Maanjäristys

Kohteesta Wikipedia
Siirry navigaatioon Siirry hakuun
Maanjäristyksen tuhoama koulu El Salvadorissa.
Maanjäristystoiminta. Maanjäristykset, jotka olivat voimakkuudeltaan yli 4,5 Richterin asteikolla, 1973-2004. Väri kuvaa maanjäristyksen esiintymissyvyyttä.
Maanjäristysten keskipisteet 1963-1998. 358 214 järistystä.
Maanjäristysaaltojen eteneminen Maan sisuksissa.
San Franciscon raunioita vuoden 1906 maanjäristyksen jälkeen

Maanjäristys on Maan peruskallion tärähtelyä, joka on voimakkaana hyvin tuhoisaa rakennuksille ja ihmisille. Heikko järistys heiluttaa lamppuja, voimakas järistys romahduttaa talot, hyvin voimakas myllää maaperääkin. Meren pohjassa tapahtunut maanjäristys voi aiheuttaa voimakkaan hyökyaallon, tsunamin.

Maanjäristyksen maanalainen tapahtumapaikka on hyposentrumi, ja maanpintakeskus episentrumi. Maanjäristysaallot eli seismiset aallot jaetaan pitkittäisiin ja poikittaisiin aaltoihin sekä pinta-aaltoihin. Järistysaaltojen heijastumisia ja taittumisia tutkimalla voidaan selvittää jossain määrin peruskallion ja koko Maan rakennetta.

Maanjäristyksiä pystytään toteamaan kaukaakin seismometriksi tai seismografiksi kutsutulla laitteella. Maanjäristyksen rekisteröintiä kutsutaan seismogrammiksi.

Luokittelu[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Globaalit maanjäristykset luokitellaan hyposentrumin syvyyden perusteella mataliin (h < 70 km), keskisyviin (h = 70–300 km) ja syviin (h = 300–700 km).[1]

Seismogrammit jaetaan neljään luokkaan sen perusteella, mikä on seismometrin ja järistyksen episentrumin välinen kulmaetäisyys kilometreinä tai asteina (1° = 111,2 km):[1]

  • Paikalliset etäisyydet (< 100 km)
  • Alueelliset etäisyydet (100–1400 km)
  • Ylävaipan etäisyydet (13–30°)
  • Teleseismiset etäisyydet (> 30°)

Maanjäristyksen voimaa mitataan yleensä Richterin asteikolla ja tuhoisuutta Mercallin asteikolla. Järistykset, jotka ovat voimakkuudeltaan yli seitsemän Richterin asteikolla, ovat suuria, ja niitä tapahtuu Maapallolla vuodessa noin 15.[1]

Kun tutkitaan alueita, joiden luontainen seismisyys on hyvin alhainen, voidaan käyttää edellisestä poikkeavaa luokittelua.

Synty[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Maanjäristyksiä syntyy muun muassa mannerlaattojen liikkuessa toistensa suhteen sekä tulivuorenpurkausten, asteroiditörmäysten, maanvyöryjen ja luolaromahdusten takia. Ihmistoimintakin voi laukaista maanjäristyksiä. Maanjäristyksiä esiintyy eniten mannerlaattojen raja-alueilla, joissa on runsasta tulivuoritoimintaakin.

Räjäytykset, kaivostoiminta, onnettomuudet ja muu ihmistoiminta synnyttävät omaleimaisia maanjäristysaaltoja. Kun on tarve erottaa ne oikeista maanjäristyksistä, niitä voidaan kutsua yleisemmin seismisiksi tapauksiksi.

Siirrokset[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Tektoniset maanjäristykset tapahtuvat siirroksissa eli paikoissa, joissa kalliolohkot liukuvat toisiaan vasten. Kalliolohkojen välistä liikettä vastustaa niiden välinen kitka. Jos kitka lukitsee siirroksen, syntyy jännityskertymä. Jännitys jatkaa kasvamistaan, ja lopulta siirros murtuu ja siihen varastoitunut energia vapautuu maanjäristyksenä. Järistyksen voimakkuus riippuu siirrostason pinta-alasta sekä keskimääräisestä siirtymästä. Jännityksen purkautuminen alkaa järistyksen hyposentrumista eli fokuksesta eli pesäkkeestä.[2]

Siirrokset jaetaan geologisesti kolmeen päätyyppiin: normaalisiirroksiin, käänteissiirroksiin ja kulku-liukusiirroksiin. Normaalisiirroksia esiintyy tavallisesti alueilla, joissa maankuori venyy eli on ekstensiossa. Käänteissiirroksia on alueilla, joissa kuorta puristetaan sivusuunnassa kasaan. Kulku-liukusiirroksessa lohkot liikkuvat sivusuunnassa toisiaan vasten. Kaikkien aikojen voimakkaimmat maanjäristykset liittyvät lähes poikkeuksetta käänteissiirroksiin.

Yli 90 prosenttia kaikista maanjäristyksiä syntyy mannerlaattojen reunoilla.[3] Merkittävin maanjäristysalue seuraa niin sanottua Tyynenmeren tulirengasta, jonka alueella vapautuu 80 prosenttia kaikesta maanjäristyksissä vapautuvasta energiasta. Toinen merkittävä maanjäristysalue on Alppien–Himalajan orogeeninen vyöhyke, jonka maanjäristyksissä vapautuu 15 prosenttia maanjäristysenergiasta ja joka yhtyy Tyynenmeren tulirenkaaseen Malaijien saaristossa. Muita tektonisesti aktiivisia alueita ovat valtamerten keskiselänteet ja Iso hautavajoama.[4] Suuria järistyksiä voi tapahtua kuitenkin myös mannerten sisäosissa.[5]

Tulivuoritoiminta[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Tulivuoritoimintaan liittyy myös niin sanottuja vulkaanisia maanjäristyksiä. Todennäköisesti tällaisissakin maanjäristyksissä tapahtuman syy kiviaineksen välisessä kimmahdusenergiassa. Jännitystilaan on kuitenkin saattanut tallentua energiaa, joka on peräisin magman liikkeistä aiheutuneesta lämmöstä.[4]

Ihmistoiminta[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Ihminen aiheuttaa jonkin verran maanjäristyksiä myös omalla toiminnallaan. Esimerkiksi kaivoksista poistettu kiviaines saattaa muuttaa jännitystiloja kaivostunnelien ympärillä ja toisaalta nesteiden pumppaaminen syviin kaivoihin saattaa voidella siirrospintaa sen verran, että jännitys pääsee laukeamaan.[4]

Suurten tekojärvien täyttäminen on aiheuttanut yli 20 merkittävää seismisen aktiivisuuden kasvamista. Suurin osa tapauksista liittyy tekojärviin, joiden syvyys on yli 100 metriä ja tilavuus yli kuutiokilometrin. Todennäköisesti tekojärvien alueella on ollut jo paikallisia jännitteitä, jotka veden lisäpaine on saanut laukeamaan. Tekojärviin liittyneitä maanjäristyksiä on usein vaikea liittää suoraan järven täyttämiseen, sillä tapahtumaa edeltäneeltä ajalta ei ole vertailuaineistoa.[4]

Aaltotyypit[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Pääartikkeli: Maanjäristysaalto

Maanjäristyspesäkkeestä syntyy useita erilaisia aaltoja. Nopeimmin kulkevat P-aallot eli pitkittäisaallot, ja niistä seuraavana saapuvat S-aallot eli poikittaisaallot.[6] Niitä seuraa pitkiä ja korkea-amplitudisia aaltoja, joiden jaksonaika lyhenee hiljalleen. Näitä aaltoja kutsutaan pinta-aalloiksi. Hyvin suuret maanjäristykset voivat saada koko Maapallon oskilloimaan ns. Maan vapaina värähtelyinä.[7]

P- ja S-aallot ovat seismisiä perusaaltoja. Ne voivat kulkea suoraan maan sisäosien halki ja toisaalta heijastua tai taittua kuoren, vaipan tai ytimen rajoilla. P-aallossa aaltoliikeen etenemissuuntaan nähden tapahtuu kokoonpuristuvia liikkeitä ja tilavuuden muutoksia, kun aalto kulkee väliaineen läpi. S-aallossa puolestaan muodonmuutokset ja leikkausjännityksestä aiheutuvat muutokset tapahtuvat aaltoliikeen etenemissuuntaan vastaan kohtisuorasti.[2] S-aalloista voidaan erottaa kaksi eri polariteettia: SH-aalloissa värähtely tapahtuu vaakatasossa, kun taas SV-aalloissa se tapahtuu pystytasossa.[6] Kaikkia alueita suorat P-aallot eivät saavuta, koska edetessään ne kääntyvät kohti Maan pintaa ja taipuvat vaipan ja ytimen rajalla. Ytimen ohi kulkevat aallot kulkevat etäisimmillään 103 asteen päähän järistyskeskuksesta. Ytimen läpäisseet aallot puolestaan peittävät noin 20 asteen säteisen alueen vastapuolella. S-aallot ovat poikittaista aaltoliikettä, joka ei voi edetä nesteessä eikä siten läpäise Maan ulkoydintä. P-aaltojen tavoin suorat S-aallot voidaan havaita 103 asteen säteisellä vyöhykkeellä järistyspaikasta, mutta ei kuitenkaan sen ulkopuolella.

Aaltojen etenemisnopeus vaihtelee väliaineen ominaisuuksien mukaan, eivätkä S-aallot etene nesteessä.[2] Mantereisessa maankuoressa P-aaltojen nopeus on 6,0–7,8 kilometriä sekunnissa ja S-aaltojen 3,5–4,5 kilometriä sekunnissa. Perusaallot taittuvat, heijastuvat ja niiden nopeus muuttuu hyppäyksellisesti, kun ne kohtaavat Maan rakenteellisten kerrosten välisiä rajapintoja, joissa tiheys tai jäykkyys tai molemmat muuttuvat paljon lyhyellä matkalla.[8]

Pinta-aaltojen nopeus on noin 4 kilometriä sekunnissa. Niitä on kahta perustyyppiä. Rayleigh-aallot kulkevat kaikissa rakenteissa, mutta Love-aallot vain kerrostuneissa materiaaleissa eivätkä ollenkaan nesteissä.[2] Love-aallot liikkuvat näistä hieman nopeammin.[6]

Voimakkuus[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Vapautuva energia[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Maanjäristyksessä vapautuu jännitysenergiaa, jota kallioon on kerääntynyt 50–100 vuotta. Se vapautuu kalliosta enintään muutaman minuutin aikana. Elastista energiaa voi vapautua 100 joulea jokaista kalliokuutiometriä kohti. Jos maanjäristyksen aiheuttama siirros on esimerkiksi tuhat kilometriä pitkä ja sata kilometriä syvä, energiaa vapautuu kaikkiaan 1018 joulea.[9]

Intensiteetti[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Vanhin maanjäristyksen voimakkuuden ilmoittamiseen käytetty suure on intensiteetti. Se perustuu järistyksien aiheuttamien näkyvien vaikutusten havainnointiin. Tällaiten vaikutusten mittaamiseen on kehitetty Mercallin asteikko, jota on sittemmin muokattu paljon. Niin sanottu muunnettu Mercallin asteikko jakaa järistykset 12 luokkaan. Luokka I on vaikutuksiltaan pienin ja luokka XII suurin. Luokan I järistyksen pystyy havaitsemaan vain laitteilla, kun luokan XII järistys tarkoittaa täydellistä tuhoa. Luokka II on ihmisaistein havaittavissa ja luokan VI järistykset aiheuttavat jo vähäistä vahinkoa.[10]

Maanjäristyksen vaikutusalueelta kootun tiedon perustella voidaan laatia isoseisti-kartta. Siinä karttaan on piirretty tuntuvuusalueen rajat. Intensiteetin vaihtelu kuvastaa hyvin järistyspesäkettä ympäröivän kallioperän geologistektonista rakennetta.[10]

Intensiteettiä on hyvin vaikea tai jopa mahdoton määritellä asumattomilla alueilla tai merellä tapahtuneiden maanjäristyksen kohdalla. Sama ongelma on myös niiden maanjäristyksen kohdalla, jotka tapahtuvat syvällä.[10]

Magnitudi[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Pääartikkeli: Magnitudi (seismologia)

Magnitudilla mitataan maanjäristyksen suuruutta fysikaalisena tapahtumana ja sen voimakkuutta itse järistyslähteessä. Magnitudiasteikot perustuvat laitehavaintoihin ja seismogrammin rekisteröimään jälkeen. Magnitudiasteikkoja on useita, ja niillä saadaan yleensä hieman toisistaan poikkeavia arvoja. Asteikot ovat tyypillisesti logaritmisia, jolloin asteen nousu tarkoittaa maanjäristyksen voimakkuuden kymmenkertaistumista. Käytetyimpiä asteikkoja ovat paikallisen magnitudin (ML) asteikot lähijäristyksille (ks. Richterin asteikko) sekä pinta-aaltomagnitudi (Ms) ja perusaaltomagnitudi (mb) kaukana sattuneille järistyksille. Nämä asteikot toimivat hyin vain tietyllä taajuus- ja etäisyysvälillä, eivätkä ne sovellu kaikkein isoimmille maanjäristyksille. Sen takia on kehitetty momenttimagnitudi (Mw), joka antaa luotettavimman arvion voimakkuudesta.[11]

Magnitudi-käsitteen loi 1935 yhdysvaltalainen Charles Richter. Niin sanotun Richterin asteikon kantalukuna on 10, ja se voidaan esittää kaavana ML = lg Amax − lg A0, missä ML on magnitudi, Amax seismogrammin suurimman heilahduksen amplitudi ja −lg A0 etäisyydestä riippuva vaimennustekijä.[12] Richter valitsi asteikon perustaksi mikrometrin suuruisen heilahduksen seismogrammilla sadan kilometrin päässä episentristä, jolle hän antoi magnitudiarvon nolla. Raja on valittu tarkoituksella pieneksi, jotta havaitut magnitudit olisivat pääsääntöisesti positiivisia.[10] Nykyaikaiset magnitudiasteikot kalibroidaan vastaamaan Richterin magnitudia.

Luotettavimpana asteikkona pidetään momenttimagnitudia, jota olivat 1970-luvulla kehittämässä japanilainen Hiroo Kanamori ja yhdysvaltalainen Thomas C. Hanks. Momenttimagnitudi määritellään yleensä vain yli 3,5 magnitudin paikallisille ja yli 5,5 magnitudin kaukojäristyksille. Pienemmissä maanjäristyksissä ei yleensä vapaudu tarpeeksi energiaa, jotta momenttimagnitudia pystyttäisiin määrittelemään.[2]

Mittaaminen[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Rekisteröinti[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Pääartikkelit: Seismometri ja Seismografi

Maanjäristysten rekisteröimiseen tarkoitettua laitetta kutsutaan seismometriksi tai seismografiksi.[13] Seismometri on laite, jossa on löysästi kiinnitetty massa ja induktiokela. Massa ja siihen kiinnitetty magneetti jäävät jälkeen maanpinnan liikkeestä, jolloin kelan ja magneetin välisestä suhteellisesta liikkeestä syntyy kelaan pieni sähkövirta. Sitä vahvistamalla ja sopivalla laitejärjestelyllä se saadaan näkyvään muotoon.[2] Elektroniikkaa ja tietokoneita hyödyntävät seismografit voivat mitata jopa senttimetrin sadasmiljoonasosan suuruiset liikahdukset.[14]

Kallioperän liikettä pitää havainnoida kolmessa suunnassa, jotta sen liike pystyttäisiin havaitsemaan täydellisesti. Suunnat eli komponentit ovat pystysuunnan vertikaaliliike sekä pohjois- ja itäsuuntainen horisontaaliliike.[13] Aikaisemmin seismografit piirsivät paperille värähtelyä osoittavan käyrän, mutta seismogrammit tallentuvat nykyään tietokoneelle. Ne välittyvät myös tiedonsiirtoolinjaa pitkin keskusasemille, joissa eri asemien rekisteröinnit kerätään talteen.[14]

Seisminen monipisteasema koostuu keskusasemasta ja laajalle alueelle sijoitetuista seismometreistä, joita voi olla jopa useita satoja.[13] Ne on sijoitettu optimietäisyyksien päälle, ja niiden rekisteröintitietojen avulla voidaan saada tietoja jopa pienimmistäkin seismisistä tapahtumista.[2]

Vaikutukset[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Geomorfologiset muutokset[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Maanjäristyksillä on voimaa aiheuttaa suuria geomorfologisia muutoksia. Maanjäristysten seurauksena maa voi liikkua siirrosalueilla, pinta nousta, laskea tai kallistua, pohjaveden virtaus muuttua, maaperä vettyä. Lisäksi maanjäristykset voivat aiheuttaa maanvyöryjä ja mutavyöryjä.[4]

Tsunamit ja seiche-ilmiö[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Merellä tapahtuva maanjäristys voi aiheuttaa tsunamin, joka syntyy, kun meressä oleva vesipatsas menee epätasapainoon. Maanjäristyksen lisäksi myös merenalaiset maanvyöryt ja tulivuorenpurkaukset voivat aiheuttaa tsunameita.[15]

Kun merellisten laattojen subduktiovyöhykkeellä toinen laatta työntyy toisen alle, se taivuttaa jälkimmäisen laatan reunaa. Se aiheuttaa jännitystilan, jonka lauetessa laattareunan yläpuolella oleva vesipatsas nousee ylöspäin ja siirtyy epävakaaseen tilaan. Kun aiheutunut tila pyrkii tasoittumaan syntyy tsunami.[15]

Seiche-ilmiöllä viitataan tilanteeseen, jossa esimerkiksi lähes kokonaan maan ympäröimien lahtien tai järvien vesi päätyy rytmiseen liikkeeseen. Tällainen heiluriliike voi kestää muutamasta tunnista jopa muutamaan päivään.[4]

Varautuminen[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Ennustaminen ja ennakointi[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Maanjäristyksiä ei pysty ennustamaan, jos sillä tarkoitetaan lyhyen ajanjakson, kuten vuoden sisällä tietyssä paikassa tapahtuman maanjäristyksen ajoittamista etukäteen. Ennakointi on kuitenkin mahdollista, jolloin esimerkiksi voidaan arvioida muutaman vuosikymmenen aikana tapahtuvaa järistystä.[16] Tieteellisten ennustamismenetelmät perustuvat geofysikaalisten ilmiöiden seurantaan. Suuria maanjäristyksiä edeltää usein:[17]

  • tietyllä kaavalla toistuvat esijäristykset
  • maan pintakerrosten deformoituminen
  • siirroslinjoilla tapahtuvat epätavalliset maanjäristyksettömät eli aseismiset maankuoren liikkeet
  • laattojen välisen puristuksen muuttuminen
  • laattojen lukkiutuminen
  • kallion hienorakenteen muuttuminen siirroslinjan lähellä
  • pohjaveden virtauksen muuttuminen
  • kaasujen vapautuminen maasta
  • sähköisiä ja magneettisia häiröitä.

Joskus ennakoinnissa päästään kohtalaiseen tarkkuuteen. Esimerkiksi Turkissa on havaittu maanjäristysten seuraavan toisiaan muutaman vuoden välein, ja aina noin saman verran edellistä lännempänä. Vuoden 1999 voimakas järistys oli surullinen todiste tutkijoiden tuloksille. Seuraavan suurjäristyksen Turkissa ennustetaan sattuvan Istanbulin lähellä.

Suurta maanjäristystä seuraa usein heikompia jälkijäristyksiä. Niiden esiintymisessä on usein joitakin säännönmukaisuuksia. Järistysalueella jälkijäristyksiin on hyvä varautua, ja voimakkaiden järistysten jälkeen niitä on jopa tuhansia usean vuoden aikana.[16]

Maapallolla on tiettyjä seutuja, joilla järistyksiä sattuu tiheään. Alttiita alueita ovat esimerkiksi Turkki, Iran, Kalifornia ja Japani. Voimakas järistys voi tuhota kokonaisen kaupungin, jos se sattuu sijaitsemaan lähellä järistyskeskusta. Tuhoja yritetään lieventää rakentamalla maanjäristyksen kestäviä rakennuksia ja muita rakenteita.

Merkittäviä maanjäristyksiä[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Katso myös[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Lähteet[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

  • Earthquake Encyclopædia Britannica. 2017. Encyclopædia Britannica, Inc. Viitattu 18.10.2017. (englanniksi)
  • Kakkuri, Juhani: Muuttuva Maa. Helsinki: WSOY, 2007. ISBN 978-951-0-32275-8.
  • Kakkuri, Juhani & Hjelt, Sven-Erik: Ympäristö ja geofysiikka. Helsinki: Tähtitieteellinen yhdistys Ursa, 2000. ISBN 952-5329-05-4.

Viitteet[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

  1. a b c Lay, T. ja Wallace, T.: Modern global seismology, s. 16–20, 203. San Diego: Academic Press, 1995. 176630610. ISBN 978-0-08-053671-2. Teoksen verkkoversio.
  2. a b c d e f g Sanasto Seismologian laitos, Helsingin yliopisto. Viitattu 18.10.2017.
  3. Kakkuri & Hjelt, s. 157.
  4. a b c d e f Encyclopædia Britannica.
  5. Kakkuri, s. 128.
  6. a b c Kakkuri & Hjelt, s. 138.
  7. Kakkuri, s. 127.
  8. Kakkuri & Hjelt, s. 139–140.
  9. Kakkuri, s. 126.
  10. a b c d Kakkuri & Hjelt, s. 142–143.
  11. Maanjäristyksen voimakkuus Seismologian laitos, Helsingin yliopisto. Viitattu 15.10.2017.
  12. Bormann, P., Wendt, S., DiGiacomo, D.: ”Seismic Sources and Source Parameters”, New Manual of Seismological Observatory Practice 2 (NMSOP2), s. 60. Potsdam : Deutsches GeoForschungsZentrum GFZ, 2013. Teoksen verkkoversio.
  13. a b c Kakkuri & Hjelt, s. 136–137.
  14. a b Kakkuri, s. 124–125.
  15. a b Tsunamin synty Geotietieden ja maanteiteen, Helsingin yliopisto. Viitattu 15.10.2017.
  16. a b Voiko maanjäristyksien esiintymistä ennakoida? Seismologian laitos, Helsingin yliopisto. Viitattu 15.10.2017.
  17. Kakkuri, s. 131.
  18. Amos, Jonathan: 'Risks remain' after Chile quake BBC News. 31.1.2011. Viitattu 11.3.2011. (englanniksi)
  19. Tuhoisa tsunami iski Japaniin YLE Uutiset. 11.3.2011. Viitattu 11.3.2011.

Aiheesta muualla[muokkaa | muokkaa wikitekstiä]

Commons
Wikimedia Commonsissa on kuvia tai muita tiedostoja aiheesta Maanjäristys.