thumb|Globale jordskælvs epicentre, 1963–1998. thumb|right|Globale pladetektoniske bevægelser. Et jordskælv er en rystelse af jordens overflade. Jordskælv skyldes typisk, at kontinentalpladerne flytter sig, sådan som det er beskrevet i teorien om pladetektonik.Stunning Map Reveals World's Earthquakes Since 1898. Livescience En anden årsag til jordskælv kan være landhævning. Det sker hyppigt i Nordskandinavien, hvor landhævningen er større end i Danmark. Videnskaben om jordskælv kaldes seismologi (græsk seismós, (jord)skælv).
Den tekniske, objektive styrke af jordskælv måles normalt på Richterskalaen eller den beslægtede momentmagnitude-skala (MMS). De to skalaer er nogenlunde sammenfaldende for mindre jordskælv, og jordskælvs styrke rapporteres ofte, særligt i pressen, uden at det er eksplicit hvilken skala de er målt på. Skaderne og menneskers fornemmelse af skælvet måles derimod med Mercalliskalaen.
Et jordskælvs centrum på jordoverfladen kaldes epicenter. Det ligger lige over hypocenteret, stedet hvor jordskælvet finder sted nede i jorden. Jordskælvenes epicentre samler sig ofte i linjer langs forkastningszoner. En sådan zone er for eksempel Tornqvistzonen, der strækker sig gennem Skåne, Kattegat og Nordjylland.Alt hvad du vil vide om jordskælv Videnskab.dk august 2012. Jordskælv er årsagen til en stor del af de seismiske bølger i jordskorpen.
I de seneste 100 år er over en million mennesker omkommet som følge af jordskælv. Mellem 1906 og 2005 har der været 17 jordskælv i størrelsesordenen 8,5 til 9,5 på MMS-skalaen.Largest Earthquakes in the World Since 1900 , U.S. Geological SurveyMoment magnitude scale - Wikipedia, the free encyclopediaUSGS Earthquake Magnitude Policy (implemented on January 18, 2002) Europas mest jordskælvsaktive land er Grækenland. Større jordskælv i Danmark menes at have forekommet, men meget sjældent.
Årsager thumb|Illustration af et jordskælv forårsaget af to pladers indbyrdes sammenstød. Et jordskælv kan opstå på flere måder. Når to tektoniske plader støder sammen. Når pladerne gnider mod hinanden. Det kaldes også transforme grænser. Når de støder sammen kan den ene plade glide ned under den anden, som igen skaber friktion, som kan skabe rystelser. På den måde kan der dannes bjerge, hvis den øverste plade skraber materiale af den nederste. Dette kaldes også konvergente grænser. Når to plader støder sammen, og de skubber hinanden opad. Også på denne måde kan der opstå bjerge, fordi pladerne skubber hinanden opad. Når to plader trækker sig fra hinanden. Dette kaldes også divergente grænser.
Kontinentalplader Ifølge teorien om pladetektonik er jordens overflade opdelt i kontinentalplader, også kaldet tektoniske plader. Det er en tyk (ca. 50 km i gennemsnit) plade, som består af vulkanske eller sedimentære bjergarter. Kontinentalpladerne har lavere massefylde end Jordens kappe, og de flyder derfor ovenpå. Pladerne er det lag af jorden, som kaldes lithosfæren (af græsk lithos, sten). Pladerne samles ca. hvert 200 millioner år til et superkontinent. Det sidste superkontinent hed Pangæa og skilte sig ad for omkring 200 millioner år siden. Pladerne bevæger sig typisk 10-40 mm om året, men helt op til 160 mm om året. Forskere mener, at det er varmen fra jordens kerne, der får pladerne til at bevæge sig.
Jordskælvsmålinger Registreringer af jordskælvsbølger bruges også til at undersøge Jordens indre opbygning. Den danske seismolog Inge Lehmann påviste i 1936 eksistensen af Jordens indre kerne gennem analyser af P-bølger fra jordskælv.
Når et jordskælv finder sted registreres rystelserne af en række seismografiske målere. Disse målere var oprindeligt, ganske enkelt, et vægtlod forbundet til jorden med en fjeder og en dæmper. Når loddet bevægede sig blev bevægelserne registreret. I dag foregår dette elektronisk, men resultatet er det samme. Man registrerer rystelser i to vandrette, vinkelrette retninger og lodret retning. Man vil både kunne registrere rystelserne som forskydning, hastighed og acceleration som funktion af tiden. Disse er kendt som hhv. forskydning, hastighed eller acceleration-tids historik-diagrammer. Ud fra disse kan man bestemme den maksimale forskydning, hastighed og acceleration, samt varighed m.m. Jordskælvets epicenter fastlægges ved trilateration.
Mere information omkring jordskælvet findet i forskellige bevægelsesspektre (ground motion spectra). Blandt disse spektre nævnes Fourier-spektrum, powerspektrum og responsspektrum. Alle har de det til fælles at de giver et indtryk af rystelsernes fordeling på forskellige frekvenser. Typisk plottes accelerationen som funktion af perioden (T). Dvs. accelerationen af en enkelt-frihedsgrads-oscillator (Single degree of freedom oscillator) med forskellige naturlige perioder (cykliske egenfrekvenser). Der mindes om at sammenhængen mellem periode (T) og cyklisk frekvens er givet ved:
Fourier-spektre er mulige igennem den matematiske betragtning, at alle funktioner som gentager sig selv vil kunne repræsenteres med med en Fourier række, bestående af trigonometriske led. Teorien bag dette er ikke inden for dette emne.
Responsspektre anvendes i høj grad i forbindelse med jordskælvsdesign af konstruktioner, idet man ud fra konstruktionens frekvens vil kunne bestemme konstruktionens respons til et givet jordskælv.
Styrke Der findes flere forskellige skalaer til at angive et jordskælvs styrke. Den mest kendte er Richterskalaen, samt videreudviklinger af denne. Alle disse undtagen momentmagnitudeskalaen, har de det til fælles at de når en afmatning på et tidspunkt. Jordskælvstyrken vil ikke være retvisende efter dette afmatningspunkt.
De forskellige skalaer giver anledning til en del forvirring omkring jordskælvenes styrke. Jordskælvenes styrke angives ofte uden at det fremgår direkte, hvilken skala der er anvendt, eller medierne rapporterer at jordskælvenes styrke er "X på Richterskalaen" når det i virkeligheden er momentmagnitudeskalaen der er anvendt.
Richterskalaen
Seismologen Charles Francis Richter anvendte i 1935 et Wood-Anderson seismometer til at definere styrken af jordskælv. Richterskalaen angiver 10-tals logaritmen til den maksimale svingningsamplitude (i mikrometer) målt på et Wood-Anderson seismometer, 100 km fra epicenteret.
For den oprindelige Richterskala vil afmatningen begynde ved knap 6 og det er ikke muligt at måle styrken af et jordskælv på over 7. Ydermere kan man kun måle styrken af højtliggende jordskælv mindre and 600 km fra epicenteret. Richter selv udviklede alternativer, der udvidede grænserne for hvilke jordskælv der kunne måles meningsfuldt, men disse havde også begrænsninger ift de allerstørste jordskælv. I 1970'erne udvikledes momentmagnitudeskalaen, der nu bruges i de fleste forskningssammenhænge. GEUS rapporterer dog stadig jordskælvs styrke på Richterskalaen
Momentmagnitudeskalaen
Momentmagnitudeskalaen (eng. Moment Magnitude Scale, MMS med benævnelsen MW eller blot M) benyttes, lige som Richterskalaen, til at beskrive styrken af et jordskælv:
Hvor M0 er det seismiske moment som er et udtryk for den energiudladning der har fundet sted i forbindelse med jordskælvet (og ikke et moment i traditionel forstand). Det seismiske moment er, i modsætning til øvrige styrkeskalaer, ikke baseret på de aktuelle rystelser, men på energiudladningen - rystelserne vil ikke nødvendigvis stige i takt med at energiudladningen stiger.
Momentomfangsskalaen er den eneste seismiske skala der ikke oplever en afmatning i takt med at jordskælvsstyrken stiger. Dette skyldes at det seismiske moment er et direkte mål for de faktorer der har forårsaget jordskælvet.
Mercalliskala
Mercalliskalaen går fra 0 til 12 og er en subjektiv skala der blev anvendt før i mangel på muligheden for objektive målinger. De tolv trin angiver forskellige observationer der kan gøres i forbindelse med jordskælvet. Denne skala benyttes undertiden, da øvrige skalaer ikke nødvendigvis fortæller noget om effekterne af et jordskælv.
Skadevirkninger thumb|Ødelæggelse efter jordskælvet i Skopje 1963 thumb|Ødelæggelser efter jordskælvet i San Francisco 1906 Et større jordskælv kan få huse til at falde sammen. Jordskælvet i Kashmir 8. oktober 2005 fik 1500 huse til at styrte sammen. 90% af befolkningen i byen var påvirket af jordskælvet, og 73.000 mennesker døde. Dette jordskælv havde en styrke på 7,7. Skælvene i Danmark i december 2008 og februar 2010 havde en styrke på kun 4,6-4,7.
Et jordskælv under havet kan forårsage en tsunami. Bølgen kan næppe mærkes på havet, men kan bevæge sig med 700-900 km/t og ramme land med f.eks. op til 30 m høje bølger.
Hyppighed Små jordskælv opstår næsten hele tiden overalt i verden. De store jordskælv forekommer kun, hvor de tektoniske plader støder sammen (jordskælvszoner). Der kan imidlertid komme små jordskælv midt på en plade, fordi der også kan opstå spændinger på pladen eller i forkastningszoner. Det skete i Skåne 16. december 2008, hvor jordskælvet målte 4,7 på richterskalaen. I England, som ligger midt på en tektonisk plade, er der et jordskælv af styrke 3,7-4,6 omtrent hvert år, af styrke 4,7-5,5 hvert tiende år og af styrke 5,6 og derover en gang i løbet af 100 år. 90 % af alle jordskælv (og 85 % af de store) forekommer i en 40.000 km lang hesteskoformet zone langs Stillehavet.
Det er ikke muligt at forudsige hvor, hvornår og hvor kraftigt fremtidige jordskælv vil forekomme. Der findes en dog en række forskellige muligheder, hvorved man vil kunne give et bud på hvor hyppigt et jordskælv af en given styrke vil finde sted. En af disse er kendt som Gutenberg-Richters Gentagelseslov. På baggrund af indsamlede data har man mulighed for at forudsige sandsynligheden for, at et jordskælv vil overstige en vis styrke pr. år. Gutenberg-Richters Gentagelseslov (Recurrence Law) er givet ved følgende udtryk:
Hvor m er jordskælvets styrke og λm er den årlige rate for at et jordskælv af styrken m eller større indtræffer. a og b er empiriske parametre som lokations afhængige.
Ud fra Gutenberg-Richters Gentagelseslov er det også muligt at bestemme jordskælvets return period, TR:
Forudsigelse af jordskælvsparametre Ved hjælp af såkaldte Predictive Relationships er det muligt at forudsige forskellige jordskælvsparametre. Disse parametre omfatter bl.a. følgende parametre: Maksimal acceleration (Peak ground acceleration, PGA) Maksimal hastighed (Peak Ground Velocity, PGV) Dominerede periode (Predominant Period, Tp) Periode Bredde (Bandwidth) Varighed (Duration, Td) Forskellige spektrum intensiteter (SI, VSI, ASI og Arias) og mange flere.
I og med det er forudsigelser er de tæt forbundet med eksisterende data og i høj grad statiske betragtninger.
Større jordskælv i verden Jordskælvet i Chile 1960 - Det største jordskælv der er målt.The 10 Biggest Earthquakes in History. Livescience Jordskælvet i Det Indiske Ocean 2004 - Det næststørste jordskælv, der er målt. Jordskælvet ved Sendai 2011 Jordskælvet i Haiti 2010 Jordskælvet i L'Aquila 2009 Jordskælvet i Kashmir 2005 Jordskælvet i Baluchistan 1945 Jordskælvet i Baluchistan 2008 Jordskælvet i Kobe den 17. januar 1995 Jordskælvet i Lissabon 1755 Jordskælvet i Tangshan 1976 Jordskælvet i Sichuan maj 2008 Jordskælvet i San Francisco 1906 Jordskælvet i Basel 1356
Den 31. august 1819 kl. 14.30 var der et forholdsvis kraftigt jordskælv med epicenter nær Lurøy i Ranafjorden i Nordnorge. Det varede 5-10 minutter. Vægge, skorstene og nogle træbygninger blev beskadiget. Da det var den første dag med godt vejr i flere uger, var folk ude for at bjærge hø, og ingen mennesker blev dræbt. Skælvet udløste mange store stenskred og voldsomme bølger ved kysten. Skælvet anslås til 8 på Mercalliskalaen. Det mærkedes også i Trondhjem, Nordsverige og Finland. Der var daglige efterskælv i flere uger, fulgt af en ca. tiårig periode med flere følelige skælv om året.Robert Muir Wood: The Scandinavian Earthquakes of 22 December 1759 and 31 August 1819, Disasters, vol. 12, no. 3