Kap 3: JORDSKJELV, VULKANUTBRUDD OG TSUNAMIER Flashcards
Gjøre rede for P-bølger, S-bøler og overflatebølger.
Jordskjelvbølger forplanter seg gjennom jordas indre som to ulike bølgebevegelser. P-bølger (P= primary, altså den første bølgen), er «langsbølger». De forplanter seg raskere enn S-bølgene (S= secondary, den andre). S-bølger er «tversbølger» og de beveger seg med litt mindre enn to tredeler av farten til P-bølgene. P- og S-bølgene brer seg i alle retninger ut fra jordskjelvets sentrum.
Der P- og S-bølgene når jordoverflaten, blir noe av energien overført til overflatebølger som følger jordskorpa. Overflatebølgene beveger seg saktere enn både P- og S-bølgene, men det er likevel de bølgene som gir størst skade på jordoverflaten.
Hvor fort beveger P-, og S-bølgene seg?
P-bølgene beveger seg gjennom jordskorpa med en fart på 6-7 km/s (ca. 20 ganger så fort som lyd går gjennom luft).
S-bølgene beveger seg gjennom jordskorpa med en fart på ca. 3-6 km/s.
Hva er jordskjelvets sentrum og episenter?
Det punktet der skjelvet starter er jordskjelvets sentrum.
Punktet som ligger på jordoverflaten, rett over skjelvets sentrum, kalles jordskjelvets episenter.
Hvordan kan vi bestemme beliggenheten av jordskjelvets episenter?
P-bølgene blir registrert først, deretter S-bølgene og til slutt overflatebølgene. Ankomsttidene for P- og S-bølgene kan vi bruke til å bestemme beliggenheten av jordskjelvets episenter. Forutsetningen er at jordskjelvet er registrert på tre forskjellige målestasjoner.
Hva er magnitude?
Størrelsen på skjelv angis med et tall som kalles magntitude. Det er et mål på hvor mye energi som bli utløst, og kan beregnes på ulike måter.
Hvilke skalaer blir skjelvets styrke målt i?
a) Richters skala:
- Utslagene måle ved hjelp av en seismograf
- Skalaen går fra 1-10
- Skalaen er logaritmisk, og øker med 10x mer mellom hvert trinn
- Styrken blir nøyaktig mål rundt styrke 5, men blir mer og mer unøyaktig når den øker
- Selv om dette trolig er den mest kjente skalaen og metoden for å beregne jordskjelv, brukes den ikke lengre i dag
b) Moment magnitude:
- Denne brukes i dag
- Beregninger av forkastningenes lengde, bergartenes beskaffenhet med mer
- Går fra 1-10
- Beregner hvor mye energi som angis mellom hver trinn på skalaen øker med 32x mellom hver trinn.
c) Mercallis skala:
- Går fra 1-12
- Tar for seg skader gjort av jordskjelvet
Gjøre rede for jordskjelv i Norge.
I istiden var Norge flere ganger dekket av store innlandsiser. Tyngden av isen presset jordoverflaten ned. Da isen senere forsvant, hevet jordskorpa seg igjen. Slike beveger kan ha vært med på å utløse jordskjelv. Isostatisk heving.
Breene som dekket landet i istidene, eroderte sterkest nær kysten og avsatte tykke lag av morene lenger ute på kontinentalhylla. Det har ført til at den ytterste delen av kontinentalhylla synke rinn under tyngden av løsmassene, mens kystområdene blir lettere og hever seg. Breens erosjon og landheving etter siste istid, sammen med platespredningen lenger vest i Atlanterhavet, forklarer mye av jordskjelvaktiviteten langs og utenfor kysten av Norge. Dessuten hever deler av landet seg ennå etter siste istid. I dag er det vanlig med mindre jordskjelv langs kysten av Vestlandet og utenfor Nordland, i Nordsjøen og nordover langs eggakanten på kontinentalhylla.
Gjør rede for jordskjelv langs spredningsakser (divergerende plater).
Spredningsaksene på jordoverflaten er stort sett midthavsrygger. Langs midthavsryggene beveger platene seg fra hverandre, og det bygger seg aldri opp like store spenninger som der platene kolliderer. Dermed blir heller ikke jordskjelvene like sterke, og vi får grunne skjelv.
En annen grunn til at disse skjelvene ikke gjør like stor skade er at midthavsrygger ligger langt til havs, og dermed langt unna mennesker. Unntaket er Island, som ligger på den midtatlantiske ryggen, og dermed har hyppige, men svake skjelv.
Eks: Jan Mayen, Island.
Gjøre rede for jordskjelv i kollisjonssoner.
I kollisjonssonen mellom en havbunnsplate og en kontinentplate forekommer både grunne og dype jordskjelv. De grunne oppstår ved at de to platene «gnisser» mot hverandre når havbunnsplata dukker under kontinentplata. Disse skjelvene er ikke særlig sterke.
Når en havbunnsplate synker nedover i mantelen i kollisjonssoner, utløses stadig nye jordskjelv, det skjer helt ned til ca. 700 km under jordoverflaten. Til å begynne med dannes jordskjelvene dels som følge av friksjon mellom havbunnsplata og mantelbergartene, dels som følge av brudd inne i havbunnsplata når tyngdekraften trekker den ned i dypet.
(Det er vanskeligere å forklare de dype skjelvene. Kanskje det har noe å gjøre med trykkøkningen i mantelens overgangssone.)
Eks: Nazcha-platen (havbunnsplate) som dukker under Andesfjellene (kontinentplate).
Gjør rede for jordskjelv langs glidegrenser.
Noen steder beveger litosfæreplatene seg sidelengs i forhold til hverandre, langs en forkastning. Vi kaller det en glidegrense.
Det mest kjente eksempelet er San Andreas-forkastningen i California. Den er 1300 km lang og utgjør grensen mellom Stillehavsplata i vest og Den nordamerikanske plata i øst. Flere steder langs forkastningen bygger det seg opp spenninger mellom platene.
Hvilke følger kan et jordskjelv få?
- Forskjellen på rike og fattige land har mye å si
Jfr.: Haiti, 2010 - Bygninger og infrastruktur ødelegges av store skjelv
- Skjelv kan føre til branner, grunnet elektriske- og gassledninger som ryker. –> mest grunnet gass
- Det kan indirekte føre til tsunamier, som kan føre til at mange liv går tapt, (mer om dette under tsunamier)
Gjør rede for varsling av jordskjelv.
Langtidsvarsling:
Kartlegging av soner med seismisk aktivitet er grunnlaget for det vi kaller langtidsvarsler. Den seismiske aktiviteten leser vi ut av et jordskjelvkart. Grunnlaget for kartene er observasjoner av jordskjelv, kjente platebevegelser og spor etter forkastninger på
jordoverflaten. jordskjelvkartene gjør det mulig å si oe om sannsynligheten for at jordsekjlv skal inntreffe. Likevel er varslene usikre.
Kortidsvarsling:
Kortidsvarsling av jordskjelv, det vil si varsler om at et jordskjelv er nær forstående, er enda vanskeligere. Det er omtrent umulig å varsle et jordskjelv som ikke er utløst.
Hvilke vulkantyper har vi?
- Kjeglevulkaner: Små og består av aske, tuff og tetra.
- Skjoldvulkaner: Bygd av basalt som har størknet fra et mafisk magma. Lava strømmer ut fra et sentralt krater eller sprekkker/åpninger. (Formen på vulkanene minner et skjold..)
- Stratovulkaner: (Starter ofte som kjeglevulkan) Bygd opp av vekslende lag med størknet lava. Gir ofte eksplosive utbrudd med seigtflytende felsisk lava.
- Spaltevulkan
- Supervulkan (kaldera): Yellowstone
Hvilke typer lava har vi?
Felsisk magma:
Inneholder mye silisium og er derfor seigtflytende. Lavastrømmene beveger seg langsomt og ikke så langt bort fra vulkanen. Mye silisium (kvarts, feltspat) –> lavaen har høy viskositet, den er viskøs.
Mafisk magma:
Har lavere innhold av silisium. De mafiske lavastrømmene er derfor tyntflytende og beveger seg raskt. Det skal være observert lavastrømmer med hastigheter på opp mot 100 km/t. Mafisk lava kan strømme flere hundre kilometer unna vulkanen
Gjør rede for vulkaner langs spredningsakser (divergerende plater).
Langs midthavstyggene strømmer det opp mafisk magma som følge av at havbunnsplatene på hver side glir fra hverandre. De undersjøiske vulkanene ligger langs en revne på havbunnen. Magmaet er mafisk og tyntflytende.
Fra sprekkene strømmer det også ut såkalte “black smokers”. De spyr ut store mengder varmt vann som er oppvarmet havvann som har sirkulert gjennom sprekker i jordskorpa og den øverste delen av mantelen.
