Seismiske bølger

Et jordskjelv er kilden til seismiske bølger som forplanter seg utover i jordskorpen. Opphavet til bølgene kalles en seismisk kilde, og foruten jordskjelv kan eksplosjoner, sprengninger i gruver eller tunneler og ras fungere som seismiske kilder. Andre (og mer uvanlige) seismiske kilder var betongunderstellet til Sleipner-plattformen som sank i Gandsfjorden i 1991, flyulykken på Svalbard i 1996, Kursk-ulykken i 2000 eller togkollisjonen ved Åsta stasjon i 2000. Bølgene som sendes ut kan registreres og brukes til å finne posisjonen til, eller lokalisere kilden.

Forskere deler seismiske bølger i to hovedgrupper: Rombølger som forplanter seg gjennom jorda, og overflatebølger som brer seg langs overflaten som ringer på vann. Alle bølger, enten det er lydbølger, vannbølger eller seismiske bølger, forplanter seg gjennom et medium ved at partikler i mediet svinger frem og tilbake. Omkringliggende punkter påvirkes og begynner å svinge selv, og bølgen brer seg dermed utover selv om ingen av punktene faktisk flyttes med bølgen. Du har sikkert sett en dupp i vannet som bare beveger seg opp og ned idet en bølge passerer.

Rombølger

Rombølger forplanter seg gjennom undergrunnen, i utgangspunktet i alle retninger ut fra den seismiske kilden. Rombølgene består av to forskjellige typer bølger som kalles P-bølger og S-bølger.

P-bølgene (eller primærbølgene) er trykkbølger, dvs. at partiklenes svingebevegelse er i samme retning som bølgens bevegelse. P-bølger kan forplante seg gjennom alle typer medier: fast, flytende og gass. Lydbølger er P-bølger som brer seg i luft.

For S-bølger (også kalt sekundærbølger eller skjærbølger) er partiklenes svingebevegelse på tvers av bølgens utbredelsesretning, lik et tau på bakken som raskt dras frem og tilbake. I motsetning til P-bølgene krever S-bølger at mediet er stivt, dvs. at S-bølger ikke kan forplante seg gjennom luft eller flytende stoff. Retningen på partikkelbevegelsen kan brukes til å dele S-bølgene i to komponenter, SV (vertikal planbevegelse) og SH (horisontal planbevegelse).

Farten til rombølger varierer med stivheten til materialer de forplanter seg gjennom. Siden geologiske materialer er stivest ved trykk, brer P-bølgene seg raskere enn andre seismiske bølger og er derfor de første bølgene som ankommer et bestemt sted.

Overflatebølger

Overflatebølger dannes ved en spesiell interaksjon mellom rombølger og jordoverflaten, og de ulike overflatelagene. Som navnet tilsier brer overflatebølgene seg langs overflaten, med en amplitude (partikkelutsving) som grovt sett minker eksponentielt med dybden.

Det finnes flere typer overflatebølger, de to vanligste kalles Love-bølger og Rayleigh-bølger. En Love-bølge er et resultat av interaksjon mellom SH-bølger og et mykt overflatelag. Bevegelsen er parallelt med overflaten, dvs. at den har ingen vertikal partikkelbevegelse. Rayleigh-bølger er en interaksjon mellom SV-bølger og jordens overflate, og inneholder både vertikale og horisontale partikkelbevegelser. Partiklene beveger seg i en vertikal oval bevegelse på langs av bølgens utbredelsesretning. Bølger i vann ligner Rayleigh-bølger.

Overflatebølger fra små kilder lages kun når kilder er på eller i nærheten av overflaten, og kan stort sett kun observeres opp til et par hundre km. Store jordskjelv kan også lage overflatebølger, disse kan forplante seg opptil flere ganger rundt hele jorden. Overflatebølger har enda lavere hastighet enn S-bølger, og av disse brer Rayleigh-bølgene seg langsommere enn Love-bølgene.

Hastighet

De forskjellige bølgetypene utbres med forskjellige hastigheter, og dette brukes til å lokalisere et jordskjelv (eller andre seismiske kilder). Ved å måle forskjellen i tid bølgene har brukt fra kildepunktet kan man regne ut avstanden fra målestasjonen til kilden. Har man tre eller flere målestasjoner kan man finne jordskjelvets episenter på denne måten (trianguleringsprinsippet).

Frekvens

Enhver bølge har en tidsperiode den bruker på å fullføre en hel svingning, dette kalles bølgens periode. Det motsatte av periode, eller antall svingninger pr. sekund kalles frekvens og måles i Hz (Hertz). Lydbølger som kan høres av mennesker har frekvenser som ligger mellom ca. 20 og 20.000 Hz, mens seismiske bølger kan variere fra meget lave frekvenser opp til flere hundre Hz. De laveste frekvensene er på 0,00032 Hz og oppstår når hele jordkloden klinger som en gigantisk "gong-gong" ved store jordskjelv. Grovt sett kan man si at jo større jordskjelv og jo lengre avstand til jordskjelvet, jo lavere frekvens vil bølgen ha. Overflatebølgene er de bølgene som har klart lavest frekvens, ofte under 0.1Hz ved store jordskjelv. P-bølgene fra små lokale jordskjelv kan ha mye høyere frekvenser, opptil flere hundre Hz.

Lokalisere et jordskjelv

Lokalisering er å bestemme posisjonen, dypet og starttiden for jordskjelvet eller en annen seismisk kilde. Ved store jordskjelv, som kan ha bruddstørrelser opp mot mange titalls eller hundretalls kilometer, bestemmer man punktet der bruddet startet.

Målingene

En forutsetning for å kunne lokalisere en seismisk kilde er at bølgene som sendes ut blir registrert på seismiske målestasjoner. Bølgene må også være kraftige nok til at de kan skilles fra bakgrunnsstøyen som alltid finnes. Bakgrunnsstøy stammer fra en rekke kilder, både naturlige og menneskeskapte, og inkluderer bølger fra havet, vind, andre jordskjelv, industri, trafikk, osv.

Figuren under viser en registrering av et lite jordskjelv fra 1992 med styrke to på en avstand av ca. 25 km fra en målestasjon på Løten i Hedmark.

Registrering av et lite jordskjelv. Ankomsten av de første P- og S-bølgene markert.

Jo flere stasjoner jordskjelvet blir registrert på, jo lettere er det å få en god lokalisering. Det beste er at jordskjelvet blir registrert av stasjoner med varierende retning og avstand fra episenteret. I Norge er stasjonsnettverket ganske spredt, slik at unøyaktigheten i bestemmelsen av et jordskjelvs episenter kun i sjeldne tilfeller er under 10 km.

Hastighetsmodell

For å kunne beregne en posisjon ut fra registreringene på stasjonene, er det nødvendig å kjenne til bølgenes spredningshastighet gjennom grunnen. I jordskorpen og den underliggende mantelen kan man grovt sett si at hastigheten til en gitt bølgetype (P-, S- eller overflatebølge) vil stige jo dypere man kommer. En samling av hastigheter kalles av seismologer en hastighetsmodell, og den enkleste typen gir kun hastighet mot dyp. Man kan også utvikle mer kompliserte modeller, f.eks. tredimensjonale modeller der en hastighet er definert for ethvert punkt i modellen for å ta høyde for hastighetsvariasjoner i alle retninger.

Det finnes enkle globale modeller, som dekker hele dybdespekteret ned til jordas sentrum, som brukes ved lokalisering av store jordskjelv. Ved lokalisering av mindre jordskjelv som bare er registrert på kortere avstander (opp til 2,000 kilometer) bruker man heller en lokal eller regional modell, der man tar hensyn til forholdene i jordskorpen for dette området fremfor å bruke et globalt "gjennomsnitt". En slik modell trenger ikke å rekke dypere enn noen hundre kilometer, da det er slik at jo lengre unna et jordskjelv forekommer jo dypere går bølgene. Dette er en effekt av at hastighetene øker med dypet.

En enkel global hastighetsmodell som gir hastigheter for P- og S-bølger ned til jordas sentrum.

Lokalisering

Den enkleste måten å lokalisere en seismisk hendelse på, er ved å måle tidsforskjellen mellom registreringen av de forskjellige bølgetypene ved minst tre stasjoner. Når man kjenner bølgenes hastighet kan denne tiden regnes om til avstand, og har man avstanden fra tre eller flere stasjoner, kan man lokalisere jordskjelvet. Denne metoden er ikke veldig avhengig av nøyaktige hastighetsmodeller eller klokker, og kan gjøres uten hjelp fra datamaskiner.

I dag kjenner vi hastighetene mot dyp rimelig bra, og vi kan registrere data med stor tidsnøyaktighet. Ved å bruke en datamaskin, kan seismologene bruke de absolutte klokkeslettene for registrering av de forskjellige bølgetypene på stasjonene til å regne ut det mest sannsynlige tidspunktet, og lokaliseringen for en seismisk kilde. Denne fremgangsmåten kan også angi en usikkerhet; et mål på hvor stor feilmargin den beregnede lokaliseringen har. For jordskjelv i Norge er det typisk en usikkerhet på 10 til 20 kilometer, avhengig av jordskjelvets størrelse og hvor i landet det er.

Seismiske instrumenter

Instrumentene som brukes til å registrere de ørsmå rystelsene fra seismiske bølger er en kombinasjon av finmekanikk og avansert elektronikk. Et seismisk måleinstrument kalles et seismometer, og en målestasjon (seismometer og system for utskrift eller lagring) kalles en seismograf.

Bakgrunn og historiske instrumenter

Den første moderne seismografen ble utviklet i 1890, men allerede for 2000 år siden brukte man i Kina apparater til måling av jordskjelv. Det første ‘seismoskop’ ble oppfunnet av en kinesisk filosof Chang Heng i 132 e.kr. Alle seismometre er basert på et lodd montert i et fjærende oppheng eller på en pendel. I prinsippet vil loddet henge i ro mens bakken (og opphenget) beveger seg idet en bølge passerer. Opphenget har også en dempning som hindrer at loddet vil fortsette å svinge (som en pendel) etter at rystelsene er over, samt en anretning som registrerer loddets posisjon i forhold til opphenget. Seismometre lages både for å måle bevegelser i vertikalretningen (loddet kan svinge opp og ned) og horisontalretningen (loddet kan svinge sidelengs). En seismisk stasjon bruker gjerne tre seismometre, et vertikalt samt to horisontale (vanligvis orientert mot nord-sør og øst-vest).

Et av hovedproblemene med registrering av seismiske bølger er den enorme forskjellen mellom de svakeste og sterkeste bølgene som skal registreres, også kalt dynamikk. Utslaget fra bølgene fra et lite jordskjelv på noen ti-hundretalls kilometer avstand kan måles i nanometer (en nanometer er en milliarddels meter, eller 0.0000001 mm) med høye frekvenser, mens overflatebølgene fra et stort jordskjelv selv på mange tusen kilometers avstand kan gi utslag på flere centimeter ved lave frekvenser. For å løse dette brukte man tidligere flere typer instrumenter, som var følsomme for hvert sitt frekvensområde for å måle forskjellige typer bølger. P- og S-bølgene fra et lite nærskjelv vil dermed ikke være synlig på et mindre følsomt lavfrekvent instrument, mens overflatebølgene fra et stort fjernskjelv ikke vil "overdøve" et fintfølende høyfrekvensinstrument.

Moderne instrumenter

På tidlige seismografer ble målingene nedtegnet direkte på papir eller fotografisk film gjennom mekaniske innretninger. Etterhvert fikk vi elektromekaniske seismometere, der instrumentene ga målingene som elektriske impulser. I og med at målingene fortsatt ble nedtegnet på papir løste ikke dette problemet med dynamikk, men løste noen praktiske problemer, bl.a. kunne man flytte skriveren bort fra selve instrumentet.

De siste 20-30 årene har forbedringer innen elektronikk i praksis løst problemet med dynamikken til seismiske bølger. For sammenligningens skyld kan en vanlig CD bruke drøye 65.000 nivåer til å lagre musikk (musikk på CD lagres på samme måte som en seismisk bølge), mens en moderne seismisk stasjon gjerne registrerer over 16 millioner nivåer. Med dette har det også kommet instrumenter som kan måle alle interessante frekvenser, f.eks. finnes det instrumenter som kan måle alt fra små, nære jordskjelv og sprengninger med frekvenser opptil 100 Hz til tidevannskreftene med periode like under 12 timer!

Registreringene kan lagres lokalt på moderne lagringsmedier, eller overføres til forskerne via bla. internett, telefonlinjer eller satellitt.

Seismiske arrayer

En seismisk array er en type seismisk stasjon der man bruker mange seismometre over et område fra noen hundre meter til flere titalls kilometer. Dette har to hensikter: ved å legge sammen registreringene fra flere instrumenter vil en seismisk bølge lettere kunne oppdages, og man kan også måle retning og hastighet til en bølge (dette er nesten umulig med vanlige stasjoner). Begge deler brukes til å forbedre lokaliseringen av seismiske hendelser. Dette muliggjør også helautomatiske lokaliseringer av jordskjelv og andre seismiske hendelser i tilnærmet sann tid. Ulempen er selvfølgelig at slike installasjoner tar mye plass og er svært dyre.

NORSAR ligger helt i verdensfronten når det gjelder bruk og utvikling av seismiske arrayer, og driver for tiden fire arrayer på norsk jord: bl.a. på Løten i Hedmark, ved Karasjok i Finnmark og på Spitsbergen. Disse brukes først og fremst til å overvåke den kjernefysiske prøvestansavtalen. Av den grunn må også andre seismiske hendelser registreres og analyseres med høyest mulige nøyaktighet for lettere å kunne skille ut eventuelle prøvesprengninger. Dette er selvfølgelig også til nytte for annen jordskjelvrelatert forskning.

NORSARs målestasjoner