Geologia
Zbadaj przyczyny i powszechne lokalizacje trzęsień ziemi
W tej sekcji dowiesz się co powoduje trzęsienia ziemi i dlaczego. Poznasz również lokalizacje najczęściej występujących trzęsień ziemi.
What You’ll Learn to Do
- Opisać trzęsienia ziemi i ich cechy
- Zidentyfikować przyczyny trzęsień ziemi
- Zidentyfikować miejsca, w których powszechnie występują trzęsienia ziemi
The Nature of Earthquakes
Seismology
Seismologia to badanie fal sejsmicznych. Sejsmologia jest również badaniem trzęsień ziemi, głównie poprzez wytwarzane przez nie fale. Mierząc i analizując fale sejsmiczne, sejsmolodzy mogą uzyskać takie informacje jak:
- Epicentrum trzęsienia ziemi
- Głębokość ogniska trzęsienia ziemi
- Wielkość (moc) trzęsienia ziemi
- Rodzaj ruchu uskoku, który spowodował trzęsienie ziemi
- Czy trzęsienie ziemi pod oceanem prawdopodobnie wygenerowało tsunami (zestaw gigantycznych fal oceanicznych)
Oprócz informacji o trzęsieniach ziemi i uskokach, sejsmologia daje nam wiedzę o warstwach ziemi. Wiele z tego, co wiemy o skorupie ziemskiej, litosferze, astenosferze, płaszczu i jądrze pochodzi z sejsmologii. Zobacz stronę Podstawy wnętrza Ziemi.
Sejsmologia dostarcza nam również informacji o podziemnych próbach nuklearnych, które odbywają się w dowolnym miejscu na Ziemi, pozwala zlokalizować możliwe zbiorniki ropy naftowej w skorupie ziemskiej i pomaga przewidzieć, kiedy wulkan ma wybuchnąć.
Sejsmografy i sejsmometry to instrumenty używane do pomiaru fal sejsmicznych. Tradycyjny sejsmograf analogowy wykorzystuje pióro (rysik) osadzone w ciężkim ciężarze, który jest zawieszony na sprężynach. Gdy ziemia porusza się podczas trzęsienia ziemi, kartka papieru tocząca się pod trzpieniem porusza się wraz z ziemią, ale trzpień z ciężarem zawieszonym na sprężynach pozostaje nieruchomy, rysując linie na kartce papieru, które pokazują ruchy sejsmiczne ziemi. Zdjęcie USGS poniżej przedstawia sejsmogram z sejsmografu znajdującego się w Columbia, Kalifornia, który zarejestrował trzęsienie ziemi Loma Prieta w 1989 r.
Dzięki nowoczesnej technologii sejsmografy z długopisami i zwijanymi kartkami papieru są zastępowane sejsmometrami z elektronicznymi czujnikami i ekranami komputerowymi. Sejsmografy i sejsmometry produkują sejsmogram, który jest graficznym zapisem fal sejsmicznych, oglądanych na papierze lub na monitorze komputera.
Przyczyny trzęsień ziemi
Następujący film wyjaśnia przyczyny trzęsień ziemi.
Overview of Elastic Rebound Theory
W trzęsieniu ziemi początkowy punkt, w którym skały pękają w skorupie ziemskiej nazywany jest ogniskiem. Epicentrum to punkt na powierzchni ziemi, który znajduje się bezpośrednio nad ogniskiem. W około 75% trzęsień ziemi, ognisko znajduje się w górnej części skorupy ziemskiej na głębokości od 10 do 15 kilometrów (6 do 9 mil). Płytkie trzęsienia ziemi powodują największe szkody, ponieważ ognisko znajduje się w pobliżu miejsca zamieszkania ludzi. Jednak to epicentrum trzęsienia ziemi jest zgłaszane przez naukowców i media (rysunek 1).
Rysunek 1. Na pionowym przekroju skorupy ziemskiej oznaczone są dwa elementy – ognisko i epicentrum, które znajduje się bezpośrednio nad ogniskiem.
Zobacz animację podsumowującą teorię odbicia sprężystego.
Obraz 2. Rodzaje uskoków
Tektoniczne trzęsienia ziemi występują w dowolnym miejscu na ziemi, gdzie istnieje wystarczająca energia zmagazynowanego odkształcenia sprężystego do propagacji pęknięć wzdłuż płaszczyzny uskoku. Brzegi uskoku przesuwają się obok siebie płynnie i asejsmicznie tylko wtedy, gdy na powierzchni uskoku nie ma żadnych nieregularności lub nierówności, które zwiększają opór tarcia. Większość powierzchni uskoków posiada takie nierówności i prowadzi to do zachowania typu stick-slip. Po zablokowaniu uskoku, ciągły ruch względny pomiędzy płytami prowadzi do wzrostu naprężeń, a tym samym zmagazynowanej energii odkształcenia w objętości wokół powierzchni uskoku. Trwa to do momentu, gdy naprężenie wzrośnie wystarczająco, aby przebić się przez asertywność, nagle umożliwiając poślizg nad zablokowaną częścią uskoku, uwalniając zmagazynowaną energię.
Energia ta jest uwalniana jako kombinacja fal sejsmicznych wypromieniowujących odkształcenia sprężyste, tarcia o powierzchnię uskoku i pękania skały, powodując trzęsienie ziemi. Ten proces stopniowego narastania odkształceń i naprężeń, przerywany sporadycznymi nagłymi trzęsieniami ziemi, określany jest jako teoria sprężysto-odkształceniowa (ang. elastic-rebound theory). Szacuje się, że tylko 10 procent lub mniej całkowitej energii trzęsienia ziemi jest wypromieniowywane jako energia sejsmiczna. Większość energii trzęsienia ziemi jest wykorzystywana do napędzania wzrostu pęknięć w trzęsieniu ziemi lub jest przekształcana w ciepło generowane przez tarcie. Dlatego trzęsienia ziemi obniżają dostępną energię potencjalną Ziemi i podnoszą jej temperaturę, choć zmiany te są pomijalne w porównaniu z przewodzącym i konwekcyjnym przepływem ciepła z głębokiego wnętrza Ziemi.
Rodzaje uskoków w trzęsieniach ziemi
Istnieją trzy główne rodzaje uskoków, z których wszystkie mogą wywołać międzypłytowe trzęsienie ziemi: normalny, odwrotny (naporowy) i uderzeniowo-ślizgowy. Uskok normalny i odwrotny są przykładami uskoku zanurzeniowego, gdzie przemieszczenie wzdłuż uskoku następuje w kierunku zanurzenia, a ruch na nich obejmuje składową pionową. Uskok normalny występuje głównie w obszarach, gdzie skorupa ziemska ulega wydłużeniu, np. na granicy dywergentnej. Uskok odwrotny występuje w miejscach, gdzie skorupa ulega skróceniu, np. na granicy konwergencji. Uskoki stromo-przesuwne to strome struktury, w których dwie strony uskoku przesuwają się poziomo względem siebie; granice transformacji są szczególnym rodzajem uskoku stromo-przesuwnego. Wiele trzęsień ziemi jest powodowanych przez ruch na uskokach, które mają elementy zarówno poślizgu zanurzeniowego, jak i uderzeniowego; jest to znane jako poślizg skośny.
Uskok odwrotny, szczególnie ten wzdłuż zbieżnych granic płyt, jest związany z najpotężniejszymi trzęsieniami ziemi, megatrzęsieniami ziemi, w tym prawie wszystkimi o magnitudzie 8 lub większej. Uskok przesuwny, szczególnie transformacje kontynentalne, mogą produkować poważne trzęsienia ziemi do około 8 magnitudy. Trzęsienia ziemi związane z normalnymi uskokami mają zazwyczaj mniej niż 7 magnitud. Na każdą jednostkę wzrostu magnitudy przypada około trzydziestokrotny wzrost uwolnionej energii. Na przykład, trzęsienie ziemi o magnitudzie 6,0 uwalnia około 30 razy więcej energii niż trzęsienie ziemi o magnitudzie 5,0, a trzęsienie ziemi o magnitudzie 7,0 uwalnia 900 razy (30 × 30) więcej energii niż trzęsienie ziemi o magnitudzie 5,0. Trzęsienie ziemi o magnitudzie 8,6 uwalnia taką samą ilość energii jak 10 000 bomb atomowych używanych podczas II wojny światowej.
Figura 3. Zdjęcie lotnicze uskoku San Andreas na Równinie Carrizo, na północny zachód od Los Angeles
Jest tak, ponieważ energia uwolniona w trzęsieniu ziemi, a tym samym jego magnituda, jest proporcjonalna do obszaru uskoku, który ulega rozerwaniu i spadku naprężeń. Dlatego im większa jest długość i szerokość obszaru uskoku, tym większa jest jego wielkość. Najwyższa, krucha część skorupy ziemskiej oraz chłodne płyty tektoniczne, które schodzą w dół do gorącego płaszcza, są jedynymi częściami naszej planety, które mogą przechowywać energię sprężystą i uwalniać ją w pęknięciach uskoków. Skały gorętsze niż około 300 stopni Celsjusza płyną w odpowiedzi na naprężenia; nie pękają w trzęsieniach ziemi. Maksymalne obserwowane długości pęknięć i odwzorowanych uskoków (które mogą pęknąć w jednym pęknięciu) wynoszą około 1000 km. Przykładami są trzęsienia ziemi w Chile, 1960; Alaska, 1957; Sumatra, 2004, wszystkie w strefach subdukcji. Najdłuższe pęknięcia trzęsień ziemi na uskokach przesuwnych, takich jak San Andreas Fault (1857, 1906), North Anatolian Fault w Turcji (1939) i Denali Fault na Alasce (2002), są o połowę do jednej trzeciej dłuższe niż wzdłuż marginesów płyt subdukcyjnych, a te wzdłuż uskoków normalnych są nawet krótsze.
Najważniejszym parametrem kontrolującym maksymalną magnitudę trzęsienia ziemi na uskoku nie jest jednak maksymalna dostępna długość, ale dostępna szerokość, ponieważ ta ostatnia zmienia się o czynnik 20. Wzdłuż zbieżnych brzegów płyt, kąt zanurzenia płaszczyzny zerwania jest bardzo mały, zwykle około 10 stopni. Dlatego szerokość płaszczyzny w górnej kruchej skorupie ziemskiej może wynosić od 50 do 100 km (Japonia, 2011; Alaska, 1964), co umożliwia występowanie najsilniejszych trzęsień ziemi.
Układy uskokowe ześlizgowe są zwykle zorientowane prawie pionowo, co daje w przybliżeniu szerokość 10 km w kruchej skorupie, dlatego trzęsienia ziemi o magnitudach znacznie większych niż 8 nie są możliwe. Maksymalne magnitudy wzdłuż wielu uskoków normalnych są jeszcze bardziej ograniczone, ponieważ wiele z nich znajduje się wzdłuż centrów rozprzestrzeniania się, jak na Islandii, gdzie grubość warstwy kruchej wynosi tylko około 6 km.
W dodatku istnieje hierarchia poziomu naprężeń w trzech typach uskoków. Uskoki naporowe są generowane przez najwyższe, uskoki uderzeniowe przez pośrednie, a uskoki normalne przez najniższe poziomy naprężeń. Można to łatwo zrozumieć biorąc pod uwagę kierunek największego naprężenia głównego, kierunek siły, która „popycha” górotwór podczas uskoku. W przypadku uskoków normalnych, górotwór jest spychany w dół w kierunku pionowym, a zatem siła spychająca (największe naprężenie główne) jest równa ciężarowi samego górotworu. W przypadku uskoku naporowego, górotwór „ucieka” w kierunku najmniejszego naprężenia głównego, czyli w górę, unosząc górotwór do góry, a więc nadkład równa się najmniejszemu naprężeniu głównemu. Strike-sliping faulting jest pośredni pomiędzy pozostałymi dwoma opisanymi powyżej typami. Ta różnica w reżimie naprężeń w trzech środowiskach uskoków może przyczyniać się do różnic w spadku naprężeń podczas uskoków, co przyczynia się do różnic w wypromieniowywanej energii, niezależnie od wymiarów uskoku.
Trzęsienia ziemi z dala od granic płyt
Gdy granice płyt występują w litosferze kontynentalnej, deformacja jest rozłożona na znacznie większy obszar niż sama granica płyty. W przypadku transformacji kontynentalnej uskoku San Andreas, wiele trzęsień ziemi występuje z dala od granicy płyt i jest związanych z odkształceniami powstałymi w szerszej strefie deformacji spowodowanej przez duże nieregularności w śladzie uskoku (np. region „Big bend”). Trzęsienie ziemi w Northridge było związane z ruchem na ślepym ciągu w takiej strefie. Innym przykładem jest silnie skośna, zbieżna granica płyt między płytami arabską i euroazjatycką, przebiegająca przez północno-zachodnią część Gór Zagros. Deformacja związana z tą granicą płyt jest podzielona na prawie czyste ruchy wzdłuż prostopadłej do granicy płyty w szerokiej strefie na południowym zachodzie i prawie czyste ruchy uderzeniowo-ślizgowe wzdłuż Głównego Ostatniego Uskoku w pobliżu samej granicy płyt. Świadczą o tym mechanizmy ogniskowe trzęsień ziemi.
Wszystkie płyty tektoniczne posiadają wewnętrzne pola naprężeń spowodowane ich interakcjami z sąsiednimi płytami oraz obciążeniem lub rozładowaniem osadów (np. deglacjacja). Naprężenia te mogą być wystarczające do spowodowania awarii wzdłuż istniejących płaszczyzn uskoków, dając początek wewnątrzpłytowym trzęsieniom ziemi.
Trzęsienia ziemi o płytkim i głębokim ognisku
Ryc. 4. Zawalony budynek Gran Hotel w metropolii San Salvador, po płytkim trzęsieniu ziemi w San Salvador w 1986 r.
Większość tektonicznych trzęsień ziemi powstaje w pierścieniu ognia na głębokościach nie przekraczających kilkudziesięciu kilometrów. Trzęsienia ziemi występujące na głębokości mniejszej niż 70 km są klasyfikowane jako trzęsienia ziemi o płytkim ognisku, natomiast trzęsienia ziemi o głębokości ogniska między 70 a 300 km są powszechnie określane jako trzęsienia ziemi o średnim ognisku lub o średniej głębokości. W strefach subdukcji, gdzie starsza i zimniejsza skorupa oceaniczna opada pod inną płytą tektoniczną, trzęsienia ziemi o głębokim ognisku mogą występować na znacznie większych głębokościach (od 300 do 700 kilometrów).
Te aktywne sejsmicznie obszary subdukcji znane są jako strefy Wadati-Benioffa. Głębokie trzęsienia ziemi występują na głębokości, na której subdukowana litosfera nie powinna być już krucha, ze względu na wysoką temperaturę i ciśnienie. Możliwym mechanizmem generowania głębokich trzęsień ziemi jest uskok spowodowany przez oliwin przechodzący przemianę fazową w strukturę spinelu.
Trzęsienia ziemi i aktywność wulkaniczna
Trzęsienia ziemi często występują w regionach wulkanicznych i są tam powodowane zarówno przez uskoki tektoniczne jak i ruch magmy w wulkanach. Takie trzęsienia ziemi mogą służyć jako wczesne ostrzeżenie przed erupcjami wulkanicznymi, jak podczas erupcji Mount St. Helens w 1980 roku. Roje trzęsień ziemi mogą służyć jako znaczniki położenia magmy płynącej przez wulkany. Roje te mogą być rejestrowane przez sejsmometry i tiltmetry (urządzenia mierzące nachylenie terenu) i używane jako czujniki do przewidywania zbliżających się erupcji.
Dynamika pęknięć
Tektoniczne trzęsienie ziemi zaczyna się od początkowego pęknięcia w punkcie na powierzchni uskoku, procesu znanego jako nukleacja. Skala strefy nukleacji jest niepewna, niektóre dowody, takie jak wymiary pęknięć w najmniejszych trzęsieniach ziemi, sugerują, że jest ona mniejsza niż 100 m, podczas gdy inne dowody, takie jak powolny składnik ujawniony przez widma niskiej częstotliwości niektórych trzęsień ziemi, sugerują, że jest ona większa. Możliwość, że nukleacja wiąże się z jakimś procesem przygotowawczym jest wspierana przez obserwację, że około 40% trzęsień ziemi jest poprzedzonych wstrząsami wstępnymi. Po zainicjowaniu pęknięcia, zaczyna się ono rozprzestrzeniać wzdłuż powierzchni uskoku. Mechanika tego procesu jest słabo poznana, częściowo dlatego, że trudno jest odtworzyć w laboratorium wysokie prędkości poślizgu. Również efekty silnych ruchów gruntu bardzo utrudniają rejestrację informacji w pobliżu strefy nukleacji.
Rozprzestrzenianie się pęknięcia jest zwykle modelowane z wykorzystaniem podejścia mechaniki pękania, upodabniającego pęknięcie do rozprzestrzeniającego się pęknięcia ścinającego w trybie mieszanym. Prędkość pęknięcia jest funkcją energii pęknięcia w objętości wokół wierzchołka pęknięcia i rośnie wraz z malejącą energią pęknięcia. Prędkość propagacji pęknięcia jest o rząd wielkości większa niż prędkość przemieszczenia w uskoku. Pęknięcia w trzęsieniu ziemi zazwyczaj propagują się z prędkościami rzędu 70-90% prędkości fali S, i jest to niezależne od wielkości trzęsienia ziemi. Wydaje się, że niewielki podzbiór pęknięć trzęsień ziemi rozchodzi się z prędkością większą niż prędkość fali S. Wszystkie te supershearowe trzęsienia ziemi zostały zaobserwowane podczas dużych zdarzeń typu „strike-slip”. Niezwykle szeroka strefa zniszczeń wywołanych przez trzęsienie ziemi w Kunlun w 2001 r. została przypisana efektom boomu dźwiękowego powstającego w takich trzęsieniach ziemi. Niektóre pęknięcia trzęsień ziemi poruszają się z niezwykle niską prędkością i są określane jako powolne trzęsienia ziemi. Szczególnie niebezpieczną formą powolnego trzęsienia ziemi jest trzęsienie tsunami, obserwowane tam, gdzie stosunkowo niska odczuwalna intensywność, spowodowana powolną prędkością rozchodzenia się niektórych wielkich trzęsień ziemi, nie jest w stanie zaalarmować ludności sąsiedniego wybrzeża, jak w przypadku trzęsienia ziemi w Sanriku w 1896 r.
Klastry trzęsień ziemi
Większość trzęsień ziemi tworzy część sekwencji, powiązanych ze sobą pod względem lokalizacji i czasu. Większość klastrów trzęsień ziemi składa się z małych wstrząsów, które powodują małe lub żadne szkody, ale istnieje teoria, że trzęsienia ziemi mogą powtarzać się w regularnym wzorze.
Wstrząsy wtórne
Wstrząs wtórny jest trzęsieniem ziemi, które występuje po poprzednim trzęsieniu ziemi, wstrząsie głównym. Wstrząs wtórny występuje w tym samym regionie co wstrząs główny, ale zawsze o mniejszej magnitudzie. Jeśli wstrząs wtórny jest większy od wstrząsu głównego, wstrząs wtórny jest ponownie określany jako wstrząs główny, a pierwotny wstrząs główny jest ponownie określany jako wstrząs wstępny. Wstrząsy wtórne powstają, gdy skorupa wokół przesuniętej płaszczyzny uskoku dostosowuje się do skutków wstrząsu głównego.
Rój trzęsień ziemi
Rój trzęsień ziemi to sekwencja trzęsień ziemi uderzających w określony obszar w krótkim okresie czasu. Różnią się one od trzęsień ziemi, po których następuje seria wstrząsów wtórnych tym, że żadne pojedyncze trzęsienie ziemi w sekwencji nie jest oczywiście głównym wstrząsem, dlatego żadne z nich nie ma zauważalnie wyższej magnitudy niż inne. Przykładem roju trzęsień ziemi jest aktywność z 2004 roku w Parku Narodowym Yellowstone. W sierpniu 2012 r. rój trzęsień ziemi wstrząsnął Doliną Imperial w Południowej Kalifornii, wykazując największą zarejestrowaną aktywność na tym obszarze od lat 70-tych.
Czasami seria trzęsień ziemi występuje w tak zwanej burzy trzęsień ziemi, gdzie trzęsienia ziemi uderzają w uskok w klastrach, każde wywołane przez wstrząsy lub redystrybucję naprężeń poprzednich trzęsień ziemi. Podobne do wstrząsów wtórnych, ale na sąsiednich odcinkach uskoku, burze te występują na przestrzeni lat, a niektóre z późniejszych trzęsień ziemi są równie niszczące jak te wczesne. Taki wzór został zaobserwowany w sekwencji około tuzina trzęsień ziemi, które nawiedziły Północny Uskok Anatolijski w Turcji w XX wieku i został wywnioskowany dla starszych anomalnych skupisk dużych trzęsień ziemi na Bliskim Wschodzie.
Wspólne lokalizacje trzęsień ziemi
Trzęsienia ziemi i granice płyt
Większość, ale nie wszystkie, trzęsienia ziemi występują na lub w pobliżu granic płyt. W miejscach, w których dwie płyty rozchodzą się, przekształcają lub zbiegają względem siebie, koncentruje się duża ilość naprężeń i występuje duża ilość odkształceń, głównie w postaci pęknięć ziemi.
Naprężenie jest dominującym naprężeniem na rozchodzących się granicach płyt. Uskok normalny i doliny ryftowe jako dominujące struktury związane z trzęsieniami ziemi na rozbieżnych granicach płyt. Trzęsienia ziemi na rozbieżnych granicach płyt są zwykle stosunkowo płytkie, i choć mogą być niszczące, najsilniejsze trzęsienia ziemi na rozbieżnych granicach płyt nie są prawie tak silne jak najsilniejsze trzęsienia ziemi na zbieżnych granicach płyt.
Transformacyjne granice płyt to strefy zdominowane przez poziome ścinanie, z najbardziej charakterystycznym typem uskoku. Większość granic płyt transformacyjnych przecina stosunkowo cienką skorupę oceaniczną, stanowiącą część struktury dna oceanicznego, i powoduje stosunkowo płytkie trzęsienia ziemi, które rzadko mają dużą magnitudę. Jednak tam, gdzie granice płyt transformacyjnych i ich uskoki uderzeniowo-ślizgowe przecinają grubszą skorupę wysp lub jeszcze grubszą skorupę kontynentów, może zaistnieć potrzeba nagromadzenia większych naprężeń, zanim grubsze masy skalne ulegną rozerwaniu, a zatem magnituda trzęsień ziemi może być większa niż w strefach granic płyt transformacyjnych ograniczonych do cienkiej skorupy oceanicznej. Jest to widoczne w takich miejscach jak strefa uskoku San Andreas w Kalifornii, gdzie uskok transformacyjny przecina skorupę kontynentalną, a trzęsienia ziemi przekraczają tam czasem magnitudę 7.0.
Zbieżne granice płyt są zdominowane przez ściskanie. Główne uskoki występujące na zbieżnych granicach płyt to zazwyczaj uskoki odwrotne lub naporowe, w tym główny uskok naporowy na granicy dwóch płyt i zazwyczaj kilka innych głównych uskoków naporowych biegnących w przybliżeniu równolegle do granicy płyt. Najpotężniejsze trzęsienia ziemi, jakie zostały zmierzone, to trzęsienia subdukcyjne, o magnitudzie do ponad 9,0. Wszystkie strefy subdukcji na świecie są zagrożone subdukcyjnymi trzęsieniami ziemi o magnitudzie do lub nawet większej niż 9.0 w skrajnych przypadkach, i mogą powodować tsunami. Obejmuje to strefę subdukcji Cascadia w północnej Kalifornii oraz przybrzeżnych stanach Oregon i Waszyngton, strefę subdukcji Aleutów w południowej Alasce, strefę subdukcji Kamczatki w Rosji na Pacyfiku, strefę subdukcji Acapulco w południowym Pacyfiku w Meksyku, strefę subdukcji Ameryki Środkowej, andyjską strefę subdukcji, zachodnioindyjską lub karaibską strefę subdukcji oraz strefy subdukcji Indonezji, Japonii, Filipin i kilka innych stref subdukcji w zachodnim i południowo-zachodnim Pacyfiku.
Wewnątrzpłytowe trzęsienia ziemi
Niektóre trzęsienia ziemi mają miejsce daleko od granic płyt. Trzęsienia ziemi mogą wystąpić wszędzie tam, gdzie w skorupie ziemskiej występują wystarczające naprężenia, by doprowadzić skały do pęknięcia.
Na przykład Hawaje znajdują się tysiące kilometrów od granicy płyt, ale wulkany, z których składają się wyspy, nagromadziły się tak szybko, że wciąż podlegają stabilizacji grawitacyjnej. Fragmenty wysp hawajskich od czasu do czasu osuwają się wzdłuż normalnych uskoków, powodując wewnątrzpłytowe trzęsienia ziemi. Większość trzęsień ziemi występuje na dużej wyspie Hawaii, która składa się z najmłodszych, niedawno powstałych wulkanów. Zapis geologiczny pokazuje, że części starszych wysp uległy poważnym zapadnięciom w ciągu ostatnich kilku milionów lat, z częściami wysp osuwającymi się na dno morskie w osuwiskach spływających po płytkich uskokach normalnych.
Innym przykładem jest region Basin and Range w zachodnich Stanach Zjednoczonych, w tym Nevada i wschodni Utah, gdzie skorupa ziemska podlega naprężeniom. Trzęsienia ziemi występują tam na uskokach normalnych, daleko w głąb lądu od granic płyt na Zachodnim Wybrzeżu. Napięcie w skorupie prowincji Basin and Range może być częściowo spowodowane systemem grzbietów śródoceanicznych, które uległy subdukcji pod Kalifornią, a obecnie znajdują się pod Basin and Range, powodując napięcie litosfery.
Region wokół Parku Narodowego Yellowstone również doświadcza sporadycznych poważnych trzęsień ziemi na normalnych uskokach. Trzęsienia ziemi na tym obszarze mogą być spowodowane tym, że gorący punkt Yellowstone powoduje zróżnicowaną ekspansję termiczną litosfery w szerokiej strefie wokół centrum gorącego punktu.
Kilka miast na Wschodnim Wybrzeżu, w tym Boston, Nowy Jork i Charleston w Południowej Karolinie, doświadczyło niszczących trzęsień ziemi w ciągu ostatnich dwóch stuleci. Uskoki pod tymi miastami mogą pochodzić z okresu rozdarcia Pangei i otwarcia Oceanu Atlantyckiego, które rozpoczęło się około 200 milionów lat temu.
W rejonie miasta New Madrid, wzdłuż rzeki Missisipi w południowo-wschodniej części Missouri i zachodniej części Tennessee, wystąpiły wielkie trzęsienia ziemi w latach 1811-1812. Mniejsze lub umiarkowane trzęsienia ziemi nadal tam występują, utrzymując możliwość wystąpienia niszczących trzęsień ziemi ponownie w przyszłości. System uskoków pod tym obszarem może pochodzić z czasów kolizji kontynentów i ryftowania kontynentów w odległej przeszłości geologicznej, a ostatnie naprężenia w skorupie ziemskiej wokół New Madrid mogą być spowodowane masowym gromadzeniem się osadów w regionie delty rzeki Mississippi, która rozciąga się na południe od tego obszaru.
Trzęsienia ziemi i wulkany
Związki między trzęsieniami ziemi i wulkanami nie zawsze są oczywiste. Jednakże, kiedy magma przemieszcza się pod wulkanem, i kiedy wulkan wybucha, produkuje trzęsienia ziemi. Wulkaniczne trzęsienia ziemi różnią się od bardziej powszechnego typu trzęsień ziemi, które powstają w wyniku sprężystego odbicia wzdłuż uskoków.
Sejsmolodzy mogą wykorzystać wzorce i sygnały trzęsień ziemi dochodzące spod wulkanów, aby przewidzieć, że wulkan wkrótce wybuchnie, a także mogą wykorzystać fale sejsmiczne, aby zobaczyć, że wulkan jest w trakcie erupcji, nawet jeśli wulkan znajduje się w odległym miejscu, jest ukryty w ciemności lub schowany w chmurach burzowych.
Wulkany, i wulkany w ogóle, są powszechnie zlokalizowane wzdłuż uskoków, lub na przecięciu kilku uskoków. Duże uskoki, które już istnieją w skorupie ziemskiej, mogą być naturalnymi drogami do odprowadzania wznoszącej się magmy. Jednak w przypadku głównych budowli wulkanicznych płytsze uskoki są produktem rozwoju wulkanu. Istnieją efekty sprzężenia zwrotnego między wzrostem ciśnienia wyporu magmy w skorupie ziemskiej, wzrostem uskoków w strefach wulkanicznych i wypływem wulkanów, co nie jest jeszcze w pełni zrozumiałe.
Jak zauważono na początku tego rozdziału, nie wszystkie trzęsienia ziemi są spowodowane poślizgiem litych bloków skalnych wzdłuż uskoków. Kiedy wulkan przechodzi potężną erupcję piroklastyczną – innymi słowy, kiedy wulkan eksploduje – powoduje to wstrząsy ziemi. Trzęsienia ziemi wywołane przez eksplozywne erupcje wulkaniczne produkują inny sygnał sejsmiczny niż trzęsienia ziemi spowodowane poślizgiem wzdłuż uskoków.
Innym przykładem trzęsień ziemi, które są spowodowane przynajmniej częściowo przez ruch magmy, a nie przez poślizg całkowicie litej skały wzdłuż uskoków, są trzęsienia ziemi wywołane przez ruch magmy w górę pod wulkanem lub do wyższych poziomów w skorupie, niezależnie od tego, czy wulkan znajduje się na szczycie. Taki ruch magmy w górę skorupy ziemskiej jest czasami nazywany wstrzykiwaniem magmy. Sejsmolodzy wciąż badają interakcje pomiędzy ruchem magmy w skorupie ziemskiej, a związanym z tym poślizgiem wzdłuż uskoków, który może być spowodowany ciśnieniem i ruchem magmy.
Pierścień Ognia
Pierścień Ognia to obszar, gdzie w basenie Oceanu Spokojnego dochodzi do dużej liczby trzęsień ziemi i erupcji wulkanicznych. W kształcie podkowy o długości 40 000 km (25 000 mil), jest związany z prawie ciągłą serią rowów oceanicznych, łuków wulkanicznych i pasów wulkanicznych i/lub ruchów płyt. Ma 452 wulkanów i jest domem dla ponad 75% aktywnych i uśpionych wulkanów na świecie. Czasami nazywany jest pasem około-pacyficznym.
Rysunek 5. Pacyficzny pierścień ognia
Około 90% trzęsień ziemi na świecie i 81% największych trzęsień ziemi na świecie występuje wzdłuż pierścienia ognia. Kolejnym najbardziej aktywnym sejsmicznie regionem (5-6% trzęsień ziemi i 17% największych trzęsień ziemi na świecie) jest pas Alpidów, który rozciąga się od Jawy do Sumatry przez Himalaje, Morze Śródziemne i na Atlantyk. Grzbiet Śródatlantycki jest trzecim najbardziej znaczącym pasem trzęsień ziemi.
Pierścień Ognia jest bezpośrednim wynikiem tektoniki płyt oraz ruchu i kolizji płyt litosferycznych. Wschodnia część pierścienia jest wynikiem subdukcji Płyty Nazca i Płyty Kokosowej pod przesuwającą się na zachód Płytą Południowoamerykańską. Płyta Kokosowa ulega subdukcji pod Płytą Karaibską w Ameryce Środkowej. Część Płyty Pacyficznej wraz z niewielką Płytą Juan de Fuca jest subdukowana pod Płytą Północnoamerykańską. Wzdłuż północnej części, poruszająca się w kierunku północno-zachodnim płyta pacyficzna ulega subdukcji pod łukiem Wysp Aleuckich. Dalej na zachód, płyta pacyficzna jest subdukowana wzdłuż łuków półwyspu Kamczatka, na południe od Japonii. Południowa część jest bardziej złożona, z kilkoma mniejszymi płytami tektonicznymi w kolizji z płytą pacyficzną z Marianów, Filipin, Bougainville, Tonga i Nowej Zelandii; ta część nie obejmuje Australii, ponieważ leży ona w centrum swojej płyty tektonicznej. Indonezja leży pomiędzy Pierścieniem Ognia wzdłuż północno-wschodnich wysp przylegających do Nowej Gwinei i włączając w to Nową Gwineę, a pasem Alpide wzdłuż południowej i zachodniej części od Sumatry, Jawy, Bali, Flores i Timoru. Słynna i bardzo aktywna strefa San Andreas Fault w Kalifornii jest uskokiem transformacyjnym, który przesuwa część Wzniesienia Wschodniopacyficznego pod południowo-zachodnie Stany Zjednoczone i Meksyk. Ruch uskoku generuje liczne małe trzęsienia ziemi, wiele razy w ciągu dnia, z których większość jest zbyt mała, aby je odczuć. Aktywny uskok Królowej Charlotty na zachodnim wybrzeżu Haida Gwaii, Kolumbia Brytyjska, Kanada, wygenerował trzy duże trzęsienia ziemi w XX wieku: trzęsienie ziemi o magnitudzie 7 w 1929 r.; trzęsienie ziemi o magnitudzie 8,1 w 1949 r. (największe zarejestrowane trzęsienie ziemi w Kanadzie); i trzęsienie ziemi o magnitudzie 7,4 w 1970 r.
Sprawdź swoje zrozumienie
Odpowiedz na poniższe pytanie(a), aby sprawdzić, jak dobrze rozumiesz tematy poruszone w poprzedniej sekcji. Ten krótki quiz nie wlicza się do oceny z zajęć i można go powtórzyć nieograniczoną liczbę razy.
Użyj tego quizu, aby sprawdzić swoje zrozumienie i zdecydować, czy (1) studiować dalej poprzednią sekcję, czy (2) przejść do następnej.