Start

Slut

Jordskælv!  

 

Et jordskælv er en pludselig frigørelse af energi, som langsomt er bygget op i et lokalt område i Jordens skorpe eller øvre kappe. Området, faktisk en blok på måske kun få km3, hvor energien frigøres, kaldes centrum eller hypocenteret. Arealet på Jordens overflade direkte over hypocenteret er kendt som epicenteret. Når et jord-skælv finder sted, udsender det vibrationer eller bølger, som kan medføre betydelige forstyrrelser i området omkring epicenteret. Skadens omfang afhænger af jordskælvets størrelse, dets dybde, og hvad man har bygget i epicenterets nærhed. Hvis et jordskælvs-centrum ligger lige under en by, er det sandsynligt, at bygninger, broer og vejanlæg vil blive beskadiget eller helt ødelagt, og at mennesker vil blive kvæstet eller dræbt under rystelserne. Næsten hvert år omkommer således tusindvis af mennesker i forbindelse med jordskælv. Uanset om der er mennesker og bygninger på stedet, vil jordskælvet få jorden til at revne, medføre jordhævninger og -indsynkninger og forårsage jordskred og laviner.

De fleste jordskælv får deres ødelæggende kraft fra bevægelser i Jordens lithosfæreplader. Når plader skubber til hinanden langs deres rande, bygges et tryk op, indtil nogle af de involverede bjergarter ikke kan holde længere. De sprænges pludselig og skaber seismisk aktivitet. De fleste af verdens jordskælvsepicentre ligger derfor langs smalle bælter, der falder sammen med pladegrænser - oceanrygge, transformforkastninger og subduktionszoner. På den anden side opstår nogle jordskælv, og ikke altid små, inde midt på pladerne langt fra randen. Fx har de mest ødelæggende jord-skælv i Nordamerikas historie ikke fundet sted i Californien, hvor San Andreas forkastningen ligger, men i den østlige del af USA, i Mississippi dalen og i South Carolina. Geologerne har kun nogle meget vage ideer om, hvorfor og hvordan sådanne midtpladerystelser sker. De mener dog, at rystelserne skyldes meget dybe og endnu ikke inaktive forkastninger, som har overlevet en tidligere pladetektonisk fase.

I det lodrette plan bliver jordskælv klassificeret som overflade-nære, hvis deres centre ligger i en dybde af 0-70 km, mellemdybe i niveauet 70-300 km, og dybe, hvis deres centre ligger mere end 300 km nede. Det dybest kendte jordskælv nogen sinde fandt sted i en dybde af 720 km under Floreshavet i Sydøstasien i 1934. Jordskælv forekommer ikke i alle dybder ned til 700 km, og de fordeler sig heller ikke jævnt. Under Japan finder de sted i mange nivauer, men der er mange flere dybe jordskælv i 300-400 km området end i noget andet 100 km interval. Derimod ligger næsten alle seismiske bevægelser i de øverste 20 km i San Andreas forkastningen i Californien, og under Sydamerika er der næsten ingen rystelser mellem 300 og 550 km's dybde.
På Jorden som helhed er der tre gange så mange mellemdybe som dybe og omkring 10 gange så mange overfladenære rystelser.
Jordskælvenes epicentre fordeler sig heller ikke jævnt langs pladegrænse-regionerne. Næsten alle dybe jordskælv, 90 % af de mellemdybe og 75 % af de overfladenære sker i Stillehavets yderområder - Det pacifiske Cirkelbælte. De fleste resterende store jordskælv finder sted i Det alpin-himalayiske Bælte. På den anden side forbindes oceanryggene og transformforkastningerne almindeligvis med mindre og overfladiske rystelser. Faktisk koncentrerer jordskælvsaktiviteten sig i de overfladenære lag. Disse frigiver omkring 75 % af den seismiske energi, sammenlignet med omkring 3 % fra dybe rystelser. Desuden resulterer de overfladenære jordskælv i de største ødelæggelser. Det dybestliggende jordskælv, som vides at have forårsaget ødelæggelse og død, var i Rumænien i 1940. Her omkom henimod 1000 mennesker. Jordskælvets dybde blev målt til 160 km, hvilket er særdeles usædvanlig.
Når seismologer benævner et jordskælvs intensitet med et enkelt tal, mener de den maksimale intensitet ved epicenteret. Eftersom intensitet afhænger af meget mere end den energi, som bliver frigjort, fx af bjergarternes natur og jordbundsforholdene, er dette dog ikke nogen særlig god måde at måle jordskælvs nøjagtige styrke på. Det er bedre at måle jordskælvets størrelse. Intensitetsmålinger bruges dog stadig, fordi de tilføjer seismiske risikokort brugbare oplysninger.
Størrelsen er en meget mere præcis måde at måle et jordskælvs egentlige omfang på, fordi dette begreb ignorerer ødelæggelser og kun koncentrerer sig om den frigjorte energi. Den udregnes på baggrund af de udsendte bølgers svingningsbredde, som er blevet registreret af seismometre og udtrykkes på en skala, der går fra nul og opad. Hver ny enhed på skalaen repræsenterer en forøgelse på 10 gange i bølgens svingningsbredde, således at fx et jordskælv registreret til 5 på skalaen udsender bølger, som er 10 gange så kraftige som et registreret til 4 - og 100 gange så kraftigt som et registreret til 3 og så videre. Størrelsesskalaen er med andre ord logaritmisk. Den kaldes Richter-skalaen efter sin opfinder, Charles F. Richter, en seismolog fra Californien.
De allerstørste jordskælv, som nogen sinde er registreret, havde størrelser mellem 8,5 og 9,5. Jordskælv registreret til mere end 7,5 kaldes »voldsomme«, og de med en størrelse mellem 5,5 og 6,5 kaldes »store«, mens de, der ligger mellem 4,5 og 5,5, kaldes »mode-rate«. Resten er »små«. Store jordskælv er ikke så hyppige som små. Hvert år er der mere end en million jordskælv.
Nogle jordskælv, især de overfladenære, kan klart sættes i forbindelse med forkastningsbevægelser. Nogle af disse forkastninger kan ses på Jordens overflade, og andre kan spores i undergrunden. Men ved dybder på kun 20-30 km er trykket så højt, at det i teorien ikke skulle være muligt for en egentlig forkastning at bevæge sig. Gnidningskræfterne i denne dybde skulle være for store til, at det kunne lade sig gøre.

Tsunamier.
Et jordskælv på bunden af havet kan få vidtrækkende konsekvenser. Fortrængningen af vand vil frembringe en bølge eller en serie af bølger, som vil sprede sig ud fra området. Ude på det åbne hav kan disse bølger bevæge sig med flere hundrede kilometer i timen og have en højde på under en meter. Afstanden mellem flere på hinanden følgende bølgekamme kan være 150 km. Derfor vil skibe ikke nødvendigvis lægge mærke til, at de passerer, selv om de er meget tæt på jordskælvsområdet. Men når bølgen først når ind på lavere vand, taber den fart og rejser sig til en mur af vand, der kan være op til 30 m høj. Et sådant fænomen kaldes undertiden en flodbølge, men den korrekte betegnelse er det japanske ord tsunami. Dens virkning kan være altødelæggende for byer ved kysten.

Måling af jordskælv.
Indtil 1930'rne var den eneste måde, seismologerne kunne vurdere et jordskælv på, at observere dets virkning på overfladen. De beskrev, i hvilken grad rystelserne kunne føles, beregnede skadernes omfang og målte den synlige deformation af selve jordoverfladen. De kunne så udtrykke jordskælvets styrke i forskellige afstande fra epicenteret på en skønsmæssig skala, som blev kaldt intensitets-skalaen.

Intensitetsskalaer er blevet brugt siden 1811. Den, som bruges i dag i de fleste lande, er den modificerede Mercalli-skala, som har 12 grader (dog er Richter-skalaen, som måler et jordskælvs størrelse, langt mere udbredt). Seismologerne afmærker et jordskælvs intensitet på et kort og forbinder punkter med samme intensitet med en linie, som kaldes isoseist. Hvis jordbunden var ensartet i området, vil den udgøre en cirkel omkring epicenteret. Men dette er aldrig tilfældet. Der er uregelmæssigheder, som afhænger af forholdene i jordskorpen. Fx vil et jordskælv normalt være mere ødelæggende, hvor jorden er blød end i områder med hård klippe.

Kort over seismiske fareområder.
I lande, som er udsatte for jordskælv, er det praktisk at have kort, som viser den seismiske risiko, når man planlægger større anlægsarbejder. Sådanne kort over seismisk risiko kan se forskellige ud afhængigt af målestoksforholdene. Et lokalt risikokort, som dækker et lille område i en kendt jordskælvszone, forsøger at vise den mulige skade af et jordskælv i den enkelte zone. Derfor er intensive studier af jordskælv af nyere dato meget vigtige, fordi de tager højde for vekslende jordbundsforhold og andre faktorer, som kan have indflydelse på skadens omfang i forbindelse med et jordskælv. På den anden side kan et seismisk risikokort over et kontinent simpelt hen forsøge at vise sandsynligheden for jordskælv fra region til region. På det seismiske risikokort over USA (til højre) viser tallene den maksimale kraftudløsning i forhold til tyngdekraften, der kan forventes fra rystelser over en periode på 50 år. Nogle af risiko-zonerne ligger langt fra San Andreas forkastningen. USA's. folkerigeste stat, Californien, er dog ubestridt den mest udsatte.

Seismometer-princippet.
Jordskælvsbølger opdages og registreres ved hjælp af seismometre eller seismografer, hvis principielle opbygning er vist herunder. En roterende skriverulle på en massiv plade er anbragt på jorden. En tung masse med en fastspændt pen hænges ned fra rammen ved hjælp af en fjeder eller wire med en aksel, som begrænser bevægelsen til en retning. Når Jorden rystes af seismiske vibrationer, bevæger rammen sig, mens »massens forbliver stationær på grund af sin træghed. Der foregår således en relativ bevægelse mellem pennen og den roterende rulle.

Registrering af Jordskælv.
En seismografisk station vil normalt have tre instrumenter, to, der måler vandrette bevægelser i to retninger, og et, der måler lodrette bevægelser. Moderne instrumenter er stadig baseret på det første seismometer fra 1880'erne, som også brugte et lod. Hovedforskellen er, at »lodmassens nu er magnetisk og hænger i en elektrisk spole, som frit kan bevæge sig. Relativ bevægelse mellem massen og spolen frembringer elektriske signaler i spolen. Disse forstærkes så og registreres. Der er et net af seismografiske stationer over hele verden, og disse kan nøjagtigt registrere ethvert jordskælvs centrum.

Historiske jordskælv.
Jordskælvet i San Francisco i 1906, som havde en størrelse på 8,3 på Richter-skalaen, er nok det mest berømte jordskælv i historien. Det var ikke det største og dræbte ikke flest mennesker, men det var det første jordskælv i et vestligt industrialiseret land, efter at man var begyndt at studere seismologi. Det var derfor den første virkelige seismiske begivenhed, som kunne studeres videnskabeligt. Faktisk døde kun ca. 700 mennesker, og de fleste omkom i den efterfølgende brand, som også var skyld i de fleste af skaderne, der løb op i 400 millioner dollars. Selve jordskælvet varede mindre end et minut, selv om efterrystelser fortsatte i mange måneder. Det var dog vigtigt geologisk set, fordi det skaffede synlige beviser på den klare sammenhæng med aktiviteterne langs San Andreas forkastningen. Vandrette forskydninger på op til 7 m fandt sted langs 300-400 km af forkastningen.
Det jordskælv, som dræbte flest mennesker, ramte i 1556 Shansi provinsen i Kina. Størrelsen er ukendt, med 830.000 døde. Kina kom tæt på dette antal igen, da 650.000 omkom ved et jordskælv med en størrelse på 7,6 i Tangshan provinsen i 1976. Af de ni kendte jordskælv, som har dræbt mere end 100.000 mennesker, har seks fundet sted i Kina, to i Japan og et i Indien. Flere mennesker er døde i Kina på grund af jordskælv end noget andet sted, men dette skyldes, at Kina er et stort land med stor befolkningstæthed. Hvad angår antal døde pr. seismisk energienhed, er Middelhavsområdet det farligste sted, fulgt af Iran-Pakistan-Afghanistan, Centralasien, Sydamerika, Japan-Formosa og Indien. Nordamerika er nummer otte på listen efter New Zealand.