Jordskjelv

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.

FNs hovedkvarter slik det så ut etter jordskjelvet i Haiti 2010

Fra jordskjelvet i Kashmir i oktober 2005. Dette jordskjelvet hadde magnitude 7,6 på Richters skala, og førte til at bygninger kollapset

Skadene etter jordskjelvet i Kobe 1995 ble estimert til 10 billioner yen

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 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

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 70 000 år siden. Et jordskjelv med styrke over 12 ville være så voldsomt at jordkloden ville slites i stykker.

Menneskeskapte skjelv

Zipingpudemningen nær Dujiangyan har en kapasitet på 1 120 000 000 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 69 227 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

Utdypende artikkel: Seismologi

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.

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 1 000 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.^{[trenger referanse]} Magnitudemålet forkortes M_W.

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

Rundt om i verden registreres det hvert år flere millioner seismiske forstyrrelser, altså jordskjelv. Flesteparten av dem er imidlertid så svake at de bare registreres med seismografer. For at mennesker skal kjenne dem må skjelvet har en styrke på Richterskalaen som minst overstiger 3,0. For at omfattende skader skal skje vil skjelvet måtte ha en styrke på minst 6,0. Kraftigere skjelv med styrke på minst 8,0 forekommer bare en eller et par ganger i året. Mega-thrust jordskjelv med styrke opp mot 9,0 eller høyere forekommer i gjennomsnitt bare en gang på 20 år.

Om store jordskjelv (over 7,0 på Richterskalaen) inntreffer i tettbefolkede områder blir følgene ofte katastrofale. Et kraftig jordskjelv har potensial til å jevne millionbyer med jorden og kreve utallige menneskeliv. I det siste seklet alene har milliontalls mennesker omkommet i forbindelse med jordskjelv. Det er imidlertid ikke skjelvet i seg selv som tar liv, det er de sekundære effektene – sammenraste hus, broer med mer, jordskred, demningsbrudd, brann et cetera. Selv et kraftig jordskjelv under havet, såkalt havskjelv, langt fra bebyggelse kan forårsake store katastrofer når veldige tsunamier dannes. Dette ble sist vist av jordskjelvet i Indiahavet i jula 2004. Nesten samtlige av de mellom 250 000 og 300 000 omkomne ble drept av tsunamien.

I tillegg til jordskjelvets styrke spiller flere faktorer inn på hvor stor skade skjelvet forårsaker. Blant dem spiller framfor alt bygningskonstruksjonenes utforming og de lokale geologiske forholdene stor rolle. Et byggverks form har stor betydning, for eksempel er en L-formet bygning mer utsatt enn et punkthus. Jo grunnere episentrum ligger desto større er potensialet for ødeleggelse.

For byggverk sier styrken på Richterskalaen veldig lite om hvilke krefter bygninger utsettes for, for slike målinger er shindo- eller Mercalliskalaen bedre. Kreftene er avhengig av jordskjelvets dyp, avstand til jordskjelvet, lokale geologiske forhold med mer. For dimensjonering av hus, dammer og andra konstruksjoner benyttes den horisontale G-kraften. Denna bestemmes vanligvis gjennom målinger på stedet. Et område som kan utsettes for store G-krefter ved relativt ubetydelige jordskjelv er Mexico by. Dette beror hovedsakelig på at byen er grunnlagt på store leireforekomster som forsterker svingningene ved et jordskjelv.

Det er uvanlig at underjordiske fasiliteter, som tunneler, gruver og tunnelbaner tar skade av jordskjelv.

Effekter av jordskjelv

Kopperstikk som illustrerer Lisboa i flammer og ruiner etter Jordskjelvet i Lisboa i 1755. En tsunami skyller over skipene i langs kysten

Effektene av jordskjelv er mange, nedenfor beskrives noen av dem:

Rystelser og sprekker i bakken

Rystelser og sprekker i bakken er de vanligste effektene av et jordskjelv, og resulterer i mer eller mindre omfattende skader på bygninger og andra konstruksjoner. Størrelsen på lokale skader avhenger av det komplekse samspillet mellom jordskjelvets styrke, avstanden fra episentrum, og lokale geologiske og geomorfologiske forhold som kan forsterke eller redusere bølgepropagering.

Spesielle lokale geologiske, geomorfologiske og geostrukturelle egenskaper kan føre til omfattende rystelser på jordoverflaten selv om jordskjelvet i seg selv har lav intensitet på rystelsene. Dette fenomenet kalles lokal forsterkning og skyldes hovedsakelig at de seismiske bevegelsene overføres fra dyptliggende, hard jord til løsere jord lenger oppe og at geometrien på avleiringene kan fokusere den seismiske energien.

Sprekker i bakken er synlige brudd og forskyvninger på jordoverflaten langs en forkastning. Disse sprekkene kan være i størrelsesorden flere meter ved store jordskjelv. Sprekker i bakken er en stor risiko for konstruksjoner som dammer, broer og kjernekraftverk. Det er derfor nødvendig med nøye kartlegging av forkastninger i grunnen i jordskjelvutsatte områder før slike sensitive byggverk reises.

Det brenner etter Jordskjelvet i San Francisco 1906

Jordskred og laviner

Utdypende artikkel: Jordskred

Jordskred er en stor geologisk risiko ettersom de kan inntreffe hvor som helst i verden. Alvorlige stormer, jordskjelv, vulkansk aktivitet, bølgeerosjon og skogbranner kan svekke skråninger og utløse jordskred. Jordskred kan være farlige for redningspersonell etter at de har intruffet

Brann

Utdypende artikkel: Ildebrann

Branner kan oppstå etter et jordskjelv gjennom skader på strømnettet eller gassledninger. Vannrør kan skades eller brytes og vanskeliggjøre slukningsarbeidet. Ved jordskjelvet i San Francisco 1906 døde flere mennesker av de påfølgende brannene enn av selve jordskjelvet. Dette skjelvet var den årsak til den til da største urbane storbrannen, og som i ettertid i fredstid kun har blitt overgått i størrelse av brannene etter Kanto-jordskjelvet i 1923.

Majoriteten av de som dør i jordskjelvkatastrofer omkommer i brannene som oppstår.

Jordlikvifaksjon

Likvifaksjon under Jordskjelvet i Niigata 1964

Likvifaksjon inntreffer når vannmettet kornete materiale, som for eksempel sand, mister sin substans og går fra fast til flytende form. Slike endringer kan utløses av vibrasjoner. Likvifaksjon kan få konstruksjoner som bygninger eller broer til å begynne å sige eller synke ned i den flytende grunnen. Dette kan være en ødeleggende bivirkning av jordskjelv. Ved langfredagsjordskjelvet i Alaska i 1964 sak mange bygninger ned i jorden på grunn av jordlikvifikasjon og jordskred og kollapset så etter hvert.

Tsunami

Tsunamien som rammet Asia i 2004

Utdypende artikkel: Tsunami

Tsunamier er havbølger med lang bølgelengde og lang periode som oppstår når et stort volum vann plutselig settes i bevegelse. På åpent hav kan avstanden mellom bølgetopper være over 100 kilometer, og perioden kan variere mellom 5 minutter opp til en time. Tsunamier kan bevege seg med en hastighet på 600 – 800 km/t, avhengig av hvor dypt det er. Store bølger som dannes ved et jordskjelv eller et jordskred under vann kan skylle over nærliggende kystområder i løpet av minutter. Tsunamier kan også bevege seg hundretalls mil over åpent hav og ødelegge kystområder flere timer etter jordskjelvet som utløste den

Vanligvis utløser jordskjelv ved subduksjonssoner ingen tsunami om de har magnitude lavere enn 7,5 på Richterskalaen.

Oversvømmelse

Utdypende artikkel: Oversvømmelse

En oversvømmelse inntreffer når vann skyller over et område. Oversvømmelser skyldes vanligvis at volumet vann i et vassdrag som en sjø eller elv overskrider kapasiteten for å ta unna vann. Dette tvinger en del av vannmengden til å ta nærliggende lave landområder i bruk for å ta det unna. Oversvømmelser kan også være bivirkninger av jordskjelv om dammer skades. Jordskjelv kan også forårsake jordskred som sperrer elveløp og dermed kan medføre oversvømmelser oppstrøms, og også nedstrøms når rasmassene skylles bort og elven renner inn i sitt vanlige løp igjen.

I sjøen Sarez i Tadsjikistan ble det i 1911 dannet en dam av et jordskjelv med en styrke på 6,5-7,0. Om denne dammen skulle rase i et nytt jordskjelv vil omkring 5 millioner mennesker bli hjemløse i oversvømmelser nedstrøms.

Store jordskjelv

Se også: Liste over jordskjelv

Jordskjelvet i Shaanxi 1556 var et av de mest ødeleggende jordskjelv nedtegnet i historiebøkene. 23. januar 1556 mistet mer enn 830 000 mennesker livet i Shaanxi-provinsen i Kina Kina ble også rammet av et kraftig jordskjelv i 1976. Etter jordskjelvet i Tangshan ble dødstallet anslått til mellom 240 000 og 655 000, og det regnes for å være det største jordskjelvet i det 20. århundre med tanke på dødstall.

Det største jordskjelvet som er målt på en seismograf nådde en styrke på 9,5 og inntraff den 22. mai 1960 med episenter i nærheten av Cañete, Chile. Energien som ble frigjort var omtrent det dobbelte av den nest kraftigste jordskjelvet, langfredagsjordskjelvet i Alaska, som hadde episenter i Prince William Sound, Alaska De ti største registrerte jordskjelvene har alle vært megathrust jordskjelv, men av disse ti er det bare Jordskjelvet i Indiahavet 2004 som også havner på topplistene over antall omkomne.

Jordskjelv i Norden

Med unntak av Island ligger alle landene i Norden langt fra grensen mellom noen kontinentalplater der de store skjelvene opptrer. Det inntreffer likevel dusinvis jordskjelv her hvert år, men flesteparten av dem er så svake at de kun registreres av seismografer.

Det største historisk kjente skjelvet i Norden inntraff på slutten av 1700-tallet på grensen mellom Norge og Sverige i nærheten av Bodø. Skjelvet som kunne merkes så langt unna som Stockholm har på basis av historiske kilder blitt anslått til en styrke på cirka 6,0-6,5.

Norge

Det kraftigste jordskjelvet på norsk sokkel skjedde natt til 9. november 2018 på Jan Mayen. Skjelvet hadde en styrke på 6,8, og episenteret lå 125 kilometer nordvest for Jan Mayen.

Det har også tidligere vært flere større skjelv;

• Helgelandsskjelvet, 31. august 1819, med en styrke på like under 6.
• Osloskjelvet, sør for Oslo 23. oktober 1904, med en styrke på 5,4. Skjelvet ble merket i store deler av Sør-Skandinavia og Nord-Europa. Ingen omkom under skjelvet, men det ble konstatert en god del skader på bygninger.
• Jordskjelvet på Svalbard, 21. februar 2008, med en styrke på 6,8 i Storfjorden. Episenteret lå ved Billefjorden.

Mindre skjelv med styrke omkring 3,0 forekommer omtrent årlig i Sør-Norge. I 2017 var det f.eks. et skjelv på Siragrunnen utenfor Flekkefjord, 10 km under jordskorpen, og det var godt merkbart i Vest-Agder og Rogaland ved at gulv og vegger ristet.

Mest aktive områder på land:^{[trenger referanse]}

• Sør i Hordaland, rundt Sunnhordland og Hardanger
• Nord i Rogaland, rundt Ryfylke og Haugalandet
• Kysten langs Møre og Romsdal
• Rundt Oslofjorden
• Store deler av Nordland

Steder i Norge hvor merkbare jordskjelv ofte registreres:

Nordsjøen Leirvik Sauda Odda

Os Askvoll Volda Bodø

Nesna Fauske Svolvær Alta

Sverige

I Sverige inntreffer cirka et skjelv per år med en styrke over 3,0 og cirka ti med styrke 2,0 - 3,0. I Sverige er de mest frekvente områdene for jordskjelv Vestkysten og Norrlandskysten.

Kosteröskalvet/Osloskjelvet 23. oktober 1904 er det største i Sverige i moderne tid med en styrke mellom 5,4 - 6.

Den 15. juni 1985 var det et skjelv med episentrum utenfor Halmstad som målte 4,6 på Richterskalan, det kraftigste siden skjelvet i 1904. Den 14. juli 1986 ble Sør-Sverige rammet av et skjelv som målte styrke 4,5 og hadde sitt episentrum i ikke langt fra av Skövde.

Finland

Finland er blant verdens roligste områder sett fra et seismisk ståsted. De fleste skjelvene er for små til å merkes, det kan gå 20-30 år mellom hver gang at skjelv her når styrker som kan oppfattes av mennesker. Det kraftigste skjelvet i Finland inntraff i Österbotten 22. juni 1626. Skjelvet hadde sannsynligvis en styrke på mellom 4 og 5.

Danmark

Jordskjelv som er så kraftige at de kan merkes er ganske sjeldne i Danmark, men små skjelv forekommer jevnlig. De mest jordskjelvsaktive områdene i Danmark er Thy, Læsø og Nordsjælland. Jordskjelv forekommer ikke i den sørvestlige del av Danmark.

Geologiprofessor Jens Morten Hansen har dokumentert at Læsø roterte om sin egen akse og sank i havet for ca. 4 500 år siden i bronsealderen, formodentlig under et jordskjelv på 7-8 på richterskalaen. Læsø gjenoppstod for høyst 3 000 år siden. Hansen mente at det siden den gang har vært kraftige jordskjelv gjennomsnittlig en gang hvert 300-400 år. Han hevdet også at atomkraftverket Barsebäck er feilplassert, og at det ville ha vært ulovlig i USA å plassere et atomkraftverk i en tilsvarende risikosone.

Et jordskjelv i Danmark fra 1073 er veldokumentert, bl.a. i Scriptores rerum Danicarum.

Den 15. juni 1985 rammet et jordskjelv med styrke 4,5 på richterskalaen det nordøstlige Sjælland og Sydsverige. Episenter var i havet nord for Gilleleje.

Den 19. februar 2010 kl. 22:08:56 inntraff et jordskjelv i en dybde av ca. 10 km under epicentret i Nordsjøen ca. 45 km vest for Lyngby i Thy. Rystelsene nådde land et minutt senere. Skjelvet målte 4,7 på richterskalaen.

Island

Island har ofte jordskjelv men vanligvis ikke så sterke. 29 mai 2008 var det ett jordskjelv med 6,1 på Richters skala.

Høyrisikoområder for fremtidige storskjelv

Cirka 3 milliarder mennesker lever i områder som potensielt kan rammes av kraftige jordskjelv. Risikoen for fremtidige katastrofer med i verste fall millioner av dødsoffer øker siden byene i u-landene vokser eksplosjonsartet. Blant storbyer i fattigere områder som løper stor risiko for å rammes av svært kraftige skjelv (minst 8,0) kan nevnes Teheran, Delhi, Lahore, Mexico by, Jakarta, Bombay, Manila og Lima.

Kina har historisk sett blitt rammet av flere jordskjelvkatastrofer enn noe annet land og kommer til å rammes igjen. På bare 12 år (1920 til 1932) omkom nesten en halv million kinesere som følge av jordskjelv og i 1976 omkom minst 240 000, kanskje så mange som 750 000 når millionbyen Tangshan ble lagt i grus. Så sent som i 1976 bodde fortsatt mange flere på landsbygda enn i dagens Kina. Seismologer mener likevel at selv om risikoen definitivt er til stede for storbyer som Beijing, Shanghai, Chongqing og flere er den ikke like stor som for byene nevnt i avsnittet over.

Selv storbyer i den rike delen av verden ligger i høyrisikoområder, for eksempel Tokyo, Osaka og Los Angeles. Andre storbyer i i-land som kan nevnes er San Francisco, Napoli, Nagoya og Aten. Flertallet av disse har tidligere blitt utsatt for større jordskjelv og kommer før eller siden til å rammes igjen.

Like utenfor USAs nordvestre kyst ligger en subduksjonssone der Stillehavsplaten tvinges inn under den nordamerikanske platen og synker ned mot mantelen. Seismologer er overbeviste om at det bare er et spørsmål om tid før området rammes av et jordskjelv av samme styrke som jordskjelvet i Det indiske hav i 2004 eller enda kraftigere. Et slikt skjelv kan i verste fall danne en opp til 30 meter høy tsunami som kan skape store ødeleggelser langs hele kysten fra nord i California opp til Vancouver i sør i Canada. Andre høyrisikoområder for fremtidige tsunamier er Det indiska hav (spesielt en drøyt 100 mil lang strekning sør for episentret til skjelvet 26. desember 2004), den øvrige stillehavsregionen og det østre middelhavsområdet.

Jordskjelvvarsler

Det er nå flere lovende overvåkningssystemer for seismisk aktivitet som i framtiden kanskje vil kunne forutsi jordskjelv med større presisjon. Siden ingen institusjoner har dette som sitt ansvar begrenses idag innsatsen vanligvis til at forskningsinstitusjoner i etterkant av skjelv forsøker å analysere hva som foregikk i tiden før jordskjelvene.

Små forskjelv, såkalte mikroskjelv som inntreffer ved episentrum før et større skjelv, har ofte vist seg å komme i forkant av større skjelv. For eksempel kunne to skjelv sør på Island i juni 2000 forutsis på denne måten med en spenningsanalysemetode utviklet av FOA. 8 timer før det andre skjelvet (magnitude 6,5) fikk sivilforsvaret en varsling. Alle skjelv på Island med styrke over 5 i perioden 1990-2005 har vist seg å etterfølge mikroskjelv, og sannsynligheten for falsk alarm har vist seg å være liten. Svermer av mikroskjelv opptrer ofte årene før større skjelv ved episentrum og aktiviteten øker i tiden for hovedskjelvet. Et problem er at flertallet av seismografene har for lav deteksjonsgrense til å kunne registrere disse skjelvene (magnitud <1). Også før det store skjelvet i Indonesia andre juledag 2004 ble det registrert flere mikroskjelv.

Elektromagnetiske fenomener kan opptre i noen uker, dager, eller timer før et jordskjelv. Før det store jordskjelvet i Kobe 1995 kunne det observeres et lys i noen timer før. I California har er det observert lavfrekvente elektromagnetiske forstyrrelser før skjelv. I USA planlegges en kontinuerlig elektromagnetisk overvåkning ved hjelp av satellitter.

Se også

• Liste over jordskjelv
• Richters skala
• Europeisk makroseismisk skala
• Platedrift

Litteratur

• Golany, Gideon S. & Hanaki, Keisuke & Koide, Osamu. Japanese urban environment, 1998, 1. ed. edn, Elsevier, Oxford.
• Scawthorn, Charles. 2003, Earthquakes: A Historical Perspective, CRC Press LLC.

Eksterne lenker

• (en) Earthquakes – kategori av bilder, video eller lyd på Commons
• (en) Earthquake – galleri av bilder, video eller lyd på Commons
• Dette nettstedet har barn og unge på reise med sine foreldre som målgruppe Arkivert 6. januar 2009 hos Wayback Machine.
• Jordskjelv.no (NORSAR)
• skjelv.no (UiB)
• Det neste store skjelvet - artikkel fra forskning.no 23.3.07
• Jordskjelvforskernes hellig gral - artikkel fra forskning.no 22.5.03
• European-Mediterranean Seismological Centre