Vi vil i denne oppgaven se litt nærmere på dette fascinerende fenomenet. Hva er det egentlig som er grunnen til at jordskjelv oppstår? Vi vil ta for oss historien til jordkloden og se på oppbygningen og sammensetningen dens, for å se om vi kan finne forklaringer og svar gjennom det. Har verden hele tiden sett ut slik som den gjør nå? Hva er det som har gjort at den har forandret seg? Hvilke enorme krefter skal til for at noe slikt skal kunne skje?
I nyere tid kjenner vi til en rekke jordskjelv, både større og mindre. Vi vil se litt nærmere på noen av de jordskjelvkatastrofene som har hatt størst omfang det siste århundret. Hva er det som koster tusenvis av mennesker livet i slike katastrofer? Går det på noen måte an å varsle jordskjelv før de slår til med sine overdimensjonerte krefter?
Fenomenet jordskjelv henger tett sammen med andre geologiske fenomener som vulkanutbrudd, forkastninger og fjellkjedefoldinger. Vi har i vår oppgave valgt å legge hovedvekten på jordskjelv, da vi synes dette er et interessant område. Dessuten oppstår det jordskjelv i Norge fra tid til annen. Dette skyldes mindre svakhetssoner der vårt stabile kontinent stuper brått ned mot dyphavet. Dermed blir dette et fenomen som er litt nærmere oss i tid og rom enn de andre geologiske fenomenene. Det er ganske sjelden at vi mennesker i Norge kjenner skjelvene, men en gang i blant kan det skje. De andre fenomenene vil også bli tatt opp og nevnt i oppgaven, men altså ikke i så stor grad som jordskjelv.
Under de fleste av de hovedtemaene vi har, vil vi også komme inn på forholdene slik de er i Norge. For eksempel vil vi se på jordskjelvrisikoen i landet vårt. Og vi vil se litt på et av de mest interessante geologiske områdene i Norge: Oslofeltet.
Til slutt i oppgaven kommer det en didaktisk del der vi tar for oss noen fag som det kan være aktuelt å koble til temaet i et tverrfaglig opplegg. I tillegg kommer vi med en idebank som inneholder endel forslag til konkretisering som kan være til hjelp når man skal få elevene til å forstå ulike hendelser knyttet til jordskjelv.
Tidligere var en stor del av jordas indre flytende. Det skyldtes varmeutviklingen fra utallige partikkelkollisjoner under dannelsen av jorda. I denne flytende kula sank de tyngre stoffene, som jern og nikkel, inn mot sentrum. Dette ble senere til jordkjernen. De lettere stoffene fløt opp og dannet de ytre delene av jorda. Jorda ble lagdelt. (2)
Den innerste kjernen, som består av meget jernrike mineraler og noe nikkel, er sannsynligvis fast. Utenfor denne er det et flytende lag, den ytre kjernen. Den består for det meste av silisium, metallisk jern, foruten nikkel og små mengder av en rekke andre mineraler. Den ytre kjernen inneholder en strøm av ladde partikler. Elektrisk ladde partikler omgir seg med et naturlig magnetfelt. Dette er grunnen til jordas magnetfelt. Strømningene i mantelen gjør at jordas magnetfelt forandrer seg gjennom årenes løp, det vil si at magnetpolene bytter plass. Mellom den indre og den ytre kjernen er det en 140 km tykk overgangssone. Hele kjernen har meget stor egenvekt eller densinitet. Utenfor den ytre kjernen finner vi mantelen eller kappen. Mantelen er en flytende, seig masse, som strekker seg fra skillet til jordskorpa og helt ned til mantel-kjerne grensen i ca. 2900 km dybde. (2)
Mantelen deles inn i en øvre, en midtre og en nedre del. Den øvre delen består for det meste av grønnlige olivenstener av samme type som man av og til kan finne inneklemt i jordskorpebergartene. Den midtre har større trykk og temperatur enn den øvre delen og det gjør at mineralene komprimeres. Den nedre delen er kjemisk sett lik den øvre delen, men med økende innhold av jern og sulfider nærmere undergrensen. Undergrensen kalles Gutenbergs diskontinuitet. Her får vi et stort sprang i jordskjelvbølgenes hastighet i det de forplanter seg innover i planeten. (2)
Jordskorpen er delt opp i plater eller flak som flyter på den øvre delen av mantelen. Oseanskorpen består hovedsaklig av basaltisk lava. Kontinentalskorpens mest typiske bergarter er gneis, granitt og forskjellige skifere. Kontinentalskorpen er veldig kompleks og variert sammensatt. Dette tyder på at mange geologiske prosesser har virket opp gjennom tidene. (1,2)
Det ytterste laget av planeten, jordskorpen, er relativt tynn. Jordens overflate er delt i 6 store og 9 mindre plater. De er adskilt ved grenser som er markerte ved dyphavsrygger, dyphavsgroper, aktive fjellkjeder eller forkastningssoner. Hoveddelen av den voldsomme geologiske aktivitet, som vulkanutbrudd og jordskjelv, er lokalisert til grensene mellom disse platene. Platenes hastighet varierer fra ca.1 cm pr. år ved for eksempel Island til mer enn 8 cm i det østlige Stillehavet. (1)
En del av jordskorpen er et tynt lag av sedimentære bergarter, avsetningsbergarter, som dekker store deler av havbunnen. Under dette befinner det seg noen tettere vulkanske bergarter som kalles basalter. Materialene som danner kontinentene har lavere tetthet, og er hovedsakelig av vulkansk opprinnelse eller metamorfe/omdannede bergarter. Jordskorpen deles inn i to hovedgrupper. Den ene er kontinentalskorpe under landmassene, den andre er oseaniskskorpe under havområdene.Til sammen utgjør havbunnen og kontinentene jordskorpen. Jordskorpen er mellom 6 og 70 km tykk. Den er tynnest under havene og tykkest under kontinentene. Kontinentalskorpen er ikke bare tykkere enn de oseaniske skorpen, den er også mye eldre. Visse deler er over 3,5 milliarder år gammel. De eldste bergartene man har funnet er fra Grønland og er hele 3750 millioner år gamle. Den oseaniske skorpen derimot, er ikke mer enn 200 millioner år. (2,3)
Jordskorpens undergrense kalles Mohorovici's diskontinuitet, etter jugoslaven som oppdaget den i 1909. Han studerte seismogrammer og fant et skarpt skille mellom jordskorpa og mantelen. Denne grenseflata ligger ca. 5-10 km under havbunnen og inntil 70 km under kontinentene. Her øker jordskjelvbølgenes hastighet, men ikke så mye som ved Gutenbergs diskontinuitet. Skorpen flyter på et tykt lag av smeltemasse. Smeltemassen inne i jorda kalles, som før nevnt mantelen. Skorpen og den øverste delen av mantelen utgjør det forskerne kaller lithosfæren. Lithosfæren strekker seg maksimalt ned til 70-100 km dybde, og kontinentene beveger seg meget langsomt over asthenosfæren, som er et delvis smeltet lag i den øvre del av mantelen. (2)
Fjellkjedene er karakteristiske trekk ved jordens overflate, men de er ikke synlige alle sammen. På havbunnen finnes det mange lange fjellkjeder der toppene ikke stikker over havoverflaten. En slik fjellkjede er "den midtatlantiske ryggen", som deler Atlanteren fra nord til sør. Denne fortsetter og inn i Det Indiske Hav og Stillehavet. Dette er verdens lengste fjellkjede på til sammen 64 000 km. Et av de få steder "den midtatlantiske ryggen" stikker opp til overflaten er Island. Geologisk sett er Island et av de mest interessante områder på grunn av aktive vulkaner og varme kilder. (2,3)
Langs dalene i de store fjellryggene og gjennom sprekker på havbunnen stømmer det opp basaltisk lava fra kappen og danner ny skorpe, som langsom beveger seg vekk fra ryggene. Som nevnt før, er hastigheten svært liten, men over lang tid forandrer verden seg totalt. Den nye skorpen beveger seg med andre ord vekk fra de stedene den strømmer frem. Det må derfor finnes et tilsvarende sted der skorpen forsvinner tilsvarende den mengden med ny skorpe som kommer frem. Et slik sted får vi der en plate møter en annen og presses ned. Et slik sted kaller man en sammenstøtssone eller dypgravssone. (2,4)
Sprekker i skorpen, der det skjer målelige forskyvninger kalles forkastninger. Mens spenningen bygges opp over en forkastning, kan platene plutselig forskyve seg støtvis. Det resulterer i jordskjelv og kan vare fra noen få sekunder og opp til flere minutter. (2)
Vulkanene kunne kalles jordens sikkerhetsventiler, hvorfra blant annet flytende stenmasser, magma, blir sendt opp fra undergrunnen, enten i et stille og rolig tempo eller eksplosjonsartet. Hawaii-øyene er kanskje det beste eksempelet på vulkansk aktivitet. Noen vulkaner, som for eksempel Vesuv i Italia, kjennetegnes ved voldsomme utbrudd med uregelmessige intervaller i tid. Andre som for eksempel Stromboli utenfor Italia, har små, regelmessige utbrudd hvert 10.-12. minutt. Denne vulkanske øya fungerte i oldtiden som fyrtårn for sjøfarerne. (2,5)
| Tabell 1: Jordas sammensetning (2) | |
| Jern | 34,6% |
| Oksygen | 29,5% |
| Silisium | 15,2% |
| Magnesium | 12,7% |
| Nikkel | 2,39% |
| Svovel | 1,93% |
| Calsium | 1,13% |
| Aliminium | 1,09% |
| Natrium | 0,57% |
| Crom | 0,26% |
I tillegg finnes det små mengder av en rekke andre grunnstoffer, men bestandelene er så små i forhold, at å snakke om dem i prosent ikke er relevant.
Studier av våre naboplaneter, som antagelig er av det samme opprinnelige "ur-materialet" som jorda, sammen med eksperimenter og fysisk-kjemiske teoribetraktninger er og til hjelp i kunnskapssøken om jordas indre. I tillegg til dette benytter vi oss av seismiske og magnetiske målinger, samt varmestrømsmålinger og sammensetningen i lavabergarter. (2)
Studiene av jordskjevbølgene har vist at fra ca 100 km til ca 250 km dybde er mantelen noe "bløtere", fordi temperaturen er nærmere bergartenes smeltepunkt. Dette bløte laget kalles asthenosfæren. Over asthenosfæren ligger den øvre delen av mantelen og jordskorpen som til sammen utgjør et stivt skall som kalles lithosfæren. Bruddstykker av lithosfæren kan "gli" på asthenosfæren. Bevegelsene i disse bruddstykkene eller platene forårsaker geologiske begivenheter som jordskjelv, vulkanisme og fjellkjede dannelser. (2,4)
Hvis vi ser på et verdenskart i dag vil vi se land og hav i skjønn forening. Ser vi litt nærmere på disse landbitene, vil vi etter hvert se at de passer sammen som puzzlespillbrikker, som for eksempel Sør- Amerikas og Afrikas Atlanterhavskyster. Den engelske filosofen Francis Bacon påpekte akkurat dette i starten på 1600-tallet. Og i 1912 framsatte den tyske geofysikeren Alfred Wegener kontinentaldriftshypotesen; en teori om at engang for ca 200 millioner år siden eksisterte kun ett stort superkontinent omgitt av hav. Dette kontinentet ble kalt Pangaea, som betyr "alt land". Pangaea bestod av flere plater som lå inntil hverandre. Wegeners teori gikk ikke bare ut på at alt land engang var samlet i ett superkontinent, men og at platene på dette kontinentet beveget seg i forhold til hverandre slik som de gjør også i dag. Wegener viste til at tidligere tiders klimaforhold lettere kunne forklares ved at kontinentene hadde forflyttet seg. For omtrent 300 millioner år siden var det istid på den sørlige halvkule. Og spor etter denne har man funnet bl.a så langt nord som i Sahara. Dette kunne lettere forklares hvis landområdene på den tiden hadde vært føyd sammen i ett stort kontinent med sentrum på dagens Sydpol. Wegeners teorier ble først forkastet av de andre forskerne på den tiden, men etter noen tiår ble den støttet av flere. (2,3)
I 1950- åra ble det påvist bergartsprovinser som føyde seg pent sammen på tvers av store havområder. Et eksempel på dette er den kaledonske fjellkjeden. Denne vises som høyfjell i Norge, og man kan finne den igjen i den nordlige delen av Storbritannia, New Foundland og videre til østkysten av Nord-Amerika som Appalachene. Dette er et av bevisene på at engang for lenge siden så lå disse delene av jorda sammen. (5,6)
I 1960 åra utarbeidet geologen Harry H. Hess og oseanografen Robert S. Dietz en teori om havbunnsspredning og andre forskere kartla verdensomspennende vulkanske rygger på havbunnen. Alle disse teoriene førte til sammen til at platetektonikkteoriene ble akseptert, og nå kunne man forklare hvorfor forsteina avsetninger og morener i karbon og perm var å finne på så ulike steder som Sør-Amerika, Sør-Afrika, India, Australia og Antarktis. Disse hadde jo hengt sammen under denne istiden for 300 millioner år siden. (3)
Man antar at i starten på jordas historie var jordoverflata bare en sjø av flytende stein. Fra smeltemassene under jordskorpa sivet det opp hydrogengass og ammoniumgass og dette førte til at atmosfæren rundt jorda ble giftig. Etter hvert ble jorda avkjølt, og under denne avkjølingen begynte vanndampen omkring jordkloden å kondensere til vann, de første bekkene og elvene oppsto og løsmatriale ble skylt ned i forsenkninger i jorda hvor de stivnet og ble til jordas første sedimentære bergarter. Dette skjedde for mellom 4600 millioner og 4000 millioner år siden. Verdenshavene ble også sakte men sikkert til. Et bevis for dette er at V.R. McGregor, som var geolog på Grønland, fant en bergarttype fra denne tiden, og bruddstykker av denne biten var dannet under vann. (3)
Jordas historie er delt inn i flere tidsaldre som igjen er inndelt i perioder.
| Tabell 2: Oversikt over jordas tidsaldre (3,7) | |||
| Tidsalder | Tidsperiode | Når dette var i mill. år siden | Hva skjedde i Norge? |
| Paleozoikum Jordas oldtid | Kambrium | 570-500 | Tilnærmet flatt. |
| Ordovicium | 500-435 | Nesten dekket av hav. Vulkanisme mellom Norge og Grønland. | |
| Silur | 435-395 | Fortsatt vulkanisme, havbunn og landet stiger. Innsjøer i Oslo-området. | |
| Devon | 395-345 | Havbunnen presses sammen mellom Norge og Grønland. Fjell-lag skyves opp i den Kaledonske fjellkjede | |
| Karbon | 245-280 | Fjellene tæres ned. | |
| Perm | 280-225 | Flatt land. Oslofeltet synker. Vulkanisme. | |
| Mesazoikum Jordas midttid | Trias | 225-190 | Norge og Grønland henger sammen. |
| Jura | 190-135 | Kontinentalsokkelen bygges opp. | |
| Kritt | 135-65 | Fortsatt oppbygging av kontinentalsokkelen. | |
| Kenozoikum Jordas nytid | Tertiær | 65-1,5 | Norskehavet åpner seg. Får fjorder og daler. |
| Kvartiær | 1,5- | Landskapet formes av is og vann. | |
I kambrium besto jordoverflata av fem tydelige kontinent. Det var Nord-Amerika, Europa til Ural, Kina, Sibir og tilslutt landmassene til det nåværende Sør-Amerika, Afrika, India, Antarktis og Australia. Dette siste og store kontinentet blir kalt Gondwanaland med et fellesord. Ekvator gikk da gjennom Nord-Amerika, Sibir og Antarktis. Sahara lå på sydpolen og det meste av Afrika lå innenfor polarsirkelen. I 1969 fant den australske geologen Rhodes Fairbridge fjell i Sahara som viste tydelige striper etter friksjon mellom underlaget og en isbre. Han fant og grus- og steintyper som er typiske avsetninger etter morener. Og dette viser at det engang har vært is i Sahara, og at Sahara da lå lenger sør enn det gjør i dag. (3)
BILDE S 56
Disse fem kontinentene beveget seg stadig i forhold til hverandre også utover i ordovicium. (3)
BILDE S 58
Når vi kommer til perioden silur, kan vi se at Kina og Sibir nærmer seg hverandre mer og mer. Og at disse to sammen nærmer seg det europeiske kontinentet. Dette fører til danningen av begynnelsen til Uralfjellene, mellom den europeiske og den asiatisk plate. Nord-Europa, Grønland og Nord-Amerika har nå beveget seg mot hverandre slik at de nesten er landfaste. Og vi får i overgangen mellom dem en antydning til den kaledonske fjellkjedefoldingen. Gondwanaland beveger seg i denne perioden nordover. Sydpolen som før lå i Sahara ligger nå i Sør-Afrika. Ekvator går nå gjennom Europa, Grønland og Nord-Amerika, mens de østlige delene av Kina og Sibir ligger nord for polarsirkelen. (3)
BiLDE S.62
I devon er Gondwanland stadig i bevegelse nordover. Disse bevegelsene fører til at flere fjellkjeder i Europa og Nord-Amerika blir dannet. (3)
BILDE S 64
I karbon endra geografien til jorda seg drastisk. Alle kontinentene beveger seg nå mot hverandre. Og det er her vi får de virkelig store fjellkjededanningene bl.a. er Uralfjellene her under stadig dannelse. Nordvest-Afrika støter mot Nord-Amerika og Appalachene oppstår. Sydpolen ligger i denne perioden i ytterkanten av Antarktis. Mesteparten av Europa, Amerika og Asia ligger i det tropiske området, og her i tropene dannes det store og tette skoger. Disse skogene produserte mye plantematriale som etter hvert, gjennom mange millioner år, blir ommdannet til kull. Dette har man nytt godt av bl.a. i de mange kullgruvene i England i vår tid. Sånn som England ligger geografisk i dag vil det knapt nok lages kullavleiringer der, men i og med at landet for lenge siden lå i den tropiske sonen, kan dette forklare kullforekomstene der. Antarktis er dekket med is i denne perioden og denne brer seg utover Sør-Afrika, Sør-Amerika, India og litt av Australia. (3)
BiLDE s 66
I perm forsvinner havet mellom Nord-Amerika og vestkysten av Afrika. Nå henger alle de fem tidligere kontinentene sammen, unntatt Asia, som fortsatt ligger fraskilt fra Europa med hav. Men etter hvert henger også disse sammen. Og vi er nå kommet fram til Wegners Pangaea. Nå som alt landet henger sammen trenger ikke noen av dyreartene å svømme for å komme seg fra ett kontinent til et annet. Derfor har vi i samtiden gjort funn av rester av en og samme dyreart på de ulike kontinentene. (3)
I den neste tidsalderen til jorda, begynner landmassene i Pangaea å bevege seg fra hverandre igjen. Oppsplittingen skjer først og fremst i området mellom Nord-Afrika og Europa, og mellom Europa og Nord-Amerika. Atlanterhavet begynner å utvikle seg i denne perioden, da aller først Nord- Atlanteren. (3) Se vedlegg 1, som viser jordskorpeplatenes forflyttninger fra Pangaea og fram til i dag.
Utover jura blir Nord-Amerika og Grønland helt skilt fra Europa. På sørsiden av kloden glir Sør- Amerika, Antarktis og Australia bort i fra Afrika og India. Slik blir det sørlige Atlanterhavet til. India sitter fremdeles fast til Afrikas østkyst. Noen av platene begynner å dreie, og vi får dannet åpningen av Biskayabukta og sammenfoldningen Pyreneene mellom Spania og Frankrike. I kritt får vi en endelig adskillelse mellom Afrika og Sør-Amerika. Allikevel finnes det noen landforbindelser mellom Sør-Amerika, Antarktis og Australia. (3)
I starten av tertiær løsner India helt i fra Afrika og begynner sin ferd nordover med en fart på 16 centimeter i året. For ca 30 millioner år siden nådde India Eurasiakontinentet og begynnelsen på fjellkjeden Himalaya så dagens lys. Afrika er omgitt av hav på alle kanter, men glir stadig nordover slik at det blir landfast med Eurasia. Nå blir Atlanterhavet adskilt fra Det Indiske Hav og vi får Middelhavet slik det er i dag. I denne perioden finnes det 7 adskilte kontinenter: Eurasia, Afrika med Arabia, India, Nord- og Sør-Amerika, Antarktis og Australia. Den landfaste forbindelsen mellom Nord- og Sør-Amerika blir etterhvert brutt i denne perioden, og vi får kontinentene slik de er i dag. Men fremdelse beveger platene seg slik at avstanden mellom Europa og Nord-Amerika øker med ca.2,8 meter i løpet av 100 år. (3,8)
Et annet bevis er fjellkjeder som starter ett sted og slutter et helt annet sted. Et eksempel på dette er den kaledonske fjellkjeden. (5)
Et tredje bevis finner man hvis man ser på dyre- og planteutbredelser. Man har funnet like skilpadde-, slange- og krypdyrarter i Sør-Amerika og Afrika. Man har og funnet fossiler av Lystrosaurus på Antarktis, og Lystrosaurus var et krypdyr som man visste hadde levd i Afrika, India og Kina for 200 millioner år siden. Et annet fossilt funn av interesse er de av krypdyret Mesosaurius som er blitt funnet både i Brasil og Sør-Afrika. Tilslutt kan vi nevne at det har blitt funnet fossiler av Glossopteris-bregnen i både India og Australia. (9)
Magnetisme er et fjerde bevis som blir forklart under delen om havbunnsspredning. (2)
Jordskorpen er delt opp i 8 store og flere mindre plater eller flak som flyter på den øvre delen av mantelen. De 8 store platene er: Den eurasiske platen, Den afrikanske platen, Den søramerikanske platen, Den nordamerikanske platen, Stillehavsplaten, Nazca-platen, Antarktisplaten og Den indoaustralske platen. Disse platene beveger seg fra, mot eller langsmed hverandre. Som et resultat av disse bevegelsene har vi fått dannet midthavsrygger, dyphavsgroper og fjellkjeder. De langsgående bevegelsene har mindre betydning for landformene, så her vil vi ta for oss sprednings- (fra) og kollisjonssoner (til). (10)
Når to havbunnsplater kolliderer vil den ene plata dukke under den andre og vi får i kollisjonssonen dannet en dyphavsgrop. Platen som dukker under den andre og ned i mantelen, vil gradvis smelte. Noe av smelta vil stige opp gjennom sprekker i jordskorpen og danne vulkanske øybuer på overflaten, som med tid og stunder blir til et vulkansk fjell. Slike platekollisjoner finner vi i hele Stillehavet. Java og Sumatra i Indonesia er dannet på denne måten i en kollisjonssone mellom to havbunnsplater. (4)
fig. A s.24
Når en havbunnsplate kolliderer med et kontinent, blir det også dannet en dyphavsgrop. Havbunnen som er tyngst, vil dukke inn under kontinentet. Også her vil plata som dukker under gradvis smelte og vi får dannet en vulkan på overflaten. Slike vulkaner vil bli liggende et stykke inn på kontinenet. Dette er tilfellet med Andesfjellene i Sør-Amerika, som er dannet av at Stillehavsplaten har kollidert med Den nordamerikanske platen(4)
fig.C s.25
Når to kontinenter kolliderer får vi en fjellkjedefolding, som Himalaya, der Den indoaustralske platen kolliderer med Den eurasiske platen. Men før kontinentene kolliderer, blir det dannet vulkanøyer når havbunnen foran et av kontinentene dukker ned i mantelen. Og så, før eller senere, vil kontinentene kollidere. De vulkanske øyene og avsetninger fra landområdene på kontinentet, vil da bli presset sammen mellom de to platene. Bergartene her vil bli foldet, skjøvet og omdannet. Og dette er starten på en fjellkjede. Ingen av de to kontinentene lar seg presse særlig langt ned i mantelen, men de lettere bergartene vil bli presset ned i mantelen. Disse vil flyte langsomt opp når foldingen er over, fordi tettheten i de sammenpressede bergartene er mindre enn tettheten i mantelen. (4)
Det var og magnetismen i bergartene som bekreftet denne teorien. Man vet at jordas magnetiske sør og nordpol stadig har skiftet geografisk plassering. Og dermed har og magnetfeltets retning endret seg med dette. Man visste fra før av gjennom bergartsstudier på land når disse endringene i magnetfeltet hadde funnet sted. Man sjekket så magnetismen i bergartene på havbunnen og fant ut at disse viste de samme omvendingene som på land. På havbunnen viste det seg at det lå belter av bergarter med motsatte magnetisk retning tett ved siden av hverandre, og man fant og ut at disse beltene var symmetrisk om midthavsryggene. Nå kunne man anslå alderen på de ulike delene av havbunnene ved å sammenligne dem med forskningen og resultatene som var gjort på land. Da fant man ut at bergartene var eldre dess lengre unna midthavsryggen de lå, og dermed var det bevist at midthavsryggene var spredningssakser. (2,3)
Hvert jordskjelv er begrenset til spesifikke deler av forkastningen, og dermed kan det se ut som de to jordskorpedelene er ujevne. De glir ikke jevnt mot hverandre, men henger seg stadig fast i hverandre her og der. I slike punkt hvor bevegelsen ofte blir hindret, vil det oppstå spenninger som bare vil øke med årene. Tilslutt ryker festet mellom de to delene, og vi får et jordskjelv, og de to delene beveger seg noen meter i forhold til hverandre før de på nytt henger seg fast i hverandre. Disse bevegelsene må ikke forveksles med bevegelser i løse jordlag som er en virkning av jordskjelvet og ikke en årsak til det. Det er ikke alltid man ser forskyvningsplatene. Hvis det er mye løsmasse over stedet der forkastningen skjer, vil man kun observere et lite søkk i landskapet over forkastningen. Forkastninger kan også finne sted så dypt nede i jorda at vi på overflata ikke ser endringer grunnet selve forkastningen, vi bare merker jordskjelvet som nesten alltid opptrer sammen med forkastningsbevegelsene. (5)
En forkastningsbevegelse foregår med mange rykk over et lengre tidsrom. Ved hvert rykk oppstår det et jordskjelv. Et eksempel på et slikt område er California, med den såkalte San Andreasforkastningen. Denne starter innerst i Californiabukta i Mexico og strekker seg nordover og vestover ut i havet like vest for San Fransisco. I løpet av de siste millioner av år har områdene vest for dene forkastningen beveget seg 300-500 km i forhold til området på østsiden. Hastigheten pr i dag er gjennomsnittelig 5 cm i året. Etter dette har man regnet ut at Californiahalvøya om 20 millioner år vil være ei øy. (5,8)
Det finnes flere typer forkastninger. En av disse er caldera som oppstår når store vulkaner har utbrudd. Da vil jordskorpa automatisk synke litt ned rundt vulkanen, da jordas indre ikke vil bestå av tomme rom. Denne forsenkningen kan dannes jevnt uten brudd i jordskorpa eller med brudd. Ved calderadannelse får vi da en ringformet sprekk med diameter 3-20 km rundt hele vulkanen, og dette runde jordskorpepartiet synker ned. Av dette kan det utløses jordskjelv. (5)
En annen type forkastning er søkkgropen eller graben. Slike forkastninger oppstår når landet mellom to parallelle sprekker synker ned. Rudolfsjøen og Nyassasjøen er eksempler på søkkgroper. De ligger på den lange forkastningen som strekker seg gjennom hele Øst-Afrika. Alle disse forkastningsbevegelsene i Afrika har ofte opptredd sammen med vulkansk aktivitet. Dette har ført til at store områder, større enn Norge er dekket av basalt, og mange fjell i Afrika er døde vulkaner. Det omvendte av søkkgroper er horster som oppstår når landet mellom to parallelle sprekker blir stående igjen mens det på sidene synker ned. Eksempler i Europa er øvre Rhindalen (Alsace) i Tyskland, som er en søkkgrop mellom Schwartzwald og Vogensene som er to horster. Etter lang tid tæres de fleste horstene ned på grunn av forvitring og erosjon, mens søkkgropene fylles med sedimenter eller vann. Dette gjør at vi etter lang tid ikke kan peke ut slike fenomener ved å studere landskapsformene. En fjerde type forkastning får vi når endel av landet forskyves uten at det dannes åpne sprekker. Lagene blir bøyd. Dette kalles fleksur. (5)
FIGUR SIDE 75 i blå bok
Vi skiller og mellom vannrettte og loddrette forkastningsbevegelser og høyre og venstrevendte. Loddrette har gjerne en høydeforskjell på opp til 1000 meter, mens vannrette kan bli flere mil lang tilsammen. Eksempler på vannrette forkastningsbevegelser er San Andreasforkastningen i California. En annen er en forkastning i Tyrkia hvor delen nord for forkastningen beveger seg slik at det "ofte" oppstår jordskjelv i området, for eksempel har det vært 9 store skjelv over M7 på Richters skala i tidsperioden fra 1939 til 1976. Andre eksempler er Jordandalen, Dødehavet og Akaba-bukta. (5)
En av de eldre forkastningene som vi kjenner er forkastningen ved Great Glen Fault i Scotland. Den oppsto for omtrent 150 millioner år siden og er 100 km lang. Denne har store vannrette bevegelser. Langs sprekken til denne forkastningen går det en klart markert dalkløft med Kaledoniakanalen og flere innsjøer, for eksempel Loch Ness. (5)
Oslofeltet delte seg opp i mange blokker som beveget seg i forhold til hverandre, samtidig som hele feltet sank inn. Nesodden ligger utenfor dette feltet og ble dermed stående igjen som en rygg. DE største innsynkningene sjedde ved Jeløya o gde andre øyene utenfor Moss. Disse sank 1500-2000 m i forhold til fastlandet i Østfold. Innsynkningen av Oslofeltet førte til at de sedimentære bergartene som har blitt fjernet av erosjon andre steder, her ble bevart. (11)
Egentlige jordskjelv kommer av at deler av jorda beveger seg i forhold til hverandre. Disse kalles tektoniske jordskjelv (tekton=oppbygging). Her hentyder man til oppbygging av ujevnheter på jordoverflata. Man antar at forkastningbevegelser, som før er beskrevet, er den generelle årsaken til jordskjelv, samtidig som at tektoniske jordskjelv ofte opptrer i strøk med aktive vulkaner. Dette med vulkaner er ikke en forutsetning for jordskjelv, slik at vi har jordskjelv utenfor slike områder og. Tektoniske jordskjelv varer fra noen få sekunder opp til 2-5 minutter. De oppstår plutselig, men noen ganger registreres det små forskjelv før hovedskjelvet. Etter tektoniske jordskjelv følger ofte etterskjelv. Disse kan oppstå i flere måneder etter selve hovedskjelvet. I motsetning til disse tektoniske jordskjelvene har man vulkanske jordskjelv. Dette er skjelv med vedvarende rystelser. (5)
Ved såkalte målestasjoner for jordskjelv bruker man ofte tre seismografer slik at alle bevegelser i nord-sør, øst-vest og loddrett retning vil gi utslag på minst ett av instrumentene .Ved skrå bevegelser vil alle tre gjøre utslag. Ved og se på alle de tre seismogrammene kan man og regne ut retningen til svigningene.
Seismografer brukes og til å lokalisere kjernefysiske sprengninger. Nordsar, Norges største seismografnett, er bygd for å kontrollere kjernefysiske sprengninger. Jordskjelvstasjonen ved Universitetet i Bergen er sentrum for den seismologiske forskningen i Norge. (5,8)
Charles Richter, 1900-1985, var en amrikansk forsker. Han utarbeidet i 1935 en metode til å finne et jordskjelvs absolutte styrke. Enheten til den absolutte styrken er magnitude og forkortes M. Richter begrenset skalen sin først til å gjelde californske jordskjelv som oftest oppstår i en dybde på 15-20 kilometer. Som mål for jordskjelvets magnitude brukte man utslaget på en seismograf av en viss type konstruksjon målt 100 km fra episenteret. Denne metoden er nå videreutviklet slik at man kan bruke andre seismografer og slik at man kan slå fast jordskjelvets magnitude uansett hvor det finner sted og uansett dybde. Richter utarbeidet etter dette Richters skala og denne har en usikkerhet på 0,2. Denne er logaritmisk, som vil si at for hvert trinn oppover på skalaen så blir utslaget på seismografen ti ganger større. De svakeste skjelvene man kan registrere i en avstand lik 100 km fra episenteret ble satt lik M=0. I teorien er skalaen ubegrenset oppover og nedover, men man kjenner ingen jordskjelv med magnitude over 8,9. Det ser derfor ut til at det fins en grense for hvor store spenninger som kan bygge seg opp før de blir utløst ved et jordskjelv. Nedenfor er Richters skala gjenngitt. (4,5)
Tabell 3: Richters skala (4)
| Jordskjelvstyrken på richterskalaen | Virkning | Antall pr. år |
| Mindre enn 3,0 (ikke merkbart) | Registreres bare på instrumenter. | 900 000 |
| 3,0 - 5,4 (lett til sterkt) | Merkbart for mennesker. Bare mindre skader. | 30 000 |
| 5,5 - 6,0 (meget sterkt) | Skader på byggninger. | 500 |
| 6,1 - 6,9 (voldsomt) | Bygniner styrter sammen. Store ødeleggelser. | 100 |
| 7,0 - 7,9 (ødeleggende) | Få bygninger står igjen. Jorda sprekker. Jordskred. | 20 |
| Større enn 8,0 (katastrofalt) | Total ødeleggelse forekommer. | Hvert 5. - 10. år |
| Mercalli´s skala over intensiteten til et jordskjelv, i forkortet form. (5) | |
| I. | Skjelv som bare merkes av seismografer. |
| II. | Merkes av noen få mennesker i ro, især i øvre etasjer i byggninger. |
| III. | Merkes av flere personer, føles som en tung lastebil kjører forbi. |
| IV. | Merkes av de fleste som oppholder seg innendørs, lite merkbart utendørs. Vegger og dører knaker. |
| V. | Pendelur kan stoppe, vindusruter kan springe, ustø gjenstander kan velte. |
| VI. | Møbler kan flytte seg eller velte. Murpuss kan falle av. Piper kan velte (brekke av like over taket). |
| VII. | Flere piper velter, murvegger kan slå sprekker. Dårlig bygde hus kan bli helt ødelagt. |
| VIII. | Også middels gode bygninger kan bli ødelagt. |
| IX. | Store skader på bebyggelse. Bakken kan slå sprekker, vannledningene kan bli brutt. |
| X. | Store ødeleggelser også på store byggninger. Ofte store bevegelser i løse jordlag. Jernbaneskinner kan bli bøyd. |
| XI. | Bare meget solide bygninger blir stående. Store jordskred. Alle vannledninger og kabler blir brutt. |
| XII. | Nesten alle byggninger blir ødelagt. Løse gjenstander kan bli kastet opp i lufta. Det er umulig for et menneske å holde seg oppreist. |
Denne skalaen over intensitet kan bare brukes på det bestemte punktet på jordoverflata hvor observasjonene ble gjort. Maksimal intensitet betegnes med I0 og den er lagt i et bestemt område. Intensiteten avtar relativt fort når man beveger seg bort i fra I0. (5)
Man angir som før nevnt intensiteten til et jordskjelv bare på det stedet hvor observasjonene blir gjort. Og da kan man hvis man har gjort flere observasjoner lage seg et kart som viser at jordskjelv har sin maksimale intensitet I0 på ett bestemt område, og at intensiteten avtar etter hvert som avstanden øker. Størrelsene på områdene som blir rammet av jordskjelv kan være av ulike størrelser. Dette skyldes at de oppstår i ulik dybde under overflata. Det punktet hvor skjelvet oppstår kalles hyposentrum eller fokus. Når vi her sier punkt er dette bare en tilnærming. Jordskjelv oppstår ved en flate, men på ett punkt på denne flata vil de største rystelsene finne sted og det er dette vi kaller hyposentrum. Punktet på jordoverflata som ligger rett over hyposentrum kalles episentrum. Det er i episenteret at vi har den maksimale intensiteten. (5)
Dess nærmere jordoverflata jordskjelvet oppstår, dess større blir I i området nær episenteret, men det fører til raskere avtagende intensitet. Det vanligste er at området med I0 har en diameter på 30-40 kilometer og utenfor dette området merker man en avtagende intensitet på en avstand opp til noen hundre kilometer. Eksempler på slike jordskjelv er Iran 1. september 1962, med M7,2 og 12000 døde, og Alaska i 1964 med M8,5 og 180 døde. Jordskjelvene i Norge har vært av denne typen, bare at de har vært mye mye svakere. En annen type jordskjelv når vi tenker på arealstørrelsen til I0 er at området med maksimal intensitet har en diameter på noen få kilometer. Og den avtagende intensiteten merkes bare noen få mil utenfor dette området. Eksempler på slike skjelv er det som ødela Agadir i Marokko på skuddårsdagen i 1960 og Skopje i Jugoslavia 26.juli 1963. Disse hadde M5-6 og 12000 døde i Marokko og 1000 i Skopje. En tredje type jordskjelv har en jevn, men liten intensitet som er så liten at den ikke forårsaker materielle skader, som strekker seg over områder som er flere hundre kilometer i utsrekning. Eksempler på slike store skjelv er Spania 29. mars 1954, med M7,2 og ingen omkom. Grovt sett regner man at radiusen til området med maksimal intensitet til å være lik dybden til hyposenteret. Agadir 2-5 km under flata, Iran 20-50 km, Spania 650km. (5)
Regneeksempel fra Kobe januar 1995.
M=7,2 log E= 1,5 * 7,2 + 4,8
log E= 15,6
E= 3,98E15
Den sterkeste energiutviklingen man kjenner er et tall med 18 siffer 1,0E18. Til sammenligning vil en atombombe på 1 megatonn, det vil si den samme energiutviklingen man får ved å sprenge en million tonn TNT i lufta, lage jordskjelv med magnitude mellom 3 og 4 dvs at bare 1/1000000 av den samla energien blir til svigninger i jordskorpa. Hvis den samme bomben hadde blitt sprengt under jorda ville vi fått jordskjelv med en magnitude på omtrent 6. (5)
Det fins og en formel som angir sammenhengen mellom M og I0 i episentret. Denne formelen forutsetter at dybde til skjelvet er på mellom 20-30 km. M=0,6I0 + 1,3 (5)
Det er ofte at små jordskjelv med liten amplitude finner sted. Mens de større skjelvene er sjeldnere. Skjelv med magnitude over 8 forekommer bare en gang i året i følge kilde nr. , men i Richters skala står det at slike skjelv oppstår bare en gang hvert 5-10 år. Mens skjelv med magnitude på omtrent 7 forekommer ti ganger så ofte og slik fortsetter det nedover skalaen. Sammenlagt har man den største energiutviklingen i det ene jordskjelvet med M8 selv om de mange "små" er mange fler. Dette skyldes at for hvert trinn nedover i skalaen blir energiutviklingen dividert på en faktor på minst 30.
De fleste skjelv oppstår i dybde på 15-40 kilometer, rundt regnet ca. 70 %. Skjelv som har en dybde på mindre enn 60 km betegnes som grunne skjelv, og hvis de har en dybde under 10 km betegnes de som meget grunne. De med dybde mellom 60 km og 300 km betegnes som mellomdype og disse utgjør 20 % og de er vanlige i deler av Asia, og de dypere enn dette som dype som utgjør 10%. Det dypeste skjelvene man kjenner har en dybde på omkring 700 km, og de kraftigste magnitudene man har registrert fra skjelv fra slike dyp er M7. Det aller kraftigste dype jordskjelvet som har funnet sted, er det i Japan 21.januar 1906. Her var dybden 350 km og M8,4. De dype og mellomdype skjelvene opptrer oftest ved vestkysten av Stillehavet fra New Zealand og nordover til Beringhavet, i den vestlige delen av Sør-Amerika og rundt Middelhavet. (5)
Som før nevnt er det ikke alltid man ser forkastningsbevegelsene under et jordskjelv, da det kan ligge løse jordlag over denne. Hvis så er tilfellet kan man få bevegelse i disse løse jordlagene eller i tilfeller hvor forkastningsbevegelsen ligger meget dypt så får man ikke bevegelse på overflata. (5)
Et annet fenomen som kan oppstå under jordskjelv er at vann spruter opp i stråler fra jorda. Dette skyldes at løse jordlag med løst pakka korn blir presset sammen. Vi kan da se at jordoverflata synker et par meter. De mellomrommene mellom kornene kan inneholde vann og ved sammenpressingen blir det ikke plass til dette vannet. Derfor kan det sprute opp som en stråle som kan bli flere meter høy. Hvis det skjer et jordskjelv på havbunnen kan dette føre til trykkbølger i vannet. Dette fører til at fisk blir drept og skip kan grunnstøte på grunn av støtet fra trykkbølgen. (5)
P- og S-bølger kan reflektere i jordoverflata og fra grenseflater i jordas indre. P- og S-bølger har ikke konstant forplantningshastighet, da denne avhenger av dybde under jordoverflata. P- og S- bølger som blir reflektert eller brutt ved en grenseoverflate deler seg i fire komponenter. De kan komme igjen som reflekterte longitudinal- eller transversalbøler og brutte longitudinal- eller transversalbølger. Slik kan det være bølger som delvis har forplantet seg som longitudinal, dels som transversal. (5)
Det er vanskelig å bestemme farten til bølgene ved de ulike dyp i jordas indre på grunnlag av tiden det tar fra hyposenteret til seismografstasjonen. Men ved å bearbeide millioner av seismogrammer fra titusenvis av jordskjelv på ulike steder av jordoverflata har man etter hvert lyktes. (5)
I de øverste 10-20 km av det faste fjellet under jordoverflata på fastlandet, da iberegnet kontinentalsokkelen, har P-bølgene en fart på 5-6 km/s, mens S-bølgene har en fart på 3-4 km/s. I denne dybden støter man på Conrads grenseflate. Under denne øker P-bølgene hastigheten til 7 km/s og S-bølgene øker sin hastighet tilsvarende. (5)
I en dybde på 20-60 km, gjenomsnittlig 30 km under fastlandsområder, finner vi ei anna grenseflate. Dette er Mohorovicic´s grenseflate. P-bølgene har en hastighet på 7 km/s fra havbunnen og ned til Moho. Like under Moho får P-bølgene en hastighet på 8,2 km/s, mens hastigheten igjen avtar i dybden 60-200 km, for så å øke igjen med dybden til 13-14 km/s i dybde 2900 km. S-bølgene endrer henholdsvis sin hastighet fra 4,5 km/s til 7,5 km/s i takt med P-bølgene. På 2900 km dyp endres jordas indre og P-bølgene får her en hastighet på 8 km/s, mens S-bølgene ikke kommer seg lenger ned. Det er i denne dybden kappen slutter og her må det være flytende matriale ettersom ikke S- bølgene fortetter videre innover. (2,5)
Når sammenhengen mellom et seismogram og avstanden fra et jordskjelv til obsevasjonsstedet først er utarbeidet, kan man bruke seismogrammet til å studere selve jordskjelvet. Man kan bruke det til å bestemme avstanden til jordskjelvet og tidspunktet for det. Dette gjør man ved å måle tidsforskjellen mellom P- og S-bølgene og sammenligne denne med tabeller som er utarbeidet til dette formålet. Hvis man måler svigningene for P-bølgene har man og retningen til episenteret. Dette fører til at man kan beregne hvor jordskjelvet kommer fra ved å dra en sirkel med radius lik avstanden man har funnet ved å måle tidsforskjellen. Dette sier seg selv at med kun en måling så vil man ikke kunne finne ut akkurat jordskjelvets episenter. Derfor gjøres de samme målingene fra tre forskjellige stasjoner. (5) TRE SIRkler
Hvis observasjonene er nøyaktige nok kan man og bestemme jordskjelvets dybde. Men dette blir mer unøyaktig jo grunnere skjelvet er. Ut fra et enkelt seismogram kan man fastslå magnitude ved å sammenholde utslag på seismografen med den avstand til jordskjelvet man har funnet. Her er det og utarbeidet tabeller til hjelp. Man håper at ved å studere jordskjelvsbølgene og spenningsforholdene i jorda, å kunne forutsi kommende jordskjelv. (5)
| Tabell 4: Jordskjelvkatastrofer (12) | |||||
| Sted | Land | Dato | Magnitude | Ant. døde | Skader |
| Shaanxi | Kina | 23/1-1556 | 8,3 | 830 000 | |
| Calcutta | India | 11/10-1737 | 300 000 | Enorme skader. | |
| Tangshan | Kina | 28/7-1976 | 7,8-8,2 | 250 000-700 000 | Hele byen ble ødelagt. Største katastrofen i vårt århundre. |
| Gansu | Kina | 16/12-1920 | 8,6 | 200 000 | Dårlige hus ga store byggmessige skader, jordskred. Skader over et område på 450x150 km |
| Nan Shan | Kina | 22/5-1927 | 8,3 | 200 000 | Dårlige hus førte til store materielle skader. |
| Japan | 1/9-1923 | 142 000 | |||
| Tokyo - Yokohama | Japan | 1/9-1923 | 8,3 | 140 000 | Brann ga store skader på trebeyggelsen. |
| Hokkaido | Japan | 30/12-1730 | 137 000 | ||
| Beijing | Kina | 30/11-1731 | 100 000 | ||
| Java | 26/8-1883 | 100 000 | |||
Kina er det landet i verden som er blitt hardest rammet av jordskjelvkatastrofer. Den største kjente naturkatastrofen er skjelvet i Shaanxi-provinsen i Nord-Kina den 23. januar 1556 hvor 830 000 mennesker omkom. I dag bor det 30 millioner mennesker der og området er hyppig rammet av jordskjelv. Flere skjelv i Kina har hatt dødbringende utgang. Noen eksempler finnes i tabellen under. (12)
| Tabell 5: Jordskjelvkatastrofer i Kina, med flest omkomne | ||
| Hebeii | 1290 | 100 000 døde |
| Beijing | 1731 | 100 000 døde |
| Gansu | 1920 | 200 000 døde |
| Gansu | 1927 | 41 000 døde |
| Gansu | 1932 | 70 000 døde |
| Tangshan | 1976 | 240 000 døde |
Som vi ser av tabell 4, er det ikke nødvendigvis de med høyest magnitude som er mest skadelig. Det avgjørende er intensiteten som varierer etter distanse, grunnsubstans og konstruksjonsstandard på bygninger. Figuren nedenfor viser et jordskjelv sør for San Fransisco i 1989. Rundt episenteret hadde jordskjelvet en intensitet på VIII og den avtar når avstanden fra episenteret øker. Med ett unntak: San Fransisco Bay. Som vi ser av figuren var intensiteten der på IX (merket med rødt). Dette kan skyldes at to eller flere seismiske bølger møttest og at virkningen derfor ble større og/eller at grunnen der var løsere enn i de andre områdene, og dette tilsammen gjorde at intensiteten der nådde så høyt som den gjorde. (13)
15% av jordskjelvene oppstår i Middelhavsområdet og østover gjennom Tyrkia, Iran, Nord-India og nordøstover gjennom Sentral Asia. Eurasia- og Afrika-platen kolliderer og former her fjell og utløser jordskjelv.
De resterende jordskjelvene oppstår på Atlanterhavsryggen, Sentral-Afrika, Det indiske hav og Hawaii.
Jordskjelv oppstår også utenfor de "typiske" jordskjelvområdene. De kalles midtplate-jordskjelv og oppstår grunnet krefter som prøver å rive/slite jordskorpa fra hverandre. Et eksempel på dette er Rift Valley i Afrika.
Utpregede rolige områdene finner vi i Finland, det europeiske Russland, Nord-Sibir og Nord-Canada m.fl. (5,13)
Colosseum sto ferdig år 80 e.Kr., etter mange års hardt arbeid. Mesterverket målte 76x46 meter og rommet 45 000 mennesker. Byggverket ble hjemsøkt av jordskjelv i årene 442, 508 og 805. Dette ble for mye for det kolossale byggverket og fundamentet måtte gi tapt for de gjenstridige natutrkreftene. Bygningen ble delvis lagt i grus. Stein fra ruinmassene ble brukt til å bygge andre byggverk i Romerriket. (3)
Lisboa 1755
For å vise hvilke enorme krefter som er i sving under et jordskjelv vil vi her vise til jordskjelvet i Lisboa i 1755. Her ble 70 000 mennesker drept i Lisboa-området, men skjelvet voldte også skade så langt sør som til Marokko hvor 10 000 mennesker omkom. (5)
Tokyo 1923
Det første menneskene merket etter skjelvet var en stor støvsky som steg opp over byen. Deretter feide en storm gjennom byen og store havbølger (tsunami) feide mot land. Jordskjelvet oppsto midt under middagslaginga som for det meste foregikk på gassovner og dette var en medvirkende årsak som førte til den katastrofale brannen som brente opp 31 km2 av byen. Gassverk, oljeholdere og ammunisjonslagre eksploderte og brennende olje rant ut i havet og antente skip. (14)
Anchorage, Alaska 1964 (Hentet fra en avisartikkel gjengitt i Terra)
På grunnlag av tidligere skjelv og beretninger om disse, er det mulig å etablere statistiske beregninger av jordskjelvrisikoen i Norge. Det blir også mulig å etablere matematiske modeller for hvordan bølgene forplanter seg i jordskorpa, og hvordan de dempes. (15)
Etter jordskjelvet i Oslo i 1904 har det blitt høyt prioritert å kartlegge og registrere jordskjelv i Norge. Det er blitt bygd en rekke målestasjoner her til lands, de fleste av dem langs kysten. Dette på grunn av at de fleste jordskjelvene vi registrerer i Norge oppstår til havs. De første systematiske målingene ble gjort fra Universitetet i Bergen. I 1968 ble et forskningssenter opprettet på Kjeller i Oslo. Derfra det skulle man overvåke kjernefysiske prøvesprengninger og prøvestansavtaler. Målestasjonene kan raskt og nøyaktig bestemme størrelse og beliggenhet av jordskjelv i Norge og på norsk sokkel. Jordskjelvmålingene i Norge, sammen med forskningen på området har blitt svært flittig brukt av oljeselskapene fordi de er avhengige av å bygge konstruksjoner som er sterke nok til å tåle påkjenningen av et jordskjelv. (15)
De seneste skjelvene i Norge har hatt sentrum på Romerike. Den 19. november i 1994 var det et skjelv som ble målt til 3,6 på Richters skala. Bare tre dager senere, den 22. november, kom det et nytt skjelv. Dette ble målt til 2,9 på Richters skala. Begge skjelvene var forholdsvis små, også i norsk målestokk, men de ble registrert av mange personer på grunn av det tett befolkede området det oppstod i. (15)
Historisk sett har vi hatt mange sterkere skjelv i Norge. Et av de sterkeste skjelvene hadde vi 23.oktober 1904 i området rundt Oslofjorden. Skjelvet hadde en magnitude på 5,4 og intesiteten i episenteret ytterst i Oslofjorden lå på VII. Skjelvet hadde en dybde på 30-50 km. Som følge av jordskjelvet oppstod det tildels store skader på murvegger og mursteinspiper. Skjelvet oppsto midt i kirketiden, og hele menigheten var vitne til at lyskronene i kirka begynte å svinge. Dette ble for mye for en eldre herre, han døde av hjertestopp. Ellers kjenner vi ikke til at noen har dødd som følge av jordskjelv i Norge. Dette skjelvet blir lite sett i Europeisk målestokk og særlig hvis vi sammenligner det med de største i Verden . Men man kunne merke skjelvet helt opp til Nord-Trøndelag og så langt sør som til Nord-Tyskland. (5,11,15)
De fire skjelvene som har gitt størst utslag på Richters-skala her i Norge er et på 5,8 i Lurøy i Nordland i 1819, et på 5,7 på Haltenbanken i 1866. Deretter kommer skjelvet ved Oslofjorden i 1904 som ble målt til 5,4. Det siste oppstod i Nordsjøen i 1927 og målte 5,3 på Richters-skala. (15)
| Tabell 6: Skjelv i Norge etter 1985 med magnitude over 4,5. (16) | ||
| Episenter | Magnitude | Tid |
| Jan Mayen | 5,6 | 13.desember 1988 |
| Svalbard | 5,5 | 17.juli 1992 |
| Nordfjord i Sogn og Fjordane | 5,2 | 23.januar 1989 |
| Jan Mayen | 5,0 | 6.januar 1985 |
| Norskehavet utenfor Møre | 4,9 | 8.august 1988 |
| Norskehavet utenfor Sunnmøre | 4,8 | 5.februar 1986 |
| Sør-vest Hordaland | 4,7 | 29.januar 1989 |
Fra november 1978 - mars 1979 opplevde den lille kommunen Meløy på Nordlandskysten en rekke små skjelv. De opplevde flere skjelv om dagen. Grunnmurer og piper slo sprekker og noen evakuerte til og med stedet. Fra november til desember dette året ble det registrert ca. 7000 rystelser, mange av de så svake at bare måleinstrumenter fanget de opp. Jordskjelvene oppsto i en dybde på 3-18km og opphavet til disse skjelvene tror man skyldes en forskyvning langs en steil NNØ-gående flate. Man tror at Meløy her unngikk et stort skjelv, da spenningen i jordskorpa ble utløst ved mange mindre skjelv. (5)
Jan Mayen ligger på Atlanterhavsryggen og er dermed utsatt for jordskjelv. Skjelv med styrke M5-6 og en dybde rundt 30 km er vanlig der. (5)
Nedenfor vil vi belyse noen slike faktorer som har stor destruktiv kraft. Beskrivelsene vil bli eksemplifisert med virkelige hendelser og konkretisert ved hjelp av bilder fra ulike katastrofer.
Men når bølgen nærmer seg land, vil også havdybden bli grunnere og bølgen mister fart. Dette fører til at halen på bølgen, som fortsatt er på dypt vann, vil ta innpå fronten slik at bølgelengden minker samtidig som bølgehøyden øker dramatisk. Når bølgen så treffer land vil den fortsatt ha en slik fart at et voksent menneske ikke klarer å springe i fra den og bølgen kan bli så høy som 30 m. Men det er blitt rapportert at en mann faktisk har klart å springe fra en slik bølge. Dette gjorde noen forskere nysgjerrig og mannen måtte rekonstruere hendelsen og springe en gang til, slik at forskerne kunne måle farta bølgen hadde når den nådde land. En viktig ting å påpeke her er at når noen springer for livet vil de springe mye fortere enn ved en rekonstruksjon. (17)
Når bølgen først skyller innover land, vil det medføre store ødeleggelser. Bølgen har en erosiv karakter, den fjerner vegetasjon og sediment. Man vet egentlig lite om prosessen som skjer når bølgen møter land, men det er blitt rapportert om omfattende skader på mennesker, bygninger og natur. (17)
Seismiske bølger forplanter seg 15-20 ganger fortere enn tsunami. Så vet man at et jordskjelv har oppstått uti havet et sted, har man en viss tid på å forflytte seg fra de strandnære områdene. (17)
Det mest kjente skjelvet i Europa skjedde i Lisboa i 1755. Det oppsto en del branner og folk trakk ned til havneområdet for å unngå varmen. Men der ble menneskene møtt av en tsunami og flere 1000 ble drept på denne måten. (17)
Tsunamier oppstår gjennomsnittlig 1 gang i året. Men fra september 1992 til juli 1993 opplevde vi et såkalt tsunamiår, med tre dødbringende tsunamier. Den 2.september 1992 feide en tsunami innover Nicaragua og den 12.desember 1992 ble 1/4 av innbyggerne på øya Babi i Indonesia tatt av bølga. Og den 12.juli 1993 omkom 120 mennesker i Hokaido, Japan, da en tsunami feide over områder som lå hele 30m over havet. (17)
For å vise hvilke krefter som er i sving i en tsunami, kommer her et eksempel som belyser dette. I 1960 var det et jordskjelv i Chile, som forårsaket en tsunami som for tvers over Stillehavet. Etter 15 timer nådde tsunamien Hawai og 60 mennesker døde. Etter 23 timer nådde den Japan og 100 mennesker døde. Avstanden mellom Chile og Japan er 17000 km og dette tilsier at denne bølgen hadde en fart på 740 km/t. Det ble målt unormale bølger i en hel uke etter skjelvet. (17)
Ristingen i de løse jordlagene vil medføre at massen blir mer flytende og man kan få kvikksand. Når jordskjelv oppstår på steder med løs grunnmasse, vil jordlagene kommer i sterkere bevegelse enn berggrunnen, og oppi ei dalside vil dette føre til at de løsere massene vil skli ut og vi får et jordskred/leirras, eller vi kan få varige forflyttninger av en del av de løse jordlagene. En av de vanligste av disse forflytninene er at et jordlag som ligger på en skrå fjelloverflate glir noen meter nedover skråningen. Dette fører til sprekkdannelser i den øvre delen som vil lukke seg etter en stund, og til at jorda blir pakket sammen og foldet i den nederste delen. (5,18)
Under kraftige jordskjelv, hvor jordoverflata bølger seg, kan vi i bratte skråninger få fjellskred. (5)
Den 28.mars 1964 ble Anchorage, Alaska rammet av et kraftig jordskjelv. Et villastrøk som lå i en skråning ned mot sjøen raste ut og forsvant, og opp i fjellene nær byen gikk det mange stein-, is- og snøskred. Ikke alle rasene får like katastrofale følger som dette, men alle skråninger med løse masser ligger utsatt til under et jordskjelv. Bildet under viser et hus tatt av ras fra jordskjelvet i Alaska. (5)
Som sammenligning vil vi bruke skjelvet i Northridge, Los Angeles , 17.januar 1994 kl.0431.
Jordskjelvet i Kobe var litt større enn det i LA, men det i LA ristet grunnen mer. Likevel var det flere døde og sårede i Kobe, 5470/26 000 i forhold til LA hvor 57 mistet livet og 9300 ble skadet. Skadene i Kobe kom opp i 110 milliarder $ mens skadene i LA beløp seg på "bare" 20 milliarder $. (19)
Det var tre forskjeller som gjorde dette utslaget, to fra naturen side og en p.g.a konsekvensene konstruksjonsdesignet førte med seg.
Jordskjelvet i LA hadde sitt senter så langt unna bykjernen at det ikke fikk gjort særlig skade inne i byen. (nær Santa Susana fjellene) Jordskjelvet i Kobe derimot, forplantet seg gjennom det tettest bebyggede området i byen. Dessuten ligger Kobe inneklemt i en 3 km smal stripe omringet av fjell og sjø. Grunnen under byen er bygget opp av løs materiale fra fjellsidene omkring. Mens nærmere sjøen er grunnen mer kompakt, der finner vi grunnfjell. I en jordskjelv sone er slik geologi en katastrofe. Den løse overflata fungerer som en linse som "samler opp" de seismiske bølgene når de blir reflektert fra berggrunnen under. I Northridge var situasjonen en helt annen. Der er grunnen mer kompakt og de seismiske bølgene kunne lett passere uten hinder. (18)
Dessuten er husene i Japan bygd for å motstå flom og sterke vinder (tyfun), ikke jordskjelv. Det tradisjonelle japanske huset har et tungt tak, for å motstå de sterke vindene, og taket støttes opp av vertikale støttepilarer som hviler løst mot grunnflaten til huset. Samtidig har husene ofte store og mange vinduer (varmt klima), slik at det blir få solide vegger igjen for å stive av huset, slik at det kan motstå svingningene fra et jordskjelv. Slike hus kan likevel motstå moderate jordskjelv og japanerne ble lært at under jordskjelv skulle de holde seg innendørs. Men da jordskjelvet i Kobe slo til, tidlig om morgenen mens folk enda lå og sov, med en styrke på M7,9, holdt ikke husene. Over 90% av de 5470 omkomne, døde av at taket på husene ramlet rett ned i sengene deres. (18)
Jordskjelvet i LA oppsto også i de tidlig morgentimene, men husene der var oppbygd av stive trerammer dekket av treplater og taket var av lett tre. Og den tryggeste plassen å være akkurat der da, var i sengene deres i dyp søvn. I Japan var det nesten stikk motsatt. (18)
Jordskjelv er som regel ganske regelmessig i tid og rom.Vellykkede jordskjelvvarsler er bitt gitt i Kina, men påliteligheten er enda forholdsvis liten. Den 5.februar 1975, ble 3 mill mennesker evakuert fra Haicheng, Kina, bare timer før et kraftig jordskjelv la byen i ruiner. Men litt senere ble området rundt skaket av et nytt skjelv som forskerne ikke klarte å forutsi. Man kan fastsette risikosoner, men nøyaktig tid og sted er mer problematisk. (12)
På slutten av 60-tallet ble Lake Mead betraktet som et av de første kjente eksemplene på at store vannreservoarer frembringer jordskjelv. Skeptikerne ble overbevist av tragedien ved Kyona- reservoaret i India. Dette ble fylt med vann mellom 1962 og 1965. De første skjelvene ble registrert i 1963, og det oppstod stadig sterkere rystninger frem til den 10. desember i 1967. Da kom det et skjelv som målte 6,4 på Richters skala, 177 mennesker omkom og over 2000 ble skadet. Det var ingen tvil om at reservoaret utløste skjelvene, fordi Kyona ligger på et prekambrisk skjold som er noe av det mest stabile og minst seismiske terrengtypen i verden. Vannmengdene i reservoarene utsetter bergartene for høyt trykk og forårsaker dermed bevegelser i eksisterende forkastninger. Trykkene som her oppstår er derimot mye mindre enn de naturlige spenningene/belastningene som finnes. Vannet kan dermed sies å utløse spenninger som allerede finnes. (8)
Elver kan på samme måten som vannreservoarer utløse små skjelv. Vann fra elvene siger ned i jordskorpa og smører soner slik at spenningen aldri rekker å bli stor.
I 1981 registrerte den amerikanske geologen J.G. Wong mange mikro-jordskjelv, M1,0-3,0, omkring Colorado elven. Enkelte skjelv blir fremkalt av endringer i vannstanden. Vannstanden blir ikke hele tiden regulert av mennesker, men den blir det ved hyppig bruk av kunstig vanning. (8)
Store underjordiske atomsprengninger følges av en rekke jordskjelv som er svakere enn selve sprengningen. Disse skjelvene kan fortsette fra noen dager etter skjelvet og opptil flere uker. Atomsprengninger utløser spenninger som allerede er i jorda. Disse etterskjelvene kalles menneskeskapte jordskjelv på grunn av at de utløses av menneskelig aktivitet.(8)
På internett har de lagt ut informasjon vedrørende ulike katastrofetyper. Her vil vi konsentrere oss om jordskjelv. Punktene nedenfor er tatt fra FEMAs fakta-ark om jordskjelv. De tror at planlegging av hva du skal gjøre når katastrofen inntrer er med på å redusere skader og tap av liv.
Sikre plasser å være:
Lokaliser sikre plasser utendørs:
Lær alle i hjemmet:
Ha nødutstyr for handa:
Utarbeide en katastrofe kommunikasjonsplan:
Hvis utendørs:
Hvis du er i bil i fart:
Hjelp skadede personer:
Lytt på radio eller TV.
Hjelp naboene som trenger spesiell assistanse som barn, eldre og funksjonshemmede.
Gå unna skadde bygninger, dra hjem bare når myndighetene sier det er sikkert.
Husk:
Foldniger er, som forkastninger, tektoniske bevegelser. Disse bevegelsene skjer ved at deler av jordskorpa blir lagt i folder på grunn av trykk fra siden. Vi finner slike foldninger ved å studere sedimentære bergarter som opprinnelig har ligget i vannrette lag. Foldene kan være inviklede ved at de folder seg ut og inn i hverandre på mange ulike måter. Først kan man få en foldning i en retning og så i en annen. (5)
Lengderetningen av en foldning kalles foldningsakse og denne står normalt på trykkretningen. Det fins flere ulike foldningstyper. Hvis krumminga på ei folding er opp, altså konkav, kalles foldningen for en sadel eller antiklinal. En sadel kan være bikket helt over på siden og kalles da en liggende fold. Her vil gamle sedimenter ligge oppå yngre sedimenter. Vi har dermed en invertert lagstilling. Det omvendte av en folding med krumminga opp er en med krumminga ned, altså konveks. Dette kalles trau eller synklinal. Foldninger bygger på denne måten opp landskapsformene mens erosjon og forvitring tærer sadlene ned mens sedimenter fyller opp trauene. Slike sedimenter, sandstein og leirskifer, kalles med et fellesord for flysh, som igjen kan bli foldet og fjellgrunnen blir enda mer komplisert oppbygd. (5)
Et fenomen som ofte opptrer sammen med foldninger er overskyvning. Det vil si at jordskorpeflak løsner og blir skjøvet over naboflakene. Denne overskyvningen kan dekke områder på over 100 km. Alpene er et godt eksempel på en slik overskyvning.(5)
Sammen med foldninger skjer og en oppvarming av fjellmassen.Varme, sammen med trykk gjør at bergartene blir omdannet til metamorfe bergarter. Det kommer og opp store masser av magma ved foldninger. Denne kan renne ut som lava, eller trenge inn mellom foldene og størkne som dypbergartmassiver. (5)
Som før nevnt tærer tiden ned grunnen. Derfor kan forhistoriske fjellkjeder i dag være flate landskap. Noen av disse områdene kan være hevet og ligge som høyland, lavland eller havbunn. Vi finner dermed bare små biter av de gamle foldede fjellkjedene. Allikevel så kaller vi slike områder for fjellkjeder fordi i geologisk betydning tenker man mer på fjellkjede som de forandringene som skjer med fjellgrunnens oppbygning, som for eksempel foldninger, enn på en ytre dannelse av fjellet. (5)
Oslofeltet lå i utkanten av det området som omfattet den gamle fjelkjedefoldingen i Norge. Dette feltet var dekket med litt over 400 millioner år gamle avleiret sedimentære bergarter. Disse bergartene lå på en fast grunn av bergarter, selve grunnfjellet, som var blitt foldet og svært omdannet for enda flere millioner år siden. Grunnfjellet i Oslofeltet ble som sagt ikke påvirket av foldningen som skjedde for litt over 400 millioner år siden, men sedimentene over selve grunnfjellet ble skjøvet sammen på grunn av trykket fra nordvest og foldet sammen. Foldningene ble sterkest i nord, hvor trykket kom fra. I de sentrale delene av fjellkjeden, som vi i dag kjenner som Rogaland, Hordaland, Sogn og Fjordane, Møre og Romsdal, Trøndelag, Nordland og Troms, ble og grunnfjellet plastisk. Det vil si at det lot seg bøye uten at det brast. (2,5)
Mellom utbruddene til de undersjøiske vulkanene avleires det kiselslam, som etterhvert hardner til jaspis. Dette skjer fordi lava avgir oppløst kiselsyre til havvannet. Vi kan og få dannet lag med jernmalm og svovelkis, da jern og svovelholdige oppløsninger kommer ut i vannet ved utbruddet og det antas at bakterier i området rundt hjelper til med utfellinga. (5)
I Norge har vi slike forekomster av lavabergarter dannet ved undersjøisk virksomhet for omtrent 480 millioner år siden i Trøndelag og på Vestlandet. I disse samme områdene finner vi på grunn av dette, store forekomster av kis. (5)
En forkortet utgave av geosynklinalenes foldinger i flere etapper:
Visse perioder av jordas historie har vært preget av geosynklinaldannelser, mens andre har vært preget av fjellkjedefoldinger. To slike perioder som følger etter hverandre kalles geologisk syklus og den varer i ca 200-300 millioner år. (5)
En vulkan er et sted hvor det kommer smeltet stein, magma, opp til jordoverflaten fra dypere soner i jorda. Magma er gresk og betyr "grøt" eller "deig". Temperaturen på magmaen kan være mellom 800 og 1200 grader Celsius. Magmaet består av stoffer som ved avkjøling danner faste mineraler, og til dels av ulike gasser. Innholdet av disse gassene er ikke kjent, men kan i noen tilfeller komme opp i over 10% av magmaets masse. Vanndamp er den vanligste gassen, og utgjør 50-99% av gass innholdet i magmaet. Deretter kommer karbondioksid, svoveldamp, svovelforbindelser og forbindelser av klor og fluor. I noen vulkaner kan det også forekomme hydrogengass (H2), ammoniakk (NH3) og ammoniumklorid (NH4Cl). Gassene holdes blandet med magmaet når det befinner seg i jordens indre og under høyt trykk. Magmaets konsistens varierer fra tyntflytende som olje eller tjære til tyktflytende som asfalt eller til og med enda stivere. (2,5)
De fleste vulkanene finner vi langs midthavsryggene, der platene glir fra hverandre, og i tilknytning til dyphavsgropene, der to plater støter sammen og den ene blir presset ned under den andre, for eksempel den midtatlantiske rygg og langs vestsiden av Nord- og Sør-Amerika. Det finnes også sprekksoner inne på kontinentene, som Rift Valley i Afrika. Siden mange av vulkanene finnes under vann er de med på å danne ny havbunn som sakte men sikkert beveger seg bort fra midthavsryggene. På grunn av disse langsomme, men merkbare bevegelsene, er mye av det som i dag er tørt land, gammel havbunn. De forskjellige vulkanske områdene har sine karakteristiske typer lava, som vi kjenner fra tilsvarende områder langt tilbake i jordas geologiske historie. (2)
En vulkan er vanligvis et fjell som er bygd opp av masse/materiale som vulkanen har spydd ut. I toppen er det en åpning, et krater, der magmaet kommer opp. En vulkan har som regel kortvarige utbrudd adskilt av rolige perioder. Varigheten av et utbrudd kan variere fra et døgn til flere år. Varigheten av de rolige periodene kan variere fra noen uker og opptil flere tusen år. Utbruddene kan være voldsomme og hissige, men kan også komme i en jevn strøm der magmaet er i stadig bevegelse. I det magmaet kommer opp til overflaten kalles den lava. Lava er italiensk for væske. Når lava avkjøles får vi en lavabergart. Dette er en finkornet masse av forskjellige mineraler. De kan også bestå helt eller delvis av glass. Når lava kommer ut i vann før størkning kalles det for putelava. (1,2,5)
Vi deler vulkaner inn i to grupper. De med tyntflytende lava og de med tyktflytende lava. De med tyntflytende lava kalles også skjoldvulkaner. Lavaen renner opptil 100 km fra vulkanen, dermed blir landskapet flatt på grunnav at lavaen størkner langsomt. Vulkaner med tyktflytende lava kalles også for kjeglevulkaner. Disse vulkanene spyr ut store mengder med løse utbruddsprodukter. Hvis lavaen er svært tykk, kan den størkne som en kork i tilførselsrøret mellom utbruddene. Voldsomt trykk fra dypet blåsere proppen i stykker i et eksplosjonsartet utrudd. (2,4)
Mange land utnytter jordvarmen i vulkanske områder i energiforsyningen sin. Italia, Island, USA, Filippinene og Mexico er land som gjør dette. Vi har vel alle sammen sett bilder eller filmer fra Island som viser mennesker som bader i godt og varmet vann utendørs, samtidig som det er mange minusgrader i lufta.Ved hjelp av dype boringer i jorden blir det varme vannet hentet opp til jordoverflata. Energien i det varme vannet blir blant annet brukt til å drive dampturbiner og varmevekslere i industrien. Denne energikilden i jordas indre finnes overalt, hvis vi bare borer dypt nok. Mange forskere mener at den geotermiske energien derfor vil spille en avgjørende rolle i fremtiden for verdens energiforsyning. (22,23)
Et av de største kjente vulkanutbrudd fant sted på øya Krakatau i Indonesia i 1883. Hele øya eksploderte i en voldsom eksplosjon som kunne høres både i Australia og i Tyrkia over 2000 km unna. 75 km3 stein forsvant i eksplosjonen, og store steinblokker ble slynget over 50 m opp i luften. En kjempemessig flodbølge, tsunami, raserte hele Indonesia i etterkant av utbruddet. 36 000 mennesker druknet på Vest-Java. Et kjempestort krater var det eneste som var igjen etter eksplosjonen. De enorme mengdene med aske og støv som ble slynget ut gjorde solnedgangene rødfarget i mange måneder etterpå. Mange forskere har fundert på om det var en lignende eksplosjon som ødela det sagnomsuste Atlantis. Det er og funnet spor av en lignende gigant eksplosjon utenfor kysten av Hellas. Øya Santorini er restene av et gigantisk krater. Den første beskrivelsen av et vulkanutbrudd ble gitt av Plinius d.e., som beskrev Vesuvs utbrudd i 79 e.kr., da Pompeii og Herculaneum ble ødelagt. (3,4)
I fjerde til sjette klasse skal elevene lære om kart og globus. Her kommer det og inn om jordas indre, jordskorpa og formende krefter. Det kan være en idè å vise en video om vulkanutbrudd, da lavaen er et bevis på den høye temperaturen i jordas indre. Man kan så sammenligne jorda med et eple, hvor skallet er jordskorpa, fruktkjøttet er mantelen og kjernehuset er kjernen. (24)
I samfunnsfag sjuende til niende skal elevene få mer dyptgående kunnskaper om jorda og utviklingen av landskapsformene. (24)
I "Høringsutkastet for læreplanen' 97", i naturfagdelen er det et emne som heter jorda og universet. På barnetrinnet er målet opplevelse, observasjon og skildring av det nære, som jord og stein. På ungdomstrinnet står det at elevene skal få kjennskap til teorier om jorda har blitt til, hvordan den endrer seg og fremdeles er i endring. (25)
Andre fag som kan relateres til jordskjelv er for eksempel matte og fysikk. Matematiske problemer kan man finne ved å ta utgangspunkt i Richters skala, og se på utslagene på den i forhold til den energien som blir frigjort under et jordskjelv. Energi er også et tema som knytter oss til fysikkens verden.
Et ordtak sier at "alle veier fører til Rom". Det samme kan en vel si om norskfaget i skolen. Det kan tas i bruk i et hvilket som helst annet fag. Så også i naturfagets jordskjelvdel. Man kan lage skrive oppgaver i forhold til de tankene man har overfor jordskjelv og andre naturkatastrofer. Eller man kan tenke seg at man selv opplever et jordskjelv og ut i fra dette skrive, enten en tekst eller et dikt ut i fra de fantasiene dette skaper i elevens meget kreative sinn. Det er ingen tvil om at alle elever er kreative, og det til tusen. Derfor er det meget viktig at de får stimulert denne siden ved seg selv. For mye ren teoretisk undervisning rettet direkte mot jordskjelv kan bli lite stimulerende hvis det blir for mye av det. Da er det viktig at elevene får varierte arbeeidsoppgaver å jobbe ut i fra, slik at motivasjonen ikke forsvinner.
Grunnen som forsvinner/svikter
Gi en elev bind for øynene og led han/henne forsiktig ned eller opp en trapp. Eleven tror det er flere
trinn enn det egentlig er, og mister dermed balansen idet han/hun tar det ekstra trinnet som ikke er
der. Det er viktig at eleven vet at han/hun kan stole fullt og helt på den som leder. Gangen må være
normal og avslappende. Dette kan gi eleven litt av den følelsen som oppstår når grunnen som vi
venter skal være der ikke lenger er der.
For å lære bort mer om platene kan man ta i bruk isopor. Isopor flyter lett på vannet, men når det blir tynget ned med sand synker det dypere ned i vannet akkurat som kontinentene synker lengre ned i mantelen når det blir dannet fjellkjeder.
Vi kan også demonstrere hva som skjer når to plater møter hverandre eller glir fra hverandre. Til det trenger vi to pulter med en gymmatte på hver. Legg en kloss på hver av mattene og dra mattene mot hverandre eller fra hverandre. Vi ser at gjenstandene som ligger på mattene beveger seg mot og fra hverandre ettersom hvilken vei vi skyver.
Fortelling
Elevene lager en fantasifortelling om en tenkt, selvopplevd hendelse i forbindelse med et jordsjelv.
Her er det bare elevenes egen fantasi og kreativitet som setter grenser for hvordan fortellingen tilslutt
skal bli.
Visuell undervisning
Bruk av video og bilder er med på å forsterke den undervisningen vi gir. Slike visuelle opplevelser
setter seg bedre i elevenes hukommelse og dermed oppnår vi en mer fullstendig læring. Det er viktig
at elevene får se både vitenskapelig vinklede videoer, og videoer som er tatt opp fra steder der det
har vært jordskjelv. På denne måte får de både se hva et jordskjelv kan utrette av skader, og samtidig
få noen forklaringer på hvorfor det blir sånn.
Matematiske emner
Regne ut antall jordskjelv som forekommer i gjennomsnitt hver dag. Omtrentlig antall til sammen i
løpet av et år finnes i teori delen i oppgaven
Finne hastigheten som to jordskorpeplater har i forhold til hverandre. Vi vet hvor langt det er mellom to kontinenter, for eksempel Sør-Amerika og Afrika, og hvor lenge det er siden de to kontinentene lå inntil hverandre. Dermed er det enkelt å finne hastigheten de to har i forhold til hverandre.