Facit och handledningNaturfenomenet jordskalvÖ1. Ett betydande jordskalv följs alltid av ett antal mindre efterskalv inom samma område. Efter ett kraftigt jordskalv räknas efterstötar i tusental under flera år. Jordbävningar kan utlösa jordskred eller laviner, uppslamning av marken eller ett slags svallvågor, s.k. tsunami. Icke-tektoniska jordskalvÖ2. a) Rörelser av smält magma påverkar berggrundens fasthet. Vulkaniska skalv är vanligen små och därför endast av lokal betydelse. b) I många fall runtom världen har man observerat en ökning i den seismiska aktiviteten i dammens närhet efter dess tillkomst. Tillskottsbelastningen kan påverka de i jorden redan existerande spänningarna och jordskalvsförloppet. De största jordskalven i närheten av dammar har haft magnitud över 6, men deras antal är litet. I allmänhet kan varje ändring av spänningstillståndet i jordens inre påverka jordskalvsförloppet. Begreppet tektoniska jordskalv hänvisar till plattektonik. Enligt det förekommer de flesta tektoniska jordbävningarna på områden där skarvar av kontinentalplattor är belägna. Makroseismisk intensitetÖ3. Långperiodiska seismiska vågor amplifieras av byggnadsresponsen. Om ett jordskalv förmärks på olika våningar av ett höghus, brukar verkningarna vara mera kännbara i övre våningar än i lägre. Detta har också instrumentella mätningar bekräftat. Då man jämför historiska makroseismiska iakttagelser med moderna, ska man ta i beaktande att den bebyggda miljön har förändrats drastiskt under seklerna. Ö4. Som regel brukar intensiteten i genomsnitt vara större på lös mark än på fast berggrund. Lösa jordarter kan intensifiera jordskalvets verkningar. Om en intensitetskarta visar avvikande höga intensiteter på någon plats, tolkas det ofta att det beror på jordarterna där. Ö5. Förutom naturliga jordskalv frigör också sprängningar, explosioner eller andra dunsar energi i jordskorpan. Ett passerande ultraljudsflyg kan förorsaka observationen. På vintern kan buller eller skakning i marken förekomma då isen reagerar på plötsliga förändringar i temperaturen. Alla logaritmer nedan avser tiologaritmer. Makroseismisk magnitudÖ6. För en ring är ytan A =π r2. Därav följer att radien rF är ungefär 270,58 km. Enligt relationen blir den makroseismiska magnituden MM ≈ 4,5. Värdena är kalibrerade mot den instrumentella magnituden. Det makroseismiska områdets yta och den maximala intensiteten är sällsynta inom Fennoskandiens sköldområde, men liknande jordskalv har inträffat under historisk tid. Ö7. Magnituden är ungefär M ≈ 5,3, alltså betydligt större än i den föregående övningsuppgiften. Detta beror på att den seismiska energin som utlöses då ett jordskalv inträffar avtar snabbare i Storbritannien än i Fennoskandien. Därför behövs det en större magnitud. Ö8. Med hjälp av Instrumentell magnitudÖ9. Momentmagnituderna är 2,7 och 9,3. Det första värdet är typiskt för så kallade mikrojordskalv och det andra för jättekraftiga jordbävningar som sällan inträffar. Exempel på 2000-talet är jordbävningarna i Sumatra år 2004 och i Japan år 2011. Värdena av ett seismiskt moment är utbredda över ett stort intervall. Det är ovanligt att hitta en annan parameter med ett lika stort intervall inom alla branscher av geofysik. JordskalvsfrekvensÖ10. En jordbävning med magnitud över 8 inträffar i världen årligen. Därav följer att antalet jordbävningar med M ≥ 7 är ungefär tio, med M ≥ 6 ett hundratal och med M ≥ 5 ett tusental. Det här utgör en händig tumregel. Det förekommer inga undantag av regeln att större jordskalv inträffar sällan, lindriga skalv ofta. Vad som anses vara ”större” beror på området. Inom Fennoskandiens sköldområde är jordskalv med magnitud över 4 ”större”.
|
