Jordskjelvets senter

I de fleste tilfeller fremkommer et jordskjelv ved at to sider av en sprekk i jorden plutselig glipper i forhold til hverandre. Dette skjer fordi platene er i stadig bevegelse, slik at friksjonen langsomt bygger opp kraftige skjærspenninger i bergartene som ligger inntil plategrensene. Prinsippet kalles elastisk retur, og ble underbygget etter målinger av forskyvninger langs jordoverflaten i California tidlig på 1900-tallet.                    

Fjell er ikke helt stivt og oppfører seg elastisk innen visse grenser. Når trykket blir større enn sprekkens svakeste punkt vil sprekken plutselig gi etter, og fjellet på hver side av sprekken vil ‘sprette’ tilbake til en ny stilling der trykket er mer eller mindre utløst. Noe av energien som frigjøres går over til varme, mens mye sendes ut i alle retninger som seismiske bølger som beveger seg raskt gjennom jordskorpen. Når disse bølgene når jordoverflaten, forårsaker de rystelser som kan vare fra sekunder til flere minutter. Etter jordskjelvet starter spenningene å bygge seg opp på nytt, og etter en viss tid vil et nytt jordskjelv inntreffe.

Selve sprekken der bevegelsen foregår kalles en forkastning. Det finnes mange gamle forkastninger med størrelser som varierer fra noen få meter til mange hundre kilometer overalt i jordskorpen, men ikke alle forkastninger behøver å ha vært eller kommer til å være opphav til jordskjelv. Jordskjelv kan også oppstå idet nye forkastninger dannes i jordskorpen.                                    

Punktet på en forkastning der bruddet starter kalles fokus eller hyposenter, mens punktet på jordoverflaten som ligger rett over kalles episenter. Bruddet beveger seg utover langs forkastningen fra fokuspunktet med en hastighet på flere kilometer per sekund, helt til mesteparten av spenningene i den omkringliggende jordskorpen er utløst og bevegelsen stopper opp. Størrelsen på bruddflaten, lengden på bevegelsen og stivheten til fjellet (evt. hvor effektivt spenningene i fjellet er utløst) er bestemmende for jordskjelvets styrke. Dette kan måles med seismiske utstyr og  kalles seismisk moment. Det er likevel mer vanlig å angi styrken med et tall som kan beregnes direkte utfra instrumentelle målinger.

Bruddets lengde kan variere fra under en meter til hundrevis av kilometer. Selve bevegelsen over forkastningen er også avhengig av størrelsen til jordskjelvet, fra millimeter til titalls meter.

Oppbygning av spenning (A-B) fører til bevegelse over en forkastning (C)

Fokus (hyposenter) og episenter til et jordskjelv.

Dyp

Jordskjelv opptrer mellom jordens overflate og 700 km under overflaten. De aller de fleste forekommer i jordens skorpe. Dybdeområdet 0-700 km er delt i tre soner: grunt (0-70 km), mellom (70-300 km) og dypt (300-700 km).

Grunne jordskjelv oppstår som oftest langs litosfæregrenser som glir sideveis (transforme) eller fra hverandre (divergerende). Normalt er litosfæren omtrent 100 km tykk. Under litosfæren finner vi astenosfæren som består av smidige bergarter, uten evnen til å danne spenninger på samme måte som i litosfæren. Derfor vil det normalt ikke forekomme jordskjelv med fokus dypere enn 100 km. I forbindelse med destruktive plategrensene der en av platene glir ned i dypet, kan imidlertid jordskjelv forekomme helt ned til et dyp på 700 km. I Norge opptrer de fleste jordskjelvene på 10-30 kilometers dyp, bortsett fra noen mindre jordskjelv noen steder i Nord-Norge, Rogaland og på Østlandet.

Selve bruddet fra et mindre eller moderat stort jordskjelv vil nesten aldri nå helt opp til jordens overflate. Dette innebærer at det vanligvis kun er de store jordskjelvene som kan knyttes direkte til enkelte kjente forkastninger, da vi stort sett ikke er i stand til å kjenne til små forkastninger på over 10 kilometers dyp.

En av faktorene som påvirker styrken til et jordskjelv, er dybden til jordskjelvets fokus. De mekaniske egenskapene til bergartene i litosfæren, som for eksempel stivhet, er nemlig avhengig av temperatur. Temperaturen i litosfæren varierer fra 0°C på jordoverflaten til omtrent 1,280°C på grensen mot astenosfæren. Høyt i jordskorpen, hvor temperaturen er lav er bergartene mekanisk sterke (stive). Med økende temperatur mot dypet avtar den mekaniske styrken og bergartene blir mykere. Den mekaniske styrken til en bergart avgjør hvor store spenninger som kan bygges opp før bergartene deformeres. Jordskjelv med fokus høyt i jordskorpen vil derfor ofte ha en betydelig høyere styrke enn jordskjelv med fokus dypt nede.

Forkastningstyper

Det er vanlig å dele jordskjelv og bevegelse på en forkastning inn i tre kategorier:

1. I tilfeller der skorpen strekkes kalles forkastningen normal. Ved strekking vil oftest den ene siden synke ned langs et skråplan i forhold til den andre siden. Langs en plategrense (f.eks. midthavsryggen) vil åpningen som oppstår mellom de to platene som driver fra hverandre umiddelbart fylles med smelte som stiger opp fra mantelen. Smelten størkner og danner ny jordskorpe, skorpen blir dermed lengre av bevegelsen. Et eksempel er Island som vokser 2 cm/år på denne måten.
2. Blir skorpen kortere av en bevegelse på en forkastning kalles dette en reversforkastning. Ved destruktive grenser der jordskorpen trykkes sammen i et område, vil dette typisk gi opphav til reversforkastninger. Et eksempel på reversforkastning er subduksjonssonen langs vestkysten av Sør-Amerika hvor Nazca-platen blir presset under den Sør-Amerikanske platen med en hastighet på 6-11 cm/år.
3. Den siste typen kalles sidelengsforkastning eller strøk-slip forkastning. Som navnet tilsier foregår bevegelsen i dette tilfellet bortover. Sidelengsforkastninger kan videre inndeles i venstrelengs og høyrelengs, etter hvilken vei den motsatte blokken ser ut til å flytte seg. Den mest omtalte plategrensen av denne typen er San Andreas forkastningen i California.

I virkeligheten er nesten aldri bevegelsen på en forkastning helt som beskrevet over, men oftest en kombinasjon av typene beskrevet ovenfor. På en reversforkastning kan man f.eks. ha noe bevegelse også i sideretningen.

De fleste norske jordskjelv har revers og/eller sidelengs bevegelse, bortsett fra et område langs kysten i Nordland der man har en overvekt av jordskjelv med normalbevegelse. Også enkelte jordskjelv i Rogaland og på Østlandet kan ha bevegelse som nærmer seg normal.

Jordskjelvforskere kan bestemme bevegelsen som forårsaket et jordskjelv uten å se selve forkastningen, ved å studere signaturen til bølgene jordskjelvet sendte. Man kan også bestemme omtrentlige retninger på det trykket (eller strekket) som utløste jordskjelvet.

Forkastningstyper: A: Normalforkastning, B: Reversforkastning, C: Sidelengsforkastning (her venstrelengs).

Forskjelv «foreshocks»

Noen ganger kan det komme mindre jordskjelv som en forløper til et større skjelv. Disse skjelvene kalles ofte forskjelv, og ligner ellers ganske mye på etterskjelv. Uheldigvis gir ikke forskjelv noe sikkert forvarsel om et forestående større jordskjelv, men på forkastninger med høy aktivitet og et godt utbygd stasjonsnettverk kan de i noen tilfeller angi en forhøyet sannsynlighet for et større jordskjelv. I andre, mindre aktive, områder er det stort sett først i ettertid at et eller flere jordskjelv kan klassifiseres som forskjelv.

Etterskjelv

Etter jordskjelv av moderat størrelse og over, kan det forekomme mindre jordskjelv innenfor det samme området i noen timer, dager eller uker. Disse etterskjelvene er mindre enn hovedskjelvet, og aktiviteten er størst rett etterpå og avtar gradvis. Man antar at etterskjelvene er mindre "justeringer" i fjellet etter hovedskjelvet, der mindre spenninger utløses.

Tiden etterskjelvene varer avhenger av styrken til hovedskjelvet: jo større jordskjelv jo større påvirket område i grunnen og dermed potensial for større og flere etterskjelv. Etter et jordskjelv med styrke 4,5 mellom Stord og Bømlo i august 2000, ble det registrert over 35 etterskjelv de påfølgende tre døgn, der de største hadde en styrke like under tre. Etter et stort jordskjelv kan det ofte registreres titusenvis av etterskjelv over mange måneder (eller til og med år), og de største etterskjelvene kan være kraftige nok til å gjøre ytterligere skade.

Jordskjelvsvermer «earthquake swarms»

Jordskjelvsvermer er hendelser der et begrenset område opplever sekvenser av mange jordskjelv over et kort tidsrom og et lite geografisk område. Tidsvinduet for en sverm kan variere fra dager til måneder. Dette skiller seg fra etterskjelv ved at en sverm ikke har et tydelig hovedskjelv, og svermaktiviteten kan pågå over lengre tid enn etterskjelv av samme størrelse.