Geologi
Utforska jordbävningars orsaker och vanliga lokaliseringar
I det här avsnittet får du veta vad som orsakar jordbävningar och varför. Du kommer också att lära dig var vanliga jordbävningar förekommer.
Vad du lär dig att göra
- Beskriv jordbävningar och deras egenskaper
- Identifiera orsakerna till jordbävningar
- Identifiera var jordbävningar vanligen inträffar
Jordbävningars natur
Seismologi
Seismologi är studiet av seismiska vågor. Seismologi är också studiet av jordbävningar, främst genom de vågor som de producerar. Genom att mäta och analysera seismiska vågor kan seismologer få fram information som t.ex:
- Epicentrum för en jordbävning
- Djupet av ett jordbävningsfokus
- Magnituden (kraften) av en jordbävning
- Typen av förkastningsrörelse som orsakade en jordbävning
- Om det är troligt att en jordbävning under havet har genererat en tsunami (en uppsättning jättelika havsvågor)
Inte bara information om jordbävningar och förkastningar, ger seismologin oss kunskap om jordens lager. Mycket av det vi vet om jordskorpan, litosfären, asthenosfären, manteln och kärnan kommer från seismologin. Se sidan Grunderna om jordens inre.
Seismologin ger oss också information om underjordiska kärnvapenprovsprängningar som äger rum var som helst på jorden, gör det möjligt att lokalisera möjliga oljereservoarer i jordskorpan och hjälper oss att förutsäga när en vulkan är på väg att bryta ut.
Seismografer och seismometrar är de instrument som används för att mäta seismiska vågor. Den traditionella analoga seismografen använder en penna (stylus) som är inbäddad i en tung vikt som är upphängd på fjädrar. När jorden rör sig under en jordbävning rör sig ett pappersark som rullar under stylus med jorden, men stylus, med sin vikt upphängd på fjädrar, förblir stationär och ritar linjer på pappersarket som visar jordens seismiska rörelser. USGS-fotot nedan visar ett seismogram från en seismograf i Columbia i Kalifornien som registrerade jordbävningen i Loma Prieta 1989.
Med den moderna tekniken ersätts seismografer med pennor och rullande pappersark av seismometrar med elektroniska sensorer och datorskärmar. Både seismografer och seismometrar producerar ett seismogram, vilket är en grafisk registrering av de seismiska vågorna, som visas antingen på papper eller på en datorskärm.
Årsaker till jordbävningar
I följande video förklaras orsaken till jordbävningar.
Översikt över teorin om elastisk återfjädring
I en jordbävning kallas den inledande punkten där stenarna brister i jordskorpan för fokus. Epicentrum är den punkt på landytan som ligger direkt ovanför brännpunkten. I ungefär 75 % av jordbävningarna ligger fokus i de översta 10 till 15 kilometerna av jordskorpan. Grunda jordbävningar orsakar mest skada eftersom fokus ligger nära människornas bostadsområden. Det är dock epicentrum för en jordbävning som rapporteras av forskare och media (figur 1).
Figur 1. I det vertikala tvärsnittet av jordskorpan finns det två funktioner märkta – fokus och epicentrum, som ligger direkt ovanför fokus.
Se den här animationen som sammanfattar teorin om elastisk rekyl.
Figur 2. Förkastningstyper
Tektoniska jordbävningar inträffar var som helst i jorden där det finns tillräckligt med lagrad elastisk spänningsenergi för att driva brottsutbredning längs ett förkastningsplan. Sidorna av en förkastning rör sig smidigt och aseismiskt förbi varandra endast om det inte finns några oregelbundenheter eller asperger längs förkastningsytan som ökar friktionsmotståndet. De flesta felytor har sådana asperger och detta leder till en form av stick-slip-beteende. När väl sprickan har låst sig leder den fortsatta relativa rörelsen mellan plattorna till ökad spänning och därmed lagrad spänningsenergi i volymen runt sprickans yta. Detta fortsätter tills spänningen har ökat tillräckligt mycket för att bryta igenom spetsen, vilket plötsligt möjliggör glidning över den låsta delen av förkastningen och frigör den lagrade energin.
Denna energi frigörs som en kombination av utstrålade seismiska vågor med elastiska spänningar, friktionsuppvärmning av förkastningsytan och sprickbildning i berget, vilket leder till en jordbävning. Denna process med gradvis uppbyggnad av spänning och belastning som avbryts av enstaka plötsliga jordbävningsbrott kallas elastic-rebound-teorin. Man uppskattar att endast 10 procent eller mindre av en jordbävnings totala energi avges som seismisk energi. Det mesta av jordbävningsenergin används för att driva jordbävningsbrottstillväxten eller omvandlas till värme som genereras av friktion. Därför sänker jordbävningar jordens tillgängliga elastiska potentiella energi och höjer dess temperatur, även om dessa förändringar är försumbara jämfört med det konduktiva och konvektiva flödet av värme ut från jordens djupa inre.
Earthquake Fault Types
Det finns tre huvudtyper av förkastningar, som alla kan orsaka en jordbävning mellan plattorna: normal, omvänd (thrust) och strike-slip. Normala och omvända förkastningar är exempel på dip-slip, där förskjutningen längs förkastningen sker i riktning mot dip och rörelsen på dem innefattar en vertikal komponent. Normala förkastningar förekommer främst i områden där jordskorpan utvidgas, t.ex. vid en divergerande gräns. Omvända förkastningar förekommer i områden där jordskorpan förkortas, t.ex. vid en konvergent gräns. Strike-slip-förkastningar är branta strukturer där förkastningens två sidor glider horisontellt förbi varandra; transformationsgränser är en särskild typ av strike-slip-förkastningar. Många jordbävningar orsakas av rörelser på förkastningar som har komponenter av både dip-slip och strike-slip; detta kallas för sned glidning.
Reverse förkastningar, särskilt de som finns längs konvergerande platta gränser är förknippade med de kraftigaste jordbävningarna, megathrustjordbävningar, inklusive nästan alla av dem som har magnitud 8 eller mer. Strike-slip-förkastningar, särskilt kontinentalomvandlingar, kan ge upphov till stora jordbävningar upp till cirka magnitud 8. Jordbävningar som är förknippade med normala förkastningar är i allmänhet mindre än magnitud 7. För varje ökning av magnituden ökar den frigjorda energin ungefär trettiofaldigt för varje enhet. En jordbävning med magnitud 6,0 frigör till exempel cirka 30 gånger mer energi än en jordbävning med magnitud 5,0 och en jordbävning med magnitud 7,0 frigör 900 gånger (30 × 30) mer energi än en jordbävning med magnitud 5,0. En jordbävning av magnitud 8,6 frigör samma mängd energi som 10 000 atombomber som de som användes under andra världskriget.
Figur 3. Flygfoto av San Andreas-förkastningen i Carrizo Plain, nordväst om Los Angeles
Detta beror på att den energi som frigörs vid en jordbävning, och därmed dess magnitud, står i proportion till den del av förkastningen som bryts och till spänningsfallet. Därför är den resulterande magnituden större ju längre längden och ju större bredden på det förkastade området är. Den översta, spröda delen av jordskorpan och de svala plattorna på de tektoniska plattorna som sjunker ner i den heta manteln är de enda delar av vår planet som kan lagra elastisk energi och frigöra den i sprickor. Stenar som är hetare än cirka 300 grader Celsius flyter som svar på spänningar; de spricker inte i jordbävningar. Den maximala observerade längden på brott och kartlagda sprickor (som kan brytas i ett enda brott) är ungefär 1000 km. Exempel på detta är jordbävningarna i Chile 1960, Alaska 1957 och Sumatra 2004, alla i subduktionszoner. De längsta jordbävningsbrotten på strejkslipförkastningar, som San Andreas-förkastningen (1857, 1906), den nordanatoliska förkastningen i Turkiet (1939) och Denali-förkastningen i Alaska (2002), är ungefär hälften till en tredjedel så långa som längderna längs subduktionsplattor, och de längs normala förkastningar är ännu kortare.
Den viktigaste parametern som styr den maximala jordbävningsstorleken på en förkastning är dock inte den maximala längden, utan den maximala bredden, eftersom den sistnämnda varierar med en faktor 20. Längs konvergerande plattmarginaler är brytningsplanets lutningsvinkel mycket ytlig, vanligen omkring 10 grader. Därför kan planets bredd inom den översta spröda jordskorpan bli 50 till 100 km (Japan, 2011; Alaska, 1964), vilket gör de kraftigaste jordbävningarna möjliga.
Strike-slip-förkastningar tenderar att vara orienterade nästan vertikalt, vilket resulterar i en ungefärlig bredd på 10 km inom den spröda jordskorpan, vilket gör att jordbävningar med magnituder som är mycket större än 8 inte är möjliga. Maximala magnituder längs många normala förkastningar är ännu mer begränsade eftersom många av dem ligger längs spridningscentra, som på Island, där tjockleken på det spröda skiktet bara är cirka 6 km.
Det finns dessutom en hierarki av spänningsnivå i de tre förkastningstyperna. Förskjutningsfel genereras av den högsta, strikeglidning av mellanliggande och normala fel av de lägsta spänningsnivåerna. Detta kan lätt förstås genom att betrakta riktningen för den största huvudspänningen, dvs. riktningen för den kraft som ”trycker” på bergmassan under förkastningen. Vid normala förkastningar trycks bergmassan nedåt i vertikal riktning, vilket innebär att tryckkraften (största huvudspänningen) är lika stor som bergmassans egen vikt. Vid tryckförskjutningar ”flyr” bergmassan i riktning mot den minsta huvudspänningen, nämligen uppåt, vilket lyfter upp bergmassan, vilket innebär att överlagringen är lika med den minsta huvudspänningen. Strike-slip-förkastningar är ett mellanting mellan de två andra typerna som beskrivs ovan. Denna skillnad i spänningsregim i de tre förkastningsmiljöerna kan bidra till skillnader i spänningsfallet under förkastningen, vilket bidrar till skillnader i den utstrålade energin, oavsett förkastningsdimensionerna.
Jordbävningar bort från plattgränser
När plattgränser förekommer i den kontinentala litosfären sprids deformationen ut över ett mycket större område än själva plattgränsen. När det gäller San Andreas-förkastningen på kontinenten inträffar många jordbävningar långt från plattgränsen och är relaterade till spänningar som utvecklas inom den bredare deformationszonen som orsakas av stora oregelbundenheter i förkastningsbanan (t.ex. ”Big bend”-regionen). Northridge-jordbävningen var förknippad med rörelser på en blindförskjutning inom en sådan zon. Ett annat exempel är den starkt snedställda konvergerande plattgränsen mellan den arabiska och den eurasiska plattan där den löper genom den nordvästra delen av Zagrosbergen. Deformationen i samband med denna platta gräns är uppdelad i nästan rena tryckrörelser vinkelrätt mot gränsen över en bred zon i sydväst och nästan rena strejksliprörelser längs Main Recent Fault nära själva plattagränsen. Detta visas av jordbävningsfokusmekanismer.
Alla tektoniska plattor har interna spänningsfält som orsakas av deras interaktioner med angränsande plattor och sedimentär belastning eller avlastning (t.ex. deglaciation). Dessa spänningar kan vara tillräckliga för att orsaka brott längs befintliga förkastningsplan, vilket ger upphov till jordbävningar inom plattan.
Skålfokus och djupfokus jordbävningar
Figur 4. Kollapsad Gran Hotel-byggnad i storstaden San Salvador, efter den ytliga jordbävningen i San Salvador 1986.
Majoriteten av de tektoniska jordbävningarna har sitt ursprung vid eldringen på djup som inte överstiger tiotals kilometer. Jordbävningar som inträffar på ett djup på mindre än 70 km klassificeras som jordbävningar med grunt fokus, medan de med ett fokusdjup mellan 70 och 300 km vanligen benämns jordbävningar med medelhög eller medeldjup. I subduktionszoner, där äldre och kallare oceanisk skorpa sjunker ner under en annan tektonisk platta, kan jordbävningar med djup fokus inträffa på mycket större djup (från 300 till 700 km).
Dessa seismiskt aktiva subduktionsområden kallas Wadati-Benioff-zoner. Deep-focus jordbävningar inträffar på ett djup där den subducerade litosfären inte längre borde vara spröd på grund av den höga temperaturen och trycket. En möjlig mekanism för generering av jordbävningar med djup fokus är förkastningar som orsakas av olivin som genomgår en fasövergång till en spinellstruktur.
Jordbävningar och vulkanisk aktivitet
Jordbävningar inträffar ofta i vulkaniska områden och orsakas där, både av tektoniska förkastningar och av magmans rörelser i vulkaner. Sådana jordbävningar kan fungera som en tidig varning för vulkanutbrott, som under utbrottet av Mount St. Helens 1980. Jordbävningssvärmar kan fungera som markörer för var den flödande magman befinner sig i vulkanerna. Dessa svärmar kan registreras av seismometrar och tiltmetrar (en anordning som mäter markens lutning) och användas som sensorer för att förutsäga överhängande eller kommande utbrott.
Rupturdynamik
En tektonisk jordbävning börjar med en första ruptur vid en punkt på förkastningsytan, en process som kallas kärnbildning. Skalan på nukleeringszonen är osäker, med vissa bevis, som t.ex. brottdimensionerna hos de minsta jordbävningarna, som tyder på att den är mindre än 100 m, medan andra bevis, som t.ex. en långsam komponent som avslöjas av lågfrekventa spektrum hos vissa jordbävningar, tyder på att den är större. Möjligheten att kärnbildning innefattar någon form av förberedelseprocess stöds av observationen att cirka 40 % av jordbävningarna föregås av förskjutningar. När brottet väl har inletts börjar det sprida sig längs förkastningsytan. Mekaniken i denna process är dåligt förstådd, delvis på grund av att det är svårt att återskapa de höga glidhastigheterna i ett laboratorium. Effekterna av kraftiga markrörelser gör det också mycket svårt att registrera information nära ett kärnområde.
Rupturens utbredning modelleras i allmänhet med hjälp av ett brottmekaniskt tillvägagångssätt, där man liknar rupturen vid en skjuvspricka med blandade lägen. Brottningshastigheten är en funktion av brottsenergin i volymen runt sprickspetsen och ökar med minskad brottsenergi. Hastigheten för brottets utbredning är flera storleksordningar snabbare än förskjutningshastigheten över felet. Jordbävningsbrott sprider sig vanligtvis med en hastighet som ligger i intervallet 70-90 % av S-vågshastigheten, och detta är oberoende av jordbävningsstorleken. En liten del av jordbävningsbrotten tycks ha spridit sig med högre hastighet än S-vågshastigheten. Dessa överskjutande jordbävningar har alla observerats i samband med stora strik-slip-händelser. Den ovanligt breda zonen med coseismiska skador som orsakades av jordbävningen i Kunlun 2001 har tillskrivits effekterna av den ljudbang som utvecklas vid sådana jordbävningar. Vissa jordbävningsbrott rör sig med ovanligt låg hastighet och kallas långsamma jordbävningar. En särskilt farlig form av långsam jordbävning är tsunami-jordbävningen, som observeras när de relativt låga upplevda intensiteterna, som orsakas av den långsamma utbredningshastigheten hos vissa stora jordbävningar, misslyckas med att varna befolkningen vid den angränsande kusten, som i Sanriku-jordbävningen 1896.
Jordbävningskluster
De flesta jordbävningar ingår i en sekvens, som är relaterade till varandra i fråga om plats och tid. De flesta jordbävningskluster består av små skalv som orsakar små eller inga skador, men det finns en teori om att jordbävningar kan återkomma i ett regelbundet mönster.
Efterskalv
Ett efterskalv är en jordbävning som inträffar efter en tidigare jordbävning, huvudskalvet. Ett efterskalv är i samma region som huvudskalvet men alltid av mindre magnitud. Om ett efterskalv är större än huvudstöten, betecknas efterskalvet på nytt som huvudstöt och den ursprungliga huvudstöten betecknas på nytt som ett förskalv. Efterskalv bildas när jordskorpan runt det förskjutna förkastningsplanet anpassar sig till effekterna av huvudstöten.
Earthquake Swarms
Earthquake swarms är sekvenser av jordbävningar som slår till i ett specifikt område inom en kort tidsperiod. De skiljer sig från jordbävningar som följs av en serie efterskalv genom att ingen enskild jordbävning i sekvensen uppenbarligen är huvudstöt, därför har ingen av dem anmärkningsvärt högre magnituder än den andra. Ett exempel på en svärm av jordbävningar är aktiviteten 2004 i Yellowstone nationalpark. I augusti 2012 skakade en svärm av jordbävningar södra Kaliforniens Imperial Valley, vilket visade den mest registrerade aktiviteten i området sedan 1970-talet.
Undertiden inträffar en serie jordbävningar i vad som har kallats en jordbävningsstorm, där jordbävningarna slår till mot en förkastning i kluster, var och en utlöst av skakningar eller spänningsomfördelningar från de tidigare jordbävningarna. I likhet med efterskalv, men på intilliggande segment av förkastningen, uppträder dessa stormar under årens lopp och med vissa av de senare jordbävningarna lika skadliga som de tidiga. Ett sådant mönster observerades i sekvensen av cirka ett dussin jordbävningar som drabbade den nordanatoliska förkastningen i Turkiet på 1900-talet och har kunnat härledas till äldre onormala kluster av stora jordbävningar i Mellanöstern.
Gemensamma platser för jordbävningar
Jordbävningar och platta gränser
De flesta, men inte alla, jordbävningar inträffar vid eller i närheten av plattgränser. En stor del av spänningen koncentreras och en stor del av spänningen, mycket av den i form av brott i jorden, sker på platser där två plattor divergerar, omvandlas eller konvergerar i förhållande till varandra.
Spänning är den dominerande spänningen vid divergerande plangränser. Normalförkastningar och sprickdalar är de dominerande jordbävningsrelaterade strukturerna vid divergerande plattgränser. Jordbävningar vid divergerande plattgränser är vanligtvis relativt ytliga, och även om de kan vara skadliga är de kraftigaste jordbävningarna vid divergerande plattgränser inte alls lika kraftiga som de kraftigaste jordbävningarna vid konvergerande plattgränser.
Transformerade plattgränser är zoner som domineras av horisontell skjuvning, med strejkslipförkastningar som den mest karakteristiska förkastningstypen. De flesta transformerade plattgränser skär genom relativt tunn oceanisk skorpa, som är en del av havsbottens struktur, och ger upphov till relativt ytliga jordbävningar som endast sällan är av större magnitud. När de transformerade plattgränserna och deras strik-slip-förkastningar skär genom den tjockare skorpan på öar eller den ännu tjockare skorpan på kontinenter kan det dock krävas att mer spänning byggs upp innan de tjockare bergmassorna bryts, och därför kan jordbävningars magnituder vara större än i zoner med transformerade plattgränser som är begränsade till den tunna oceaniska skorpan. Detta är tydligt på platser som San Andreas-förkastningszonen i Kalifornien, där en transformförkastning skär genom kontinentalskorpan och jordbävningar där ibland överstiger 7,0 i magnitud.
Konvergenta plattgränser domineras av kompression. De större fel som finns vid konvergerande plattgränser är vanligtvis omvända fel eller tryckfel, inklusive ett huvudtryckfel vid gränsen mellan de två plattorna och vanligtvis flera större tryckfel som löper ungefär parallellt med plattgränsen. De kraftigaste jordbävningar som har uppmätts är subduktionsjordbävningar, upp till mer än 9,0 i magnitud. Alla subduktionszoner i världen riskerar att drabbas av subduktionsjordbävningar med magnituder på upp till eller till och med större än 9,0 i extrema fall, och det är troligt att de ger upphov till tsunamis. Detta omfattar Cascadia-subduktionszonen i norra Kalifornien och vid kusten i Oregon och Washington, Aleuternas subduktionszon i södra Alaska, Kamtjatka-subduktionszonen i Stillahavsryssland, Acapulco-subduktionszonen i södra Stillahavsmexiko, den centralamerikanska subduktionszonen, Andinska subduktionszonen, den västindiska eller karibiska subduktionszonen samt subduktionszoner i Indonesien, Japan, Filippinerna och flera andra subduktionszoner i västra och sydvästra Stilla havet.
Intraplate jordbävningar
Vissa jordbävningar äger rum långt från plattgränserna. Jordbävningar kan inträffa varhelst det finns tillräcklig spänning i jordskorpan för att driva stenar till brott.
Till exempel ligger Hawaii tusentals kilometer från någon plattgräns, men de vulkaner som utgör öarna har byggts upp så snabbt att de fortfarande genomgår en gravitationsstabilisering. Sektorer av de hawaiianska öarna sjunker ibland längs normala förkastningar, vilket ger upphov till jordbävningar inom plattan. De flesta jordbävningarna inträffar på Hawaiis stora ö, som består av de yngsta, senast byggda vulkanerna. Den geologiska dokumentationen visar att delar av de äldre öarna har genomgått stora kollaps under de senaste miljonerna av år, där delar av öarna har glidit ut till havsbotten i jordskred som har golv på grunda normalförkastningar.
Ett annat exempel är Basin and Range-regionen i västra USA, inklusive Nevada och östra Utah, där jordskorpan är utsatt för spänningar. Jordbävningar inträffar där på normala förkastningar, långt inåt landet från plattgränserna på västkusten. Spänningen i skorpan i Basin and Range-provinsen kan delvis bero på ett mellanoceansryggsystem som subducerades under Kalifornien och nu ligger under Basin and Range, vilket orsakar spänningar i litosfären.
Regionen kring Yellowstone nationalpark genomgår också enstaka större jordbävningar på normala förkastningar. Jordbävningar i det området kan bero på att Yellowstones heta punkt orsakar differentiell termisk expansion av litosfären i en bred zon runt heta punktens centrum.
Flera städer på östkusten, bland annat Boston, New York och Charleston i South Carolina, har drabbats av skadliga jordbävningar under de senaste två århundradena. Sprickorna under dessa städer kan härröra från Pangeas rifting och Atlantens öppnande med början för cirka 200 miljoner år sedan.
I området kring staden New Madrid, längs Mississippifloden i sydöstra Missouri och västra Tennessee, inträffade stora jordbävningar 1811-1812. Mindre till måttliga jordbävningar fortsätter att inträffa där, vilket håller aktiv möjligheten att skadliga jordbävningar inträffar där igen i framtiden. Förkastningssystemet under detta område kan härröra från tider av kontinentala kollisioner och kontinental rifting i ett avlägset geologiskt förflutet, och den senaste tidens spänningar i jordskorpan runt New Madrid kan bero på den massiva ansamlingen av sediment i Mississippiflodens deltaområde, som breder ut sig söder om detta område.
Jordbävningar och vulkaner
Sambanden mellan jordbävningar och vulkaner är inte alltid uppenbara. Men när magma rör sig upp under en vulkan, och när en vulkan gör utbrott, ger det upphov till jordbävningar. Vulkaniska jordbävningar skiljer sig från den vanligare typen av jordbävningar som uppstår genom elastisk återfjädring längs förkastningar.
Seismologer kan använda de mönster och signaler från jordbävningar som kommer under vulkaner för att förutsäga att vulkanen är på väg att gå i utbrott, och de kan med hjälp av seismiska vågor se att en vulkan är under utbrott även om vulkanen befinner sig på en avlägsen plats, gömd i mörker eller dold i stormmoln.
Vulkaniska skorstenar, och vulkaner i allmänhet, är ofta belägna längs förkastningar, eller vid korsningen av flera förkastningar. Större sprickor som redan finns i jordskorpan kan vara naturliga vägar för att kanalisera stigande magma. På större vulkaniska byggnadsverk är dock grundare sprickor en produkt av vulkanens utveckling. Det finns återkopplingseffekter mellan det uppåtriktade trycket från magmauppdriften i jordskorpan, tillväxten av förkastningar i vulkaniska zoner och vulkanernas utblåsning, vilket ännu inte är helt klarlagt.
Som noterades i början av det här avsnittet beror inte riktigt alla jordbävningar på att solida stenblock glider längs förkastningar. När en vulkan genomgår ett kraftigt pyroklastiskt utbrott – med andra ord när en vulkan exploderar – får det jorden att skaka. Jordbävningar som orsakas av ett explosivt vulkanutbrott ger en annan seismisk signal än jordbävningar som orsakas av glidning längs förkastningar.
Ett annat exempel på jordbävningar som åtminstone delvis orsakas av magmaförflyttning, snarare än av glidning av helt fasta bergarter längs förkastningar, är jordbävningar som utlöses av att magma förflyttas uppåt under en vulkan, eller upp till högre nivåer i jordskorpan, oavsett om det finns en vulkan ovanpå eller inte. En sådan uppåtriktad rörelse av magma i jordskorpan kallas ibland för magmainjektion. Seismologer forskar fortfarande om samspelet mellan magmans rörelse i jordskorpan och tillhörande glidning längs förkastningar som kan orsakas av magmans tryck och rörelse.
Fyrringen
Fyrringen är ett område där ett stort antal jordbävningar och vulkanutbrott inträffar i Stilla havets bassäng. I en 40 000 km lång hästskoform är det förknippat med en nästan kontinuerlig serie av oceaniska diken, vulkaniska bågar och vulkaniska bälten och/eller plattrörelser. Den har 452 vulkaner och är hemvist för över 75 % av världens aktiva och vilande vulkaner. Det kallas ibland för det omgivande Stillahavsbältet.
Figur 5. Stillahavets eldring
Omkring 90 % av världens jordbävningar och 81 % av världens största jordbävningar inträffar längs eldringen. Den näst mest seismiskt aktiva regionen (5-6 % av jordbävningarna och 17 % av världens största jordbävningar) är Alpidbältet, som sträcker sig från Java till Sumatra genom Himalaya, Medelhavet och ut i Atlanten. Den mellanatlantiska ryggen är det tredje mest framträdande jordbävningsbältet.
Fyrringen är ett direkt resultat av plattektonik och de litosfäriska plattornas rörelser och kollisioner. Den östra delen av ringen är ett resultat av att Nazca- och Cocosplattan har subducerats under den sydamerikanska plattan som rör sig västerut. Kokosplattan är underducerad under den karibiska plattan i Centralamerika. En del av Stillahavsplattan tillsammans med den lilla Juan de Fuca-plattan subduceras under den nordamerikanska plattan. Längs den norra delen subduceras den nordvästliga Stillahavsplattan under Aleuterna. Längre västerut subduceras Stillahavsplattan längs Kamtjatkahalvöns bågar söderut förbi Japan. Den södra delen är mer komplex, med ett antal mindre tektoniska plattor som kolliderar med Stillahavsplattan från Marianerna, Filippinerna,Bougainville, Tonga och Nya Zeeland; denna del utesluter Australien, eftersom det ligger i mitten av dess tektoniska platta. Indonesien ligger mellan Eldringen längs de nordöstra öarna i anslutning till och inklusive Nya Guinea och Alpidbältet längs söder och väster från Sumatra, Java, Bali, Flores och Timor. Den berömda och mycket aktiva San Andreas-förkastningszonen i Kalifornien är en transformförkastning som förskjuter en del av den östra Stillahavshöjningen under sydvästra USA och Mexiko. Förkastningen ger upphov till många små jordbävningar flera gånger om dagen, varav de flesta är för små för att kännas. Den aktiva Queen Charlotte-förkastningen på västkusten av Haida Gwaii, British Columbia, Kanada, har genererat tre stora jordbävningar under 1900-talet: en magnitud 7 1929, en magnitud 8,1 1949 (Kanadas största registrerade jordbävning) och en magnitud 7,4 1970.
Kontrollera din förståelse
Svara på frågan/frågorna nedan för att se hur väl du har förstått ämnena som behandlades i det föregående avsnittet. Den här korta frågesporten räknas inte in i ditt betyg i klassen och du kan göra om den ett obegränsat antal gånger.
Använd den här frågesporten för att kontrollera din förståelse och besluta om du ska (1) studera det föregående avsnittet ytterligare eller (2) gå vidare till nästa avsnitt.