Hvordan kan vi forutsi jordskjelv? Kan vi gjøre noe for å minske skadevirkninger?
Dette er del 2 av bloggartikkelen om jordskjelv. Her vil jeg forklare hva jordskjelvbølger er, og hvordan man registrerer og måler styrke av jordskjelv. Andre spørsmål jeg vil besvare er om kraftige skjelv hende i Norge, om man kan forutsi eller begrense jordskjelvenes skadevirkninger og om menneskers aktivitet kan utløse jordskjelv. Denne delen inneholder også et lengre tillegg som lister opp noen historiske jordskjelv.
Jordskjelvbølger
Under jordskjelv sendes det ut jordskjelvbølger, også kalt seismiske bølger. Slike bølger kan oppstå av andre årsaker også, slik som vulkanutbrudd og eksplosjoner. De opptrer som elastiske svingninger i mediet (oftest bergarter) de transporteres gjennom, og avtar i intensitet med økende avstand fra jordskjelvets sentrum. Det finnes flere typer jordskjelvbølger. De to hovedtypene kalles rombølger og overflatebølger. Primærbølger (P-bølger) er rombølger som forplanter seg i alle retninger ved at bergartene avvekslende trykkes sammen og utvider seg i bølgeretningen. Dette er de raskeste jordskjelvbølgene, og beveger seg med en hastighet på 5,5 – 7,2 km/s gjennom jordskorpen, 7,8 – 8,5 km/s gjennom den øvre mantel og opptil 13,7 km/s gjennom den dypere mantel. I den indre, faste kjernen er hastigheten 11,3 km/s. Lydbølger er P-bølger som brer seg i luft.
Sekundærbølger (S-bølger) er rombølger som forplanter seg i alle retninger ved at bergartene settes i svingninger vinkelrett på bølgeretningen. De har en vertikal og en horisontal komponent (henholdsvis SV og SH). S-bølger kan ikke forplante seg i flytende materiale eller luft. De beveger seg omtrent halvparten så raskt som P-bølgene, omkring 3 – 4 km/s gjennom jordskorpen, 4,4 – 4,6 km/s gjennom den øvre mantel og opptil 7,3 km/s dypest i mantelen.
Overflatebølger er jordskjelvbølger som forplanter seg langs jordoverflaten. De har stor bølgelengde, betydelig større amplitude (det vil si større svingninger) enn P- og S-bølger og forplanter seg langsommere. Det er flere typer, hvor Love-bølgene og Rayleigh-bølgene er de vanligste. Love-bølger er resultatet av at SH-bølger virker sammen med et mykt overflatelag. Under et jordskjelv forårsaker de horisontale forskyvninger. Rayleigh-bølger er et samvirke mellom SV-bølger og Jordens overflate. De er langsommere enn Love-bølger. Partiklene beveger seg i en vertikal oval bevegelse på langs av bølgens utbredelsesretning. Bølger i vann kan minne om Rayleigh-bølger. Ved store jordskjelv kan overflatebølger forplante seg flere ganger rundt hele Jorden.
Seismiske instrumenter
Dagens instrumenter for måling av rystelser i Jorden er en kombinasjon av finmekanikk og avansert elektronikk. Et seismisk måleinstrument kalles et seismometer, og en målestasjon som består av seismometer og system for utskrift eller lagring kalles en seismograf. En utskrift som viser styrken på rystelsene kalles et seismogram. Disse tolkes gjerne av en seismolog, som forsker på jordskjelv.
Den første moderne seismografen ble utviklet i 1890, men en kinesisk filosof som het Chang Heng hadde allerede i år 132 e.Kr. funnet opp et «seismoskop» som kunne måle jordskjelv. Seismometre er laget slik at man henger et lodd i et fjærende oppheng eller på en pendel. Loddet skal i prinsippet henge i ro, mens bakken og opphenget beveger seg idet en bølge passerer. Opphenget har en dempning som er ment å hindre at loddet fortsetter å svinge etter at rystelsene er over og en anretning som registrerer loddets posisjon i forhold til opphenget. Seismometre måler bevegelser enten vertikalt (loddet kan svinge opp og ned) eller horisontalt (loddet kan svinge sidelengs). En seismisk stasjon bruker gjerne tre seismometre, ett vertikalt og to horisontale (vanligvis orientert mot nord-sør og øst-vest).
Lokalisering av jordskjelv
Lokalisering av jordskjelv innebærer å bestemme ikke bare posisjonen og dypet, men også starttiden til jordskjelvet. Ved store jordskjelv, der bruddene kan være hundretalls kilometer, bestemmer man punktet der bruddet startet. For å kunne lokalisere et jordskjelv må de seismiske bølgene bli registrert på flere seismiske stasjoner. Jo flere stasjoner jo mer nøyaktig blir lokaliseringen, men det er et minimumskrav at de er registrert på minst tre stasjoner.
Jordskjelvenes styrke – magnitude og intensitet
Jordskjelvenes styrke avhenger av størrelsen på bruddflaten (forkastningen), lengden på bevegelsen, stivheten til fjellet og dybden til fokus. De to siste faktorene henger sammen. Jo dypere man kommer i litosfæren jo høyere temperatur har bergartene. Dypest i litosfæren kan temperaturen komme opp i mer enn 1200 °C. Høyt i jordskorpen der det er lav temperatur er bergartene mye stivere enn ved større dyp, og dermed kan større spenninger bygge seg opp i bergartene der sammenliknet med bergartene dypere nede. Jordskjelv med fokus høyt i jordskorpen vil derfor ha større styrke enn jordskjelv med fokus dypt nede. Styrken oppgis ofte i enten Richters skala eller moment-magnitude-skalaen (MMS). De målte verdiene kalles magnituder, og er mål for den energimengden et jordskjelv har utløst. Richters skala er den som er mest kjent blant folk, men den brukes ikke lengre i vitenskapelig sammenheng. Den er for lengst erstattet av moment-magnitude-skalaen. Den måler styrken på et skjelv med hensyn til mengden energi som frigis og mengden bevegelse ved jordskjelvets fokus. Siden jordskjelv varierer veldig mye i størrelse er magnitudeskalaen logaritmisk. Hvert trinn tilsvarer en økning i energi med en faktor på 31. Et jordskjelv med magnitude 6 frigir dermed omtrent 31 ganger så mye energi som et med magnitude 5, og omtrent 1000 ganger (31×31) mer enn et med magnitude 4.
En annen måte å vurdere størrelsen av et jordskjelv baserer seg på intensitet. Det fins flere slike skalaer, og de beskriver hvordan folk opplevde rystelsene. Ulempen er at metoden er subjektiv og kan variere fra sted til sted, men med mange nok observasjoner kan man likevel få et brukbart inntrykk av styrken og posisjonen til et jordskjelv. Størrelsen på historiske jordskjelv kan anslås ut fra nedskrevne beretninger. Intensitetsskalaen som brukes i USA er fra 1931 og kalles «modifisert Mercalli-intensitet» (eller MM-31), mens den som brukes i Europa er fra 1998 og kalles «europeisk makroseismisk skala» (eller EMS98). Begge skalaene går fra 1 til 12, og markeres med romertall (se tabell).
Etterskjelv
Etter et jordskjelv vil det ofte komme etterskjelv fordi berggrunnen «justerer seg» etter effektene av hovedskjelvet. Etterskjelvene er av mindre styrke enn det opprinnelige jordskjelvet, men etter et meget kraftig jordskjelv kan det komme sterke etterskjelv som kan gjøre ytterligere skade på allerede skadde bygninger. Aktiviteten er størst rett etter hovedskjelvet, og den vil gradvis avta. Varigheten av etterskjelvene er avhengig av styrken til det opprinnelige skjelvet.
Skader, varslinger, risikovurdering og tiltak
Opp gjennom historien kan så mange som 100 millioner mennesker ha omkommet i jordskjelv. Kostnadene av skader på bygninger og infrastruktur lar seg vanskelig estimere, men jordskjelvet som førte til ulykken ved Fukushima-kraftverket i Japan i 2011 skal ha kostet 360 milliarder amerikanske dollar. Dette er mer enn kostnadene for 1990-tallet samlet (200 milliarder dollar), som i sin tur var ti ganger høyere enn kostnadene på 1960-tallet. Disse brå økningene gjenspeiler utfordringer med befolkningsøkning og urbanisering, ikke det at jordskjelvene er blitt hyppigere og kraftigere.
Å forutsi jordskjelv er ingen enkel øvelse. Tvert imot. Det er faktisk ingen gode metoder for å varsle jordskjelv ut fra hvor vitenskapen står i dag. Uvær kan varsles dager i forveien fordi meteorologene kan tolke atmosfæriske forhold og studere hvordan en storm bygger seg opp. Et jordskjelv er en plutselig hendelse. Man vet at et skjelv før eller siden vil skje, men det blir et altfor vagt varsel. Flere metoder for varsling har vært prøvd og forkastet. Det er kjent at mange dyr er mer følsomme enn mennesker for rystelser i grunnen. De kan kjenne P-bølgene, de raskeste bølgene, som opptrer som trykkbølger som ikke gir store utslag i jordskorpen. Problemet er at det blir et altfor kort varsel. Bare noen titalls sekunder senere kommer de rystelsene som kan føre til store ødeleggelser. En metode for varsling som ble sett på som lovende på 1970-tallet, og angivelig skal ha blitt brukt med hell på et jordskjelv i staten New York i 1973, er basert på prinsippet om at bergartene i jordskorpen utvider seg når spenningen øker. P-bølger kan sammenliknes med lydbølger i luft. Når lufta blir tynnere, endrer lydhastigheten seg. På samme måte endrer P-bølgenes hastighet når jordskorpen utvider seg. Optimismen fra 1970-tallet er blitt knust av senere studier (f.eks. Main et al., 2012) som har vist at metoden ikke holder mål.
En annen metode som er tilbakevist som upålitelig er VAN-metoden (navngitt etter forbokstavene til de greske forskerne som utviklet den). Den baserer seg på tolkning av elektriske signaler som oppstår i forkant av et jordskjelv. I 1984 hevdet den greske forskergruppen at de hadde forutsagt 18 av 23 jordskjelv som de presenterte i en artikkel, og i senere artikler fram til 1996 fortsatte de å hevde en høy suksessrate. Andre forskere har påpekt store mangler med disse varslene, slik som for eksempel at de er vage og tvetydige (Geller, 1997), og at de rett og slett ikke oppfyller vitenskapelige krav (Jackson, 1996). VAN-gruppens motsvar har ikke overbevist kritikerne.
De fleste bergarter inneholder små mengder gass som vil slippes ut når spenninger bygges opp, og bergartene deformeres og sprekker opp. Man har rapporter om økte utslipp av slike gasser forut for store jordskjelv. En av disse gassene er radon, som oppstår ved radioaktiv nedbryting av uran. Nettopp det at gassen er radioaktiv og har kort halveringstid, og at den lett lar seg måle, gjør at den i prinsippet kan brukes til å forutsi jordskjelv ved at man observerer variasjoner i mengden som slippes ut. Problemet er at utslippene kan finne sted langt unna der skjelvet faktisk rammer, og lang tid i forkant. Det er heller ingen sammenheng mellom mengden gass som unnslipper og størrelsen på jordskjelvene.
Det man kan gjøre er å studere jordskjelvhistorikken i et bestemt område og få et inntrykk av risikoen for at et stort skjelv skal finne sted akkurat der. Problemet er at jordskjelv ikke opptrer med regelmessighet. I San Andreas-forkastningen i California var det eksempelvis jordskjelv i 1857, 1881, 1901, 1922, 1934, 1966 og 2004. Vi ser at det har variert mellom 12 og 38 år mellom skjelvene i denne perioden.
Jordskjelvvarsler kan faktisk virke mot sin hensikt. De kan føre til unødig panikk. I områder hvor det er stor jordskjelvrisiko bør man i stedet sette søkelys på å bygge bygninger og infrastruktur som kan tåle kraftige jordskjelv. I noen industriland, for eksempel Japan og USA, har man gjort dette med større hell enn andre steder. I utviklingsland som ikke har så god økonomi er det vanskeligere å lage bygninger som holder mål.
Jordskjelv i Norge
Filmen «Skjelvet» er en katastrofefilm fra 2018 som beskriver voldsomme ødeleggelser av Oslo. Er den realistisk? Nei, ikke i en slik grad som beskrives i filmen, men ja, jordskjelv kan ødelegge infrastruktur og bygninger, og i verste fall kreve menneskeliv – også i Norge. Det drama som er skissert i filmen er imidlertid overdrevet. Inspirasjonen til denne filmen var et skjelv som fant sted i Oslofjordregionen 23. oktober 1904. Det hadde en styrke på 5,4 på Richters skala (beregnet i ettertid). Episenteret lå mer enn 100 km fra Oslo, men likevel gjorde det stor skade i byen. Et nytt skjelv av liknende størrelse kan få store konsekvenser, men sannsynligheten er liten for at vi skal oppleve et virkelig stort jordskjelv i Norge. Et skjelv med styrke på over 8 er helt utelukket, slike finner man bare ved plategrenser. Forskningsinstituttet NORSAR er likevel opptatt av å øke oppmerksomheten på jordskjelv i Norge. Jo mer vi vet jo bedre er vi i stand til å sikre bygg og infrastruktur. I 2020 lanserte NORSAR et nytt digitalt jordskjelvkart for Norge (inkludert Svalbard). Det resulterte i at man nedjusterte skadepotensialet i store deler av landet, som igjen gir store besparelser for utbyggere.
Menneskeskapte jordskjelv
Langt de fleste jordskjelv skjer på grunn av naturlige bevegelser i jordskorpen, men det er godt kjent at menneskelige aktiviteter kan utløse jordskjelv. De aktiviteter det er snakk om er oppsamling av mye vann i demninger, sprengninger både på overflaten og nede i undergrunnen, gruvedrift, pumping av vann ned i undergrunnen for å øke produksjon av olje og gass eller utvinne jordvarme, boring og fylling av væske i brønner, og innsprøyting av avfallsprodukter i undergrunnen. Disse aktivitetene kan påvirke trykket som virker på bergarter og være med på å bygge opp spenningene som kan utløse jordskjelv. Menneskeskapte jordskjelv er som regel ikke særlig kraftige, men unntaksvis kan sterke skjelv forekomme. I Sør-Korea var det et jordskjelv i 2017 med styrke 5,4 som trolig var forårsaket av innsprøyting av vann i det geotermiske kraftverket i Pohang. Dette var et av de sterkeste jordskjelvene i Sør-Korea i moderne tid.
Noen store jordskjelv opp gjennom historien
Kilder:
Hjemmesiden til NORSAR: https://www.jordskjelv.no (og lenker på denne siden)
Store Norske Leksikon: https://snl.no/seismisk_bølge
Wikipedia: https://en.wikipedia.org/wiki/Earthquake
https://en.wikipedia.org/wiki/European_macroseismic_scale
https://en.wikipedia.org/wiki/List_of_disasters_by_cost
Forskning.no: https://forskning.no/jordskjelv-miljo-partner/matematiske-modeller-gir-bedre-forstaelse-av-menneskeskapte-jordskjelv/1351554
Geller, Robert J. (December 1997), «Earthquake prediction: a critical review.», Geophysical Journal International, 131 (3): 425–450.
Jackson, David D. (27 May 1996), «Earthquake prediction evaluation standards applied to the VAN method», Geophysical Research Letters, 23 (11): 1363–1366.
Main, Ian G.; Bell, Andrew F.; Meredith, Philip G.; Geiger, Sebastian; Touati, Sarah (August 2012), «The dilatancy–diffusion hypothesis and earthquake predictability», Geological Society of London, Special Publications, 367 (1): 215–230.
Figur 7. Danciu, L., Weatherill, G., Rovida, A., Basili, R., Bard, P. Y., Beauval, C., Nandan, S., Pagani, M., Crowley, H., Sesetyan, K., Villanova, S., Reyes, C., Marti, M., Cotton, F., Wiemer, S. & Giardini, D. (2022). The 2020 European seismic hazard model: milestones and lessons learned. In Progresses in European Earthquake Engineering and Seismology: Third European Conference on Earthquake Engineering and Seismology–Bucharest, 3-25. Cham: Springer International Publishing. doi: 10.1007/978-3-031-15104-0_1
