Jordbävningar och  rörelser i jordskorpan.

Jordbävningar beror på rörelser i jordskorpan. Riktigt stora jordbävningar inträffar längs skarvarna mellan jordskorpans plattor, mindre jordskalv även längs andra förkastningszoner. På större djup är deformationen plastisk och det bildas stora veckstrukturer i berggrunden.

Jordskorpan plattor rör sig i förhållande till varandra med hastigheter om några centimeter om året. Plattornas rörelser sker dock inte alltid med jämn hastighet. Genom friktion byggs spänningar upp undan för undan längs plattgränserna.

Till sist sker en bristning, och blocken på ömse sidor av förkastningen rör sig med ett ryck, vilket ger upphov till en jordbävning. Kraftiga jordbävningar är därför knutna till plattgränser där plattorna rör sig mot varandra och kolliderar, såsom längs Himalaya, i Centralasien och i Sydeuropa, eller rör sig i sidled förbi varandra, såsom längs San Andreas-förkastningen i Kalifornien.

Ofta har man längs dessa plattgränser hela system av förkastningar, utmed vilka större och mindre berggrundsblock rör sig i förhållande till varandra. De allra kraftigaste jordbävningarna tycks förekomma längs subduktionszoner, där en oceanplatta glider ner under en annan oceanplatta eller under kanten på en kontinent, såsom runt Stilla Havet och i Sydostasien.

Skalv i stabila områden

Även inne i annars stabila kontinentområden kan spänningar ibland aktivera gamla förkastningslinjer, och ge upphov till mindre jordskalv. Sådana småskalv kan förekomma även hos oss i Skandinavien, exempelvis i Oslo-området och längs den svenska västkusten.

Om dessa skalv främst beror på spänningar relaterade till jordskorpans plattrörelser, eller spänningar relaterade till landhöjningen efter istiden, har varit en omdiskuterad fråga. Fynd av spår av kraftiga jordbävningar i Skandinavien vilka inträffade vid istidens slut stödjer den senare tolkningen.

I vulkaniskt aktiva områden kan mindre jordskalv även uppträda ihop med vulkanutbrott till följd av rörelser när magman (lavan) tränger fram.

Sprickor och vibrationer som förstör

Följderna i form av förstörelse av hus, vägar och liknande beror i första hand på de vibrationer som jordbävningsvågorna ger upphov till, och ibland direkt på att sprickor öppnar sig.

Hur kraftig förstörelsen blir beror naturligtvis på jordbävningens styrka, men också på de lokala markförhållandena och givetvis på hur stabila husen på platsen är. Många dödsfall vid jordbävningar i fattiga länder beror på att husen där ofta är dåligt byggda.

Sekundärt kan också jordbävningen orsaka jordskred i bergiga områden, dammras och översvämningar, eller eldsvådor på grund av till exempel avbrutna gasledningar. Det senare orsakade den största förödelsen efter jordbävningen i San Fransisco 1906.

Att mäta en jordbävning

Jordbävningarnas styrka mäts ofta med den så kallade Richter-skalan. Den avspeglar styrkan på vågrörelserna såsom de mäts med en seismograf. Denna är logaritmisk, vilket innebär att varje steg svarar mot 10 gånger starkare amplitud på vågrörelsen än det föregående, och ca 30 gånger mer energi.

Skalv med magnituden 1 - 3 är knappt märkbara, 4.5 - 5.5 är "måttliga" skalv, 5.5 - 6.5 "större" skalv, 6.5 - 7.5 "stora" skalv, och över 7.5 "omfattande".

De största skalv som registreras ligger runt 9 eller strax däröver, exempelvis det katastrofala skalvet utanför Sumatra julhelgen 2004. Andra skalor förekommer, men är mer subjektiva, eftersom de mer avspeglar förstörelsen vid jordytan än skalvets verkliga styrka.

Varningssystem för jordbävningar

Genom att mäta spänningar och små rörelser i berggrunden runt aktiva förkastningar kan det finnas möjlighet att förutsäga större skalv, även om tekniken ännu är osäker. Likaså kan plötsliga förändringar i grundvattennivåer och i grundvattnets samman-sättning vara användbara tecken vid försök till förutsägelser. Dessa metoder är dock i första hand användbara runt förkastningar på torra land; någon teknik för att förutsäga jordbävningar på havsbottnen föreligger inte.

Förvarningssystem för tsunamis (flodvågor orsakade av undervattensjordbävningar) finns i Stilla Havet, och nu även runt Indiska Oceanen. I bästa fall kan det ge befolkningen i hotade kustområden ett par timmar på sig att evakuera till högre mark, efter det att en undervattensjordbävning ägt rum.

Förkastningar och överskjutningar

På vissa ställen rör sig två berggrundsblock eller hela kontinent-plattor i sidled förbi varandra, exempelvis längs San Andreas-förkastningen i Kalifornien. Den sammanlagda horisontella rörelsen kan uppgå till 1000-tals kilometer.

Friktion och oregel-bundenheter längs förkastningslinjen gör att blocken på ömse sidor kan haka i varandra, så att spänningen i jordskorpan byggs upp. När spänningen blir för stor och ihakningen släpper fås ett stort jordskalv.

Ofta förekommer sådana jordskalv med viss tidsmässig regelbundenhet.

I områden där jordskorpan tänjs ut, som längs den Östafrikanska riftdalen, bildas system av brant-stående förkastningar vilka avgränsar block av nedsänkt berggrund (gravsänkor). Kvarstående höjdpartier kallas horstar. Med tiden utplånar erosionen dessa höjdskillnader, men själva förkastningslinjerna kan ändå framträda som svaghetszoner i berggrunden med sprucket och krossat berg.

Skillnader mellan berg-arterna på ömse sidor om en förkastningslinje gör också att den framträder på den geologiska kartan, även när den inte längre syns rent topografiskt. I Sverige är Skånes åsar, Vättern - Omberg, och Bråviken - Kolmården exempel på en förkast-ningskontrollerad topografi med horstar och gravsänkor, om än i lite mindre skala.

Överskjutningar

I områden där två kontinentblock kolliderar och en bergskedja bildas, skjuts ofta det ena blocket upp över det andra längs flackt liggande förkastnings-plan, kallade överskjut-ningar.

Den överskjutna berggrunden kallas skolla. Ofta dras delar av den underliggande berggrunden också med i rörelsen, och flera skollor kan bildas ovanpå varandra med mellanliggande överskjutningsplan. På så sätt kan äldre berggrund skjutas upp över yngre.

Liksom vid de andra typerna av förkastningar sker rörelserna ryckvis och orsakar jordbävningar. Många bergskedjor har denna uppbyggnad, exempelvis Alperna. Det gäller också vår egen fjällkedja, men här har rörelserna för länge sedan avstannat, så någon fara för jordbävningar råder inte längre.

Erosion

Så fort en bergskedja börjar höja sig över havsytan sätter erosionen in. Floder och glaciärer mejslar ut dess topografi, med toppar, höjdryggar och dalar, och transporterar iväg det lösa materialet. Frostsprängning, ras och jordskred bidrar också till erosionen.

I unga bergskedjor är landformerna dramatiska och avspeglar till stor del också den underliggande berggrundens struktur. Äldre bergskedjor är ofta mer avrundade, och till sist har erosionen utplånat även de sista höjdskillnaderna så att bergskedjan helt försvinner.

Plastisk deformation och veckning

På större djup i jordskorpan blir bergarterna plastiska på grund av trycket och temperaturen, i stället för att vara hårda och spröda som de är nära jordytan. De kan därför inte spricka på samma sätt.

Spänningar byggs heller inte upp, och i stället för plötsliga förkastnings-rörelser och jordbäv-ningar får vi en mjuk deformation och veckning av hela berggrunden. Detta sker i samband med bergskedjebildning i de djupare delarna av en kollisionszon.

När bergskedjan sedan höjs upp och ovanliggande berg eroderas bort kan veckstrukturerna blottas vid jordytan.

Ibland kan flera generationer veck med olika geometri urskiljas. Veck med samma sorts geometri kan uppträda i olika skala, alltifrån centimeterskala till kilometerskala och större.

Vid måttlig sammanpressning av berggrunden får vi ofta system av upprättstående veck, kallade antiformer (uppåtgående veck) och synformer (nedåtgående veck). De syns särskilt tydligt om berggrunden är uppbyggd av olika lager av sedimentära bergarter.

Vid kraftigare sammanpressning, och när trycket kommer från ett håll, bildas överstjälpta veck.

Fortsätter sammanpressningen och rörelsen i berggrunden kan vecken bli nästan horisontella och veckbenen nästan parallella. Till sist blir veckbenen så utdragna att de slits av, och veckningen övergår nu i en form av överskjutningsrörelse, där det avslitna vecket bildar en skolla.