Jordbävning

För annan användning, se Jordbävning (disambiguation) .
"Seismisk händelse" omdirigerar här. För seismisk migration, se Seismisk migration .
För den aktuella jordbävningssäsongen, se Lista över jordbävningar 2023 .

Jordbävningsepicentra förekommer mestadels längs tektoniska plattgränser, och speciellt på Stillahavsringen av eld .
Global plattektonisk rörelse
Del av en serie om
jordbävningar
Earthquake - The Noun Project.svg
Typer
Orsaker
Egenskaper
Mått
Förutsägelse
Andra ämnen

En jordbävning (även känd som en jordbävning , tremor eller storm ) är skakningen av jordens yta till följd av ett plötsligt frisläppande av energi i jordens litosfär som skapar seismiska vågor . Jordbävningar kan variera i intensitet, från de som är så svaga att de inte kan kännas, till de som är våldsamma nog att driva fram föremål och människor i luften, skada kritisk infrastruktur och förstöra hela städer. Den seismiska aktiviteten i ett område är frekvensen, typen och storleken av jordbävningar som upplevts under en viss tid. Seismiciteten den genomsnittliga hastigheten för frigöring av seismisk energi per volymenhet. 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 för att orsaka en tsunami . Jordbävningar kan också utlösa jordskred .

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




Tre typer av fel: A. Strike-slip B. Normal C. Reverse

Tektoniska jordbävningar inträffar var som helst i 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 spänningar 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 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

Huvudartikel: Fault (geologi)

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 fallriktningen och där rörelse på dem involverar en vertikal komponent. Många jordbävningar orsakas av rörelser på förkastningar som har komponenter av både dip-slip och strike-slip; detta är känt som oblique slip. 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 ), den nordanatoliska förkastningen 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.

Normala fel

Normala förkastningar förekommer huvudsakligen i områden där skorpan förlängs, såsom en divergerande gräns . Jordbävningar förknippade med normala förkastningar är i allmänhet mindre än magnituden 7. 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).

Omvända fel

Omvända fel uppstår i områden där skorpan förkortas, till exempel vid en konvergent gräns. Omvända förkastningar, särskilt de längs konvergenta plattgränser , är förknippade med de kraftigaste jordbävningarna, megathrust-jordbävningar , inklusive nästan alla av magnituden 8 eller mer. Megathrust-jordbävningar är ansvariga för cirka 90 % av det totala seismiska momentet som släpps ut i världen.

Strike-slip-fel

Strike-slip förkastningar är branta strukturer där de två sidorna av förkastningen glider horisontellt förbi varandra; Transforma gränser är en speciell typ av strejkfel. Slagförkastningar, särskilt kontinentala omvandlingar , kan ge stora jordbävningar upp till omkring magnitud 8. Slagförkastningar tenderar att vara orienterade nära vertikalt, vilket resulterar i en ungefärlig bredd på 10 km (6,2 mi) i den spröda skorpan. Jordbävningar med magnituder mycket större än 8 är alltså inte möjliga.

Flygfoto av San Andreas-förkastningen i Carrizo-slätten , nordväst om Los Angeles

Dessutom finns det en hierarki av stressnivåer i de tre feltyperna. Drivkraftsfel genereras av de högsta, strejk-slip av mellanliggande och normala fel av de lägsta spänningsnivåerna. Detta kan lätt förstås genom att beakta riktningen för den största huvudspänningen, riktningen för den kraft 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 "släpper" bergmassan i riktning mot den minsta huvudspänningen, nämligen uppåt, lyfter bergmassan och därmed blir överbelastningen lika med den minsta huvudspänningen . Strike-slip förkastning är mellanliggande mellan de andra två 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.

Energi frigörs

För varje enhetsökning i magnitud sker 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 av den storlek som användes under andra världskriget .

Detta beror på att energin som frigörs vid en jordbävning, och därmed dess storlek, är proportionell mot arean av förkastningen som brister och spänningen faller. Därför, ju längre längden och ju bredare det förkastade området är, desto större blir den resulterande storleken. 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 plattmarginaler 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.

Jordbävningar med grunt och djupt fokus

Huvudartikel: Fokusdjup (tektonik)
Kollapsad Gran Hotel-byggnad i San Salvadors metropol, efter den grunda jordbävningen i San Salvador 1986

Majoriteten av tektoniska jordbävningar har sitt ursprung i Ring of Fire 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 bränndjup 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

Huvudartikel: Vulkan tektonisk jordbävning

Jordbävningar inträffar ofta i vulkaniska områden och orsakas där, både av tektoniska förkastningar och magmarörelser 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.

Rupturdynamik

En tektonisk jordbävning börjar som ett område med initial glidning på förkastningsytan som utgör fokus. När bristningen väl har initierats, börjar den fortplanta sig bort från fokuset och sprids ut längs förkastningsytan. Lateral utbredning kommer att fortsätta tills antingen brottet når en barriär, såsom slutet av ett förkastningssegment, eller ett område på förkastningen där det inte finns tillräcklig spänning för att tillåta fortsatt brott. För större jordbävningar kommer djupet av brottet att begränsas nedåt av den spröda-duktila övergångszonen och uppåt av markytan. Mekaniken i denna process är dåligt förstådd eftersom det är svårt att antingen återskapa sådana snabba rörelser i ett laboratorium eller att registrera seismiska vågor nära en kärnbildningszon på grund av kraftig markrörelse.

I de flesta fall närmar sig brotthastigheten, men överstiger inte, det omgivande bergets skjuvvågshastighet (S-våg) . Det finns några undantag från detta:

Supershear jordbävningar

jordbävningsbrott vid superskjuvning har fortplantat sig med hastigheter högre än S-vågens hastighet. Dessa har hittills alla observerats under stora strejk-slip-evenemang. Den ovanligt breda zonen av skador orsakade av jordbävningen i Kunlun 2001 har tillskrivits effekterna av den ljudboom som utvecklades i sådana jordbävningar.

Långsamma jordbävningar

Långsamma jordbävningsbrott färdas med ovanligt låga hastigheter. 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 angränsande kusten, som i Sanriku-jordbävningen 1896 .

Koseismisk övertryck och effekt av portryck

Under en jordbävning kan höga temperaturer utvecklas vid förkastningsplanet, vilket ökar portrycket och följaktligen förångning av det grundvatten som redan finns i berget. I den koseismiska fasen kan en sådan ökning avsevärt påverka glidutvecklingen och hastigheten, i den postseismiska fasen kan den 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 glidning 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; En 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

Huvudartikel: Tidvattenutlösande av jordbävningar

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. Jordbävningskluster har observerats, till exempel i Parkfield, Kalifornien, där en långsiktig forskningsstudie genomförs kring Parkfields jordbävningskluster .

Efterskalv

Huvudartikel: Efterskalv
Omfattningen av jordbävningarna i centrala Italien i augusti och oktober 2016 och januari 2017 och efterskalv (som fortsatte att inträffa efter perioden som visas här)

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 omfattning, men de kan fortfarande vara tillräckligt kraftfulla för att orsaka ännu mer skada på byggnader som redan tidigare skadats av storschocken. 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.

Jordbävningen svärmar

Huvudartikel: Jordbävningssvärm

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 är huvudchocken, så ingen har en nämnvärt 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. I likhet med efterskalv men på intilliggande förkastningssegment inträffar dessa stormar under loppet av år, 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.

Jordbävningars intensitet och magnitud

Jordens skakningar är ett vanligt fenomen som har upplevts av människor från de tidigaste tiderna. Innan utvecklingen av accelerometrar med stark rörelse uppskattades intensiteten av en seismisk händelse baserat på de observerade effekterna. Storlek och intensitet är inte direkt relaterade och beräknas med olika metoder. Storleken på en jordbävning är ett enda värde som beskriver storleken på jordbävningen vid dess källa. Intensitet är måttet på skakning på olika platser runt jordbävningen. Intensitetsvärdena varierar från plats till plats, beroende på avståndet från jordbävningen och den underliggande stenen eller marken.

Den första skalan för att mäta jordbävningsstorlekar utvecklades av Charles Francis Richter 1935. Efterföljande skalor (se seismiska magnitudskalor ) har behållit en nyckelfunktion, där varje enhet representerar en tiofaldig skillnad i amplituden för markskakningen och en 32- gångers 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

Jordbävningen och tsunamin i Messina tog nästan 100 000 liv den 28 december 1908 på Sicilien och Kalabrien .

Det uppskattas att omkring 500 000 jordbävningar inträffar varje år, detekterbara 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 mindre ofta, förhållandet är exponentiellt ; till exempel inträffar ungefär tio gånger så många jordbävningar större än magnitud 4 under en viss tid 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 större 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 det beror på den enorma förbättringen av instrumenteringen, snarare än en ökning av antalet jordbävningar. United States Geological Survey (USGS) 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. . Under de senaste åren har antalet större jordbävningar per år minskat, även om detta förmodligen 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. 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 en enda jordbävning kan kräva upp till tre miljoner människors liv.

Inducerad seismicitet

Huvudartikel: Inducerad seismicitet

Medan de flesta jordbävningar orsakas av rörelsen av jordens tektoniska plattor , kan mänsklig aktivitet också orsaka jordbävningar. Aktiviteter både ovan och under marken kan förändra spänningarna och påfrestningarna på jordskorpan, 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

Huvudartiklar: Seismiska magnitudskalor och Seismologi

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 amplituden av stöten utan tar också hänsyn till det seismiska momentet ( total brottarea, genomsnittlig glidning av förkastningen och styvhet hos berget). Japan Meteorological Agency seismiska intensitetsskalan , Medvedev -Sponheuer-Karnik-skalan och Mercalli-intensitetsskalan är baserade på de observerade effekterna och är relaterade till skakningsintensiteten.

Seismiska vågor

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

Hastigheten för seismiska vågor

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 jordbävningar och strukturer inom jorden. Dessutom kan djupet på hypocentret beräknas grovt.

P-vågshastighet

Övre jordskorpan och okonsoliderade sediment: 2–3 km (1,2–1,9 mi) per sekund

Fast berg i övre skorpan: 3–6 km (1,9–3,7 mi) per sekund

Nedre skorpa: 6–7 km (3,7–4,3 mi) per sekund

Djup mantel: 13 km (8,1 mi) per sekund.

S-vågs hastighet

Lätta sediment: 2–3 km (1,2–1,9 mi) per sekund in

Jordskorpan: 4–5 km (2,5–3,1 mi) per sekund

Djup mantel: 7 km (4,3 mi) per sekund

Seismisk våg ankomst

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 en sådan analys 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 rör sig, medan S-vågor skakar marken upp och ner och fram och tillbaka.

Jordbävningsplats och rapportering

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 detektera jordbävningar, insåg forskare 2016 att gravitationsmätning kunde ge omedelbar detektering av jordbävningar, och bekräftade detta genom att analysera gravitationsrekord associerade med 2011 års Tohoku-Oki ("Fukushima") jordbävning .

Effekter av jordbävningar

Kopparstick från 1755 som visar Lissabon i ruiner och i lågor efter jordbävningen i Lissabon 1755, som dödade uppskattningsvis 60 000 människor. En tsunami överväldigar fartygen i hamnen.

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

Skakning och jordbrott

Skadade byggnader i Port-au-Prince , Haiti , januari 2010.

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 lokal förstärkning. Det beror huvudsakligen på överföringen av den seismiska rörelsen från hårda djupa jordar till mjuka ytjordar och effekterna av seismisk energifokalisering på grund av den typiska geometriska inställningen av sådana avlagringar.

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 som sannolikt kommer att bryta markytan under strukturens livslängd.

Jordflyttning

Huvudartikel: Jordflyttning

Jordflytning uppstår när, på grund av skakningen, vattenmättat granulärt material (som sand) 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

Ruinerna av Għajn Ħadid Tower , som kollapsade under jordbävningen i Heraklion 1856

Fysiska skador från en jordbävning kommer att variera beroende på intensiteten av skakningar i ett givet område och typen av befolkning. Oförtjänta och utvecklande samhällen upplever ofta mer allvarliga effekter (och mer långvariga) från en seismisk händelse jämfört med välutvecklade samhällen. Påverkan kan omfatta:

  • Skador och förlust av liv
  • Skador på kritisk infrastruktur (kort och lång sikt)
    • Vägar, broar och kollektivtrafiknät
    • Vatten-, el-, svordoms- och gasavbrott
    • Kommunikationssystem
  • Förlust av viktiga samhällstjänster inklusive sjukhus, polis och brand
  • Allmän egendomsskada
  • Kollaps eller destabilisering (potentiellt leda till framtida kollaps) av byggnader

Med dessa effekter och andra kan efterdyningarna leda till sjukdom, brist på grundläggande förnödenheter, mentala konsekvenser som panikattacker och depression för överlevande och högre försäkringspremier. Återhämtningstiderna kommer att variera beroende på skadenivån tillsammans med det drabbade samhällets socioekonomiska status.

Jordskred

Ytterligare information: Jordskred

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

Bränder

Bränder från jordbävningen i San Francisco 1906

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

Tsunamin efter jordbävningen i Indiska oceanen 2004
Huvudartikel: Tsunami

Tsunamis är havsvågor med långa våglängder och långa perioder 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 färdas 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

Ytterligare information: Översvämning

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

Jordbävningar (M6.0+) sedan 1900 till 2017
Jordbävningar med magnituden 8,0 och mer från 1900 till 2018. Bubblornas skenbara 3D-volymer är linjärt proportionella mot deras respektive dödsfall.
Huvudartikel: Listor över jordbävningar

En av de mest förödande jordbävningarna i historien var Shaanxi-jordbävningen 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 ; av dessa tio är dock bara jordbävningen i Indiska oceanen 2004 samtidigt 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 som löper 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

Huvudartikel: Jordbävningsförutsägelse

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

Huvudartikel: Jordbävningsprognoser

Medan prognoser vanligtvis anses vara en typ av förutsägelser , skiljer man ofta jordbävningsprognoser från jordbävningsprognoser . Jordbävningsprognoser handlar om den probabilistiska bedömningen av allmänna jordbävningsrisker, 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

Huvudartikel: Jordbävningsberedskap

Målet 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 beredskapssteg 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 en stor jordbävning.

Historiska vyer

En bild från en bok från 1557 som visar en jordbävning i Italien på 300-talet f.Kr

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. Det fanns andra teorier, 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".

I kulturen

Mytologi och religion

I nordisk mytologi 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 närhelst hon var tvungen att tömma skålen droppade giftet på Lokes 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 och 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 det enkla tillhandahållandet av 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 fördrivning eller störning 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

Källor

Vidare läsning

externa länkar


Bibliotekets resurser om jordbävningar
Hämtad från " https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Earthquake&oldid=1140988842 "