Jordskjelv og jordas indre

Kompetansemål i Geofag 1 (LK20)

Elevene skal kunne

• gjøre rede for bevegelser i jordas indre og hvilke konsekvenser de har for jordskorpa og jordoverflaten

(Udir, u.å.-b)

Kjerneelementer som dekkes i dette kapitlet:

• Jordsystemer i tid og rom: «Kjerneelementet jordsystemer handler om delsystemer som geosfæren, atmosfæren, hydrosfæren, kryosfæren og biosfæren. Videre handler kjerneelementet om komponenter og prosesser i disse delsystemene og hvordan delsystemene vekselvirker med hverandre.» (Udir, u.å.-a)

I dette kapitlet lærer du om

elastisk tilbakefjæring, skjelvdybde, skjelv ved plategrenser og inne på en plate, P-, S- og overflatebølger, magnitude og intensitet, hvordan bølgene avslører jordas indre, og jordskjelv i Norge.

Hva tror du?

Norge ligger midt inne på Den eurasiske platen, langt fra de aktive plategrensene. Likevel registrerer seismografene jordskjelv i Norge og havområdene rundt hvert eneste år. Hvorfor tror du det skjelver i Norge? Tenk over svaret mens du leser – forklaringen får du i delen «Hvorfor skjelver Norge?».

Hva er et jordskjelv?

Et jordskjelv er en bevegelse i jordskorpa som oppstår når oppbygd spenning blir utløst ved et plutselig brudd. De fleste skjelv skjer langs plategrensene. Der henger platene i hverandre, og spenningen bygger seg opp helt til flaten glir (NGU, u.å.-a).

Elastisk tilbakefjæring

Tenk på en fjær som du spenner sakte. Fjellet langs en låst forkastning (et brudd i berggrunnen der blokkene kan forskyve seg) bøyes på samme måte, over svært lang tid. Når friksjonen til slutt ryker, spretter fjellet tilbake. Dette kaller vi elastisk tilbakefjæring (elastisk = som fjærer tilbake). Bruddet kan bli stående som en forkastning på overflaten, men skjelvet kan også skje i en gammel forkastning som glir på nytt (NGU, u.å.-a). I animasjonen under kan du følge de fem trinnene.

Grunne og dype skjelv

Med skjelvdybde mener vi avstanden fra jordoverflaten ned til hyposenteret. Seismologene deler skjelvene inn i tre grupper: grunne skjelv med hyposenter mellom 0 og 70 km, middels dype skjelv mellom 70 og 300 km og dype skjelv mellom 300 og ca. 700 km (USGS, u.å.-d). Grunne skjelv er de vanligste og de mest ødeleggende, fordi bølgene har kort vei opp til overflaten. Når bruddet når helt opp, kan det bli stående som en synlig forkastning. Middels dype og dype skjelv skjer nesten bare i subduksjonssoner, der en kald havbunnsplate synker skrått ned i mantelen. Når vi tegner disse skjelvene i et tverrsnitt, ligger de i et skrått belte som følger den synkende plata ned i mantelen. Dette beltet kaller vi Wadati-Benioff-sonen (USGS, u.å.-e). De dype skjelvene merkes over store områder, men rystelsene er svakere når de når overflaten. Dypere enn ca. 700 km finnes det ingen skjelv. Mantelen er fast, men så varm og under så høyt trykk at bergartene vanligvis deformeres sakte og plastisk. Bare i den kalde, synkende plata er det kaldt nok til at det kan oppstå skjelv på stort dyp. Nøyaktig hvordan skjelvene på 300–700 km dyp oppstår, vet vi likevel ikke sikkert – vanlige sprø brudd er ikke mulig ved et så høyt trykk, og forskerne diskuterer fortsatt mekanismen. Dypt betyr likevel ikke ufarlig: Et skjelv ca. 630 km under Bolivia 9. juni 1994 (magnitude 8,2) ble merket helt opp i Nord-Amerika (USGS, u.å.-d). Les mer om hvordan platene beveger seg i kapitlet Platetektonikk.

I Norge ligger skjelvene vanligvis 10–30 km dypt, men svermene langs Nordlandskysten er grunne og ligger grunnere enn 12 km (NORSAR, u.å.-d).

Hvor skjer de store skjelvene?

De fleste jordskjelv skjer i smale soner mellom platene (USGS, u.å.-b). Det er altså bevegelsene langs plategrensene som bygger opp mest spenning. Men hvordan skjelvene blir, avhenger av hva slags plategrense det er, slik figuren under viser.

Midthavsrygger

Ved en midthavsrygg går platene fra hverandre, og det oppstår jordskjelv. Island ligger på Den midtatlantiske ryggen og er stedet der vi kan se den samme spredningen på land (USGS, u.å.-b). Plategrensen nærmest oss ligger altså vest for Norge, ute i havet – den går ikke gjennom Oslo.

Der en plate synker

Der en havbunnsplate synker under en annen, i en subduksjonssone (subduksjon = nedføring), får vi de største skjelvene på jorda. Andesfjellene er typeeksempelet: Nazcaplaten synker under Sør-Amerika, og landet heves (USGS, u.å.-b). Her skjedde også det største skjelvet som noen gang er målt, i Chile 22. mai 1960 (magnitude 9,5). Tsunamien fra skjelvet krysset hele Stillehavet og tok liv på Hawaii og i Japan. Et nyere eksempel er skjelvet utenfor nordøstkysten av Japan 11. mars 2011 (magnitude 9,1), der Stillehavsplaten dukker ned under Japan. Tsunamien la store kyststrekninger øde, ca. 18 500 mennesker døde eller ble savnet, og kjernekraftverket i Fukushima ble alvorlig skadet (USGS, u.å.-d).

Hvorfor blir skjelvene så store nettopp her? Alle skjelv over magnitude 9 som er målt, har skjedd i subduksjonssoner. Det er fordi bruddflaten der kan bli svært stor, opptil flere hundre kilometer lang og over hundre kilometer bred. Jo større bruddflaten er, desto større kan skjelvet bli.

Transformforkastninger

Ved en transformforkastning glir platene sidelengs forbi hverandre. Her blir det verken laget eller ødelagt skorpe, og skjelvene er grunne. Det mest kjente eksempelet på land er San Andreas-forkastningen i California. Der har Stillehavsplaten glidd horisontalt forbi den nordamerikanske platen i 10 millioner år, med ca. 5 cm i året (USGS, u.å.-b). Langs denne forkastningen skjedde skjelvet i San Francisco 18. april 1906 (magnitude 7,9).

Store skjelv inne på en plate?

De aller fleste store skjelv skjer altså ved plategrensene. Men det betyr ikke at skjelv inne på en plate alltid er små. Skjelvet på Helgeland 31. august 1819, ofte kalt Lurøyskjelvet, er anslått til magnitude ca. 5,8 og regnes som det største kjente skjelvet på det norske fastlandet i historisk tid (NORSAR, u.å.-d). Like etter siste istid, da jordskorpa hevet seg raskt, var det enda større skjelv. Stuorragurra-forkastningen på Finnmarksvidda er ca. 80 km lang og har et sprang på opptil sju meter. Den ble trolig dannet i ett enkelt skjelv for ca. 9000 år siden, med en magnitude rundt 7 (NORSAR, u.å.-d; SNL, u.å.-b). Store skjelv inne på en plate er sjeldne, men de kan skje.

P-bølger og S-bølger

Når bruddet skjer, sendes det ut bølger i alle retninger. Noen går gjennom jorda, og andre går langs overflaten. Bølgene har ulike egenskaper, og nettopp derfor kan vi bruke dem både til å finne skjelvet og til å undersøke jordas indre.

Bølger gjennom jorda

P-bølger er kompresjonsbølger: stoffet skyves sammen og trekkes ut i samme retning som bølgen går. P-en kommer fra det engelske ordet primary (= den første), fordi P-bølgen kommer først fram. P-bølger går gjennom både fast berg og væske. S-bølger er skjærbølger: stoffet beveger seg på tvers av bølgeretningen. S-en kommer fra secondary (= den andre), fordi de kommer etter P-bølgene. S-bølger går bare gjennom fast stoff (USGS, u.å.-a). I jordskorpa går P-bølgene ca. 6 km i sekundet og S-bølgene ca. 3,5 km i sekundet. I animasjonen under ser du hvordan en markert partikkel beveger seg i de to bølgetypene.

Overflatebølger

Når bølgene når overflaten, oppstår det overflatebølger, som går langs bakken. Vi skiller mellom Rayleigh-bølger og Love-bølger, oppkalt etter fysikerne som beskrev dem. Overflatebølgene kommer sist fram, men de har størst utslag. Derfor er det de som rister husene mest.

Hvordan måler vi jordskjelv?

Et jordskjelv varer ofte bare noen sekunder, men det etterlater seg spor som vi kan måle over hele jorda. Læren om jordskjelv kaller vi seismologi, og forskerne som arbeider med den, kaller vi seismologer. Men hvordan kan vi måle noe som bare varer i sekunder, kanskje flere tusen kilometer unna?

Seismograf og seismogram

Instrumentet som registrerer rystelsene, kaller vi en seismograf (graf = noe som skriver). Prinsippet er enkelt. Et tungt lodd henger i en fjær eller en pendel. Når bakken rister, følger stativet med, men loddet vil helst bli liggende i ro på grunn av tregheten. Seismografen måler bevegelsen mellom loddet og bakken. I dag måles bevegelsene elektronisk i tre retninger: opp–ned, nord–sør og øst–vest.

Det seismografen registrerer, kaller vi et seismogram. Et seismogram er altså en kurve som viser hvordan bakken har beveget seg over tid. På et seismogram fra et fjernt skjelv kan vi se de tre bølgetypene komme etter hverandre: først P-bølgene, så S-bølgene og til slutt overflatebølgene, som har størst utslag.

Hvordan finner vi episenteret?

Jo lenger bølgene har gått, desto mer kommer S-bølgen etter P-bølgen. Tiden mellom dem kaller vi S–P-tiden, og den forteller oss hvor langt unna skjelvet var. For skjelv i nærheten kan vi bruke en enkel tommelfingerregel: Hvert sekund S–P-tid tilsvarer omtrent 8 km avstand. Kommer S-bølgen 10 sekunder etter P-bølgen, var skjelvet altså ca. 80 km unna. For fjerne skjelv bruker seismologene tabeller over gangtid, fordi bølgene da går gjennom dypere lag der farten er en annen.

Men én stasjon gir bare avstanden, ikke retningen, så skjelvet kan ligge hvor som helst på en sirkel rundt stasjonen. Med tre stasjoner kan vi tegne tre sirkler, og der de krysser hverandre, ligger episenteret. Denne metoden kaller vi triangulering (tri = tre). I dag regner datamaskiner ut episenter og dybde automatisk ut fra hundrevis av stasjoner i løpet av noen minutter. Figuren under viser både seismogrammet og de tre sirklene.

Magnitude – hvor stort var skjelvet?

Når vi vil fortelle hvor stort et jordskjelv var, oppgir vi skjelvets magnitude (magnitude = størrelse). Magnituden er ett tall for hele skjelvet, og den sier hvor mye energi som ble frigjort i bruddet. Den er altså knyttet til selve kilden, nede i jorda. Derfor spiller det ingen rolle hvor vi måler fra: Seismologer i Bergen, Tokyo og California skal komme fram til omtrent samme magnitude for det samme skjelvet.

De første magnitudeskalaene, fra 1930-årene, bygde på hvor store utslag skjelvet ga i seismogrammet. Det fungerer godt for små og middels store skjelv. For de aller største skjelvene øker likevel ikke utslagene like mye som energien, og da blir store skjelv målt som mindre enn de egentlig er. Seismologene sier at skalaen «metter» seg. I dag bruker vi derfor momentmagnitude, ofte skrevet Mw, som ble innført av Thomas Hanks og Hiroo Kanamori i 1979 (Hanks & Kanamori, 1979). Den bygger på skjelvets seismiske moment, som regnes ut fra hvor stor bruddflaten er, hvor langt blokkene forskjøv seg, og hvor stivt berget er. Derfor fungerer den også for de største skjelvene. I nyhetene står det ofte «styrke», men i fagteksten skriver vi «magnitude», fordi «styrke» lett blandes sammen med hvor sterkt skjelvet merkes.

Skalaen er logaritmisk. Ett trinn opp er ikke «litt mer», men mange ganger mer: Én magnitude mer gir omtrent 32 ganger så mye energi (USGS, u.å.-c). To trinn opp gir 32 · 32 ≈ 1000 ganger så mye energi. Et skjelv med magnitude 9 frigjør derfor ca. 32 000 ganger så mye energi som et skjelv med magnitude 6. Skalaen stopper heller ikke ved et bestemt tall, for eksempel 10. Hvor store skjelvene kan bli, avgjøres i praksis av hvor stor bruddflaten kan bli, og det største skjelvet som er målt, Chile 1960, hadde magnitude 9,5. Små skjelv kan til og med få negativ magnitude.

Intensitet – hvordan skjelvet merkes

Magnitude må ikke blandes sammen med intensitet. Magnituden beskriver skjelvet. Intensiteten beskriver virkningen på ett bestemt sted: hva folk kjente, hva som veltet, og hva som ble skadet. Et skjelv har altså én magnitude, men mange intensiteter. Intensiteten er høy nær episenteret og lav langt unna, og den er høyere på løse masser enn på fast fjell. I Europa bruker vi den europeiske makroseismiske skalaen, EMS-98, med tolv trinn skrevet med romertall fra I (ikke merket) til XII (fullstendig ødeleggelse) (Grünthal, 1998). Romertallene gjør det lett å se at intensitet er noe annet enn magnitude, som skrives med desimaltall.

Intensitet er særlig nyttig for historiske skjelv fra tiden før det fantes seismografer. Ut fra brev, aviser og skadebeskrivelser kan seismologene tegne kart over hvor sterkt skjelvet ble merket, og ut fra hvor stort området med en viss intensitet var, anslår de magnituden. Det er slik vi vet noe om skjelvet på Helgeland i 1819, som hadde størst virkning rundt Ranfjorden. NORSAR anslår magnituden til ca. 5,8 (NORSAR, u.å.-d). Slike anslag er naturlig nok mer usikre enn målinger med moderne instrumenter.

Hvor ofte skjer store skjelv?

Små skjelv er det svært mange av, store skjelv er det få av. Hver gang magnituden øker med ett trinn, blir det omtrent ti ganger færre skjelv. Ifølge den amerikanske geologiske undersøkelsen USGS skjer det i gjennomsnitt ca. 15 skjelv med magnitude 7–7,9 og ca. ett skjelv med magnitude 8 eller mer i året, men tallet varierer mye fra år til år (USGS, u.å.-c). Skjelv med magnitude 9 eller mer er svært sjeldne. På 2000-tallet har det vært to: Indiahavet 2004 og Japan 2011.

Hva forteller bølgene om jordas indre?

Hvor dypt har mennesker egentlig klart å bore? Et sovjetisk borehull på Kolahalvøya nådde 12 km – og det er fortsatt inne i jordskorpa. Det vi vet om jordas indre, vet vi derfor fordi seismiske bølger endrer fart og retning når de går gjennom lag med ulike egenskaper (USGS, u.å.-a).

Mantelen er fast berg – S-bølgene går gjennom den – mens den ytre kjernen er flytende. Grensen mellom skorpa og mantelen kalles Moho etter den kroatiske seismologen Andrija Mohorovičić. Det fulle navnet er Mohorovičić-diskontinuiteten (diskontinuitet = brå overgang). Mohorovičić la merke til at noen av bølgene fra et jordskjelv kom raskere fram til fjerne stasjoner enn de skulle, og forklarte det med at de hadde gått ned i et dypere lag med høyere bølgefart (Mohorovičić, 1910). Moho er altså kjent som et hopp i bølgehastighet, ikke som noe vi har sett (USGS, u.å.-a).

Den ytre kjernen er flytende

Vi regner den ytre kjernen som flytende av to grunner. For det første slipper den ikke gjennom S-bølger, og S-bølger kan bare gå gjennom fast stoff. For det andre blir P-bølgene som går gjennom den, brått langsommere. I referansemodellen PREM faller P-bølgefarten fra 13,7 til 8,1 km/s ved overgangen fra mantel til kjerne, altså med ca. 40 %, samtidig som tettheten øker med ca. 78 prosent (Dziewonski & Anderson, 1981). Kjernen ble påvist i 1906, da R.D. Oldham studerte jordskjelvregistreringer (USGS, u.å.-a).

Skyggesonen

Hva skjer så med bølgene på den andre siden av jorda? Fordi den flytende ytre kjernen stopper S-bølgene, kommer de ikke fram lenger ut enn ca. 103 grader fra skjelvet. Direkte P-bølger mangler mellom ca. 103 og 140 grader, fordi de bøyes av ved grensen mot kjernen (IRIS, u.å.). Dette området kaller vi skyggesonen.

Helt tom er likevel ikke skyggesonen. Den danske seismologen Inge Lehmann la merke til at det kom svake P-bølger fram der. I artikkelen «P′» fra 1936 forklarte hun dem med at jorda har en fast indre kjerne som bøyer av bølgene (Lehmann, 1936; USGS, u.å.-a). Oldham påviste altså kjernen, mens Lehmann påviste den indre kjernen.

Hvorfor skjelver Norge?

Norge ligger altså langt fra en aktiv plategrense. Likevel er Norge det området i Nord-Europa som har flest jordskjelv. Noen få skjelv i året er kraftige nok til at folk merker dem, men bare et fåtall har gitt skader på bygninger (NGU, u.å.-a; NORSAR, u.å.-b).

Hvor kommer spenningen fra?

Spenningen kommer ikke fra en subduksjonssone under Vestlandet. NORSAR beskriver i stedet tre spor, avhengig av hvor i landet vi er. Ved Svalbard, øst for Den midtatlantiske ryggen, sprer spenningen fra havbunnsspredningen seg inn mot øyene og kan få gamle forkastninger til å gli på nytt. Her skjedde et av de kraftigste skjelvene i nyere tid, i Storfjorden 21. februar 2008, med magnitude 6,2 (NORSAR, u.å.-d; SNL, u.å.-b). I Nordsjøen ligger gamle rifter, og spenningen der kan komme enten fra spredningen langs ryggen eller fra landhevingen etter at isen smeltet. I Nordland antar vi at skjelvene skyldes at skorpa strekkes, fordi landet hever seg og sedimenter er blitt omfordelt etter siste istid (NORSAR, u.å.-b). Nordland stiger fortsatt med opp mot fire millimeter i året (NORSAR, u.å.-d). Kartet under samler de tre sporene.

Historiske skjelv

Det største kjente skjelvet i Oslo-området er Oslofjordskjelvet søndag 23. oktober 1904 kl. 11.27. Magnituden er beregnet til 5,4. Episenteret lå i havet ved munningen av Oslofjorden, men nøyaktig hvor er usikkert, fordi det bare fantes få og unøyaktige instrumenter i 1904. Eldre framstillinger legger det nær Færder, på vestsiden av fjordmunningen. En ny analyse fra 2009, som bygger både på seismogrammer fra 1904 og på hvor sterkt skjelvet ble merket, legger det nær østsiden av ytre Oslofjord, sør for Hvaler, ca. 25–30 km under overflaten (Bungum mfl., 2009; NORSAR, u.å.-a). Skjelvet ble følt over et stort område, fra Namsos i nord til Polen i sør, og det ga betydelige skader på bygninger (NORSAR, u.å.-a). Enda kraftigere var skjelvet på Helgeland 31. august 1819, med magnitude ca. 5,8 (NORSAR, u.å.-d). Det er det største kjente skjelvet på fastlandet i historisk tid, og det utløste skred i bratt terreng. I havområdene er det likevel målt større skjelv: Det kraftigste som er målt på norsk territorium, skjedde ved Jan Mayen 30. august 2012, med magnitude 6,6 (NORSAR, u.å.-d; SNL, u.å.-b).

Overvåking

Jordskjelvstasjonen ved Universitetet i Bergen og NORSAR overvåker aktiviteten i Norge (NGU, u.å.-a). Norsk nasjonalt seismisk nettverk ble etablert i 1992 og har over 50 stasjoner og arrayer på fastlandet og på øyene i Arktis. Universitetet i Bergen leder nettverket, og NORSAR er partner (NORSAR, u.å.-c).

To vanlige misforståelser

1. Norge ligger på en plategrense, siden vi har jordskjelv. Det stemmer ikke. Skjelvene i Norge er intraplate-skjelv, og plategrensen er midthavsryggen vest for oss.
2. S-bølger går gjennom hele jorda. Det stemmer ikke. De stopper i den flytende ytre kjernen, og det er nettopp et av argumentene for at kjernen er flytende.

Viktige begreper

Hyposenter: Stedet i dypet der bruddet starter.

Episenter: Punktet på overflaten rett over hyposenteret.

Elastisk tilbakefjæring: Fjellet bøyes langs en låst forkastning og spretter tilbake når friksjonen ryker.

Skjelvdybde: Avstanden ned til hyposenteret. Grunne skjelv: 0–70 km, middels dype: 70–300 km, dype: 300–ca. 700 km.

Overflatebølger: Rayleigh- og Love-bølger. De går langs overflaten, kommer sist og har størst utslag.

Seismograf: Instrument som registrerer rystelser i bakken. Registreringen kalles et seismogram.

Skyggesone: Belte på jordoverflaten ca. 103–140 grader fra skjelvet der verken direkte P-bølger eller direkte S-bølger kommer fram.

Intraplate-jordskjelv: Skjelv inne på en plate, ikke ved en aktiv plategrense. Typisk for Norge.

Sammendrag

• Et jordskjelv er et plutselig brudd i jordskorpa der spenning som har bygd seg opp over lang tid, blir utløst. De fleste og de største skjelvene skjer ved plategrensene, særlig i subduksjonssoner.
• Energien sprer seg som P-bølger, S-bølger og overflatebølger. P-bølgene kommer først, og overflatebølgene rister mest.
• Magnituden beskriver hvor mye energi et skjelv frigjør, og én magnitude mer gir omtrent 32 ganger så mye energi. Intensiteten beskriver hvordan skjelvet merkes på ett bestemt sted.
• Fordi S-bølgene stopper i den flytende ytre kjernen, vet vi at mantelen er fast og at den ytre kjernen er flytende.
• Norge ligger inne på Den eurasiske platen, men har likevel jordskjelv, fordi spenning fra midthavsryggen og landhevingen etter istiden får gamle forkastninger til å gli. Det største kjente skjelvet på fastlandet er skjelvet på Helgeland i 1819 (magnitude ca. 5,8).

Les videre i kapitlet Jordskjelv og tsunamier som naturfare, om tsunamier, skader, varsling og risiko.

Test deg selv