i miljontals hem. |
| 5. | Kamchatka jordbävning 1952 | Kamchatka , Ryssland | 4 november 1952 | 8.9 | |
| 6. | Jordbävning i Chile 2010 | Chile | 27 februari 2010 | 8.8 | 521 döda, 56 saknade |
| 6. | Jordbävning Ecuador-Colombia 1906 | Ecuador / Colombia | 31 januari 1906 | 8.8 | ca 1 000 döda |
| 7. | Jordbävningen på Rat Islands 1965 | Council Islands , Alaska | 4 februari 1965 | 8.7 | |
| 8:a. | Jordbävning utanför Sumatra 2012 | utanför Sumatras kust | 11 april 2012 | 8.6 | |
| 8:a. | Jordbävning utanför Sumatra 2005 | utanför norra Sumatra | 28 mars 2005 | 8.6 | Över 1 000 döda |
| 8:a. | Jordbävning i Araucanía 1960 | Araucanía | 22 maj 1960 | 8.6 | |
| 8:a. | Jordbävning på Andreanoföarna 1957 | Andreanof Islands , Alaska | 19 mars 1957 | 8.6 | |
| 8:a. | Jordbävningen i Assam 1950 | Gränsregionen mellan Kina och Indien | 15 augusti 1950 | 8.6 | 1 526 döda Det är den starkaste registrerade jordbävningen på land. |
| 8:a. | Aleutiska jordbävning 1946 | hos Aleuterna | 1 april 1946 | 8.6 |
Omfattningen av de skador som en jordbävning orsakar beror först och främst på skalvets styrka och varaktighet samt på befolkningstätheten och antalet och storleken på byggnaderna i det drabbade området. Den seismiska säkerheten i byggnaderna är också viktig . Den europeiska standarden EC 8 (i Tyskland DIN EN 1998-1) definierar grunden för utformningen av seismiska effekter för olika typer av konstruktionsträ, stål, armerad betong, kompositkonstruktion, konstruktionskriterier för murverk .
