miniatyr|FNs hovedkvarter slik det så ut etter jordskjelvet i Haiti 2010 framed|Fra jordskjelvet i Kashmir i oktober 2005. Dette jordskjelvet hadde magnitude 7,6 på Richters skala, og førte til at bygninger kollapset miniatyr|Skadene etter jordskjelvet i Kobe 1995 ble estimert til 10 billioner yen Jordskjelv er rystelser og bevegelser i bakken på grunn av plutselig utløste bevegelser i jordskorpen eller øvre del av mantelen, den såkalte litosfæren. Rystelsene kan forårsake skader på bygninger, og om jordskjelvet inntreffer under havet kan en flodbølge, tsunami, utløses og beveger seg over lange strekninger og forårsaker store ødeleggelser når den når land.
Jordskjelv skyldes langsomme bevegelser i jordskorpen som over tid skaper spenninger i jordskorpen som kan bli så store at den aktuelle bergarten til slutt gir etter, og plutselige forskyvninger oppstår. Denne typen jordskjelv kalles tektoniske jordskjelv og er de mest vanlige, mens jordskjelv som skyldes vulkanutbrudd forekommer langt sjeldnere. Senteret for et skjelv kalles hyposentrum i jordens indre, mens det samme punktet (loddrett over) på jordoverflaten kalles episentrum.
Et jordskjelvs størrelse kan måles i seismisk moment, magnitude (f.eks. Richters skala eller momentmagnitude), intensitet eller fysisk størrelse. De fire største jordskjelvene gjennom tidene – og de eneste som har målt 9,0 eller mer på Richters skala – var langfredagsjordskjelvet i Alaska 27. mars 1964 (målt til 9,2), i Chile 22. mai 1960 (målt til 9,5), jordskjelvet ved Tōhoku i Japan 11. mars 2011,(målt til 9,0) og jordskjelvet i Indiahavet 26. desember 2004 (målt til 9,1). De siste hundre årene har over én million mennesker omkommet på grunn av jordskjelv.
Årsaker Jordskjelv oppstår når spenningen bygges opp på grunn av bevegelser i jordskorpen eller øvre mantelen utløses. Store mengder energi frigjøres og distribueres i form av seismiske bølger gjennom jorda. Det er disse bølgene som forårsaker ristingen som karakteriserer et jordskjelv. Jordskjelv kan forekomme under flere forskjellige forhold. Områdene i verden som er mest rammet av jordskjelv ligger på eller nær grensene mellom de ulike tektoniske platene som utgjør jordskorpen. Jordskjelv er også assosiert med vulkanutbrudd og landhevning. Også underjordiske atomprøvesprengninger kan utløse mindre jordskjelv.
Grunnen til at de fleste og kraftigste jordskjelvene registreres nær grensene mellom de tektoniske platene er det største spenningene bygger seg opp i disse sonene. Ved plategrense ligger også det meste av planetens vulkaner.
Store jordskjelv er alltid fulgt av en lang rekke etterskjelv som kan gå over flere måneder og komme opp i flere tusen i antallet. I forbindelse med de sterkeste jordskjelvene i kan det i sjeldne tilfeller oppstå etterskjelv som er nesten like kraftige som hovedskjelvet. Noen ganger innledes det store skjelvet av flere jordskjelv.
Forekomster og typer miniatyr|Kart over jorden med episentra for jordskjelv 1963-1998 markert med punkter Om man studerer et seismisk kart over hele verden vises to store regioner tydelig der over 90 prosent av alle jordskjelv inntreffer: Det ene er den såkalte ildringen som omgir hele Stillehavet (bortsett fra Antarktisregionen) inklusive de indonesiske øyene. Her registreres i overkant av 75 prosent av alle jordskjelv. Den andre sonen strekker seg fra Kanariøyene inn over Nord-Afrika, middelhavsområdet og videre bort gjennom Midtøsten til nordre India, Himalaya og Kina.
Jordskjelv forårsaker ofte forkastninger i jordskorpen. En av de mest kjente er kanskje San Andreas-forkastningen som løper fra nord til sør i California, et strekk på mer enn 1 000 kilometer. Forkastningen har et dyp på mer enn 15 kilometer. San Andreas-forkastningen er overgangen mellom Stillehavsplaten, som hovedsakelig består av Stillehavets bunn og Californias kystområde, og Den nordamerikanske kontinentalplaten. Et stort antall mindre forkastninger forgrener seg ut fra hovedlinjen og danner San Andreas-forkastningssonen. Stillehavsplaten forflytter seg i nordvestlig retning med en hastighet på cirka 5 centimeter per år og gnis mot den nordamerikanske platen.
I denne sonen skjer forflytningen med en «krypende» bevegelse, noe som resulterer i et stort antall meget små og for mennesker umerkelige skjelv, men også noen større jordskjelv (som er merkbare for oss). Seismologer har beregnet sannsynligheten for at et stort jordskjelv (større enn 6,7 på Richters skala) skal intreffe før 2032 i området rundt San Francisco, som ligger umiddelbart inntil San Andreas-forkastningen, til 2/3.
Andre steder på jorden er ikke bevegelsen konstant krypende, der bygges spenningen opp gjennom en tidsperiode på kanskje hundretalls år for så plutselig å utløses og da forårsake enorme jordskjelv (av seismologer ofte kalt mega-thrust-jordskjelv), som det med den hittil høyeste målte styrken på Richterskalaen, jordskjelvet i Chile 22. mai 1960, som ble målt til 9,5. Jordskjelvet i Indiahavet 2004 ble til sammenligning oppgitt til en styrke på 9,0 og ble dermed også klassifisert som et mega-thrust-jordskjelv. Senere undersøkelser viste at skjelvet var enda kraftigere enn først oppgitt, nå beregnes styrken til 9,15–9,3. Tar man utgangspunkt i den øvre grensen er dette det nest kraftigste jordskjelvet som er registrert siden målingene begynte.
Trolig ville skjelv forårsaket av for eksempel et stort komet- eller asteroidenedslag (som det i Mexico for 65 millioner år siden da dinosaurene og mange andre dyregrupper forsvant) kunne nå en styrke over 10. Også jordskjelv i forbindelse med utbrudd fra en såkalt «supervulkan» skulle kanskje kunne nå styrker over 10. Slike monsterutbrudd er svært sjeldne – det siste kjente intraff på Sumatra for cirka år siden. Et jordskjelv med styrke over 12 ville være så voldsomt at jordkloden ville slites i stykker.
Menneskeskapte skjelv miniatyr|Zipingpudemningen nær Dujiangyan har en kapasitet på kubikkmeter Mens de fleste jordskjelv er forårsaket av bevegelsene i jordas tektoniske plater kan menneskelig aktivitet også produsere jordskjelv. Fire hovedaktiviteter bidrar til dette fenomenet: store mengder vann lagret i en demning (og muligens ekstremt tunge bygninger), boring og fylling av væske inn i brønner, kulldrift og oljeboring. De fleste skjelv som er forårsaket av mennesker har svært liten styrke.
I noen tilfeller kan likevel vår inngripen i naturen få store seismiske konsekvenser. Kanskje det mest kjente eksemplet er jordskjelvet i Wenchuan i mai 2008 i Sichuanprovinsen i Kina. Dette skjelvet resulterte i omkomne og er den nittende dødeligste jordskjelvet i historien. Det antas at presset fra Zipingpudemningen har påvirket trykket på forkastningen 503 meter lenger bort, og at dette presset sannsynligvis økt styrken til jordskjelvet og fremskyndet bevegelsene i forkastningen. Det største jordskjelvet i Australias historie er også hevdet å være forårsaket av menneskeheten, gjennom kulldrift. Byen Newcastle ble bygget over en stor sektor av kullgruvene i området. Gjennom gruvedriften millioner av tonn stein fjernet, og dette antas å ha reaktivert forkastningen som forårsaket skjelvet.
Måling og lokalisering av jordskjelv
Jordskjelv registreres av seismografer på veldig lang avstand fordi seismiske bølger beveger seg gjennom hele Jordens indre. Den absolutte størrelsen av et skjelv er oppgis vanligvis som et tall på momentmagnitudeskalaen (tidligere Richters skala hvor styrke 7 forårsaker alvorlige skader over store områder), mens opplevd omfang er oppgis med den modifiserte utgaven av Mercalliskalaen (intensitet II-XII).
Hvert skjelv produserer ulike typer seismiske bølger, som reiser gjennom stein med ulike hastigheter: Langsgående P-bølger (sjokk- eller trykkbølger) Tversgående S-bølger (også kalt skjærbølger) Overflatebølger – (Rayleigh- og Lovebølger)
Fasefarten til de seismiske bølgene varierer fra ca. 3 km/s opp til 13 km/s, avhengig av tetthet og elastisitet av mediet. I jordens indre beveger sjokkbølger, P-bølger, seg mye raskere enn S-bølger (ca. forhold 1,7:1). Forskjellene i reisetid fra episenteret til observasjonsstedet er et mål på avstand og kan brukes til å kartlegge både kildene til skjelvene og strukturer inne i Jorden. Også dybden av hyposentrum kan beregnes grovt.
I fast fjell beveger P-bølger seg ca. 6–7 km per sekund, og hastigheten øker i den dype mantelen til ~ 13 km/s. Hastigheten til S-bølgene varierer fra 2–3 km/s i lette sedimenter og 4–5 km/s i jordskorpen opp til 7 km/s dypt nede i mantelen. Som en konsekvens av dette vil de første bølgene av et fjernt jordskjelv ankomme et observatorium via jordens mantel.
Som en tommelfingerregel kan vi si at i gjennomsnitt er den kilometerlange avstanden til jordskjelvet antall sekunder mellom P og S bølgene ganger 8. Små avvik kan forårsakes av variasjon i jordas indre struktur. Ved slike analyser av seismogrammer ble jordas kjerne lokalisert i 1913 av Beno Gutenberg.
Jordskjelv er ikke bare kategorisert etter størrelsen, men også ved 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 hører til større FE regioner.
Skalaer Det finnes flere ulike skalaer for klassifisering av jordskjelv. miniatyr|Et kart over intensiteten i jordbevegelsene under jordskjelvet i Peru 2007. Styrken var 8, men intensiteten varierer avhengig av avstanden fra episentrum, berggrunnens oppbygning og lignende
Richters skala Richters skala benyttes av seismologer for å måle styrken på jordskjelvet, det vil si hvor mye energi som frigjøres. Skalaen er logaritmisk der en økning med 1 trinn tilsvarer 32 ganger større energimengde og 10 ganger større jordbevegelse. Et jordskjelv med styrke 6,0 er således cirka ganger kraftigere (32×32) og med 100 ganger større bevegelser enn et skjelv med styrke 4,0. Den frigjorte energimengden i jordskjelvet i Chile i 1960 tilsvarte styrken i en million Hiroshima-bomber. Sannsynligvis kan «vanlige» jordskjelv ikke bli stort kraftigere enn det i Chile.
Momentmagnitudeskalaen Momentmagnitudeskalaen er en mer moderne skala, og som seismologene benytter i dag. Denne målemetoden ble utviklet i 1979 og erstattet Richters skala. Magnitudemålet forkortes MW.
Mercalliskalaen Mercalliskalaen var den vanligste skalaen for jordskjelv fram til Richterskalaen kom i 1935. Den har 12 nivåer og er ikke et mål på den utløste energimengden, men beskriver skjelvets intensitet ut fra skadene det forårsaker på mennesker, dyr og bygninger. En noe modifisert utgave kjent som Mercallis modifiserte intensitetskala er fortsatt i bruk i noen land i dag.
Shindoskalaen Shindoskalaen er en japansk skala som på samme måte som Mercalliskalan måler skjelvets styrke ved et spesifikt punkt på jordoverflaten. Resultatet varierer altså med måleplassen, og måleskalaer av denne typen er som regel av større interesse i et jordskjelvrammet område enn for eksempel Richterskalaen som kun beskriver hvor kraftig jordskjelvet var i sitt sentrum, uansett hvor dypt og i hvilken type av berggrunn det lå.
Europeisk makroseismisk skala Den europeiske makroseismiske skalaen er en skala som brukes som utgangspunkt for å vurdere intensiteten til jordskjelv. Skalaen ble siste gang oppdatert i 1998 og blir angitt med forkortelsen EMS98.
EMS98 er delt inn i 12 trinn hvor romertall I angir den minste effekten og romertall XII angir den største effekten som med ord angir at skjelvet har hatt totalt ødeleggende effekt.
Skadevirkninger