aardbeving

1.3 Voorschokken en nabevingen

Het gebeurt nogal eens dat een zware aardbeving wordt voorafgegaan door een of meer zwakke trillingen die voor mensen niet of soms nauwelijks merkbaar zijn. Deze voorschokken zouden een verklaring kunnen vormen voor het angstige gedrag van sommige dieren voorafgaande aan een aardbeving.

Nabevingen zijn zeer normaal; na een zware beving komen vaak series schokken voor, afnemend in sterkte. Na de Chili-beving van 22 mei 1960 bleef de aarde maandenlang onrustig; gedurende de eerste dagen kwamen aan de kust van Chili enkele flinke bevingen per dag voor; later nam de frequentie af, maar in totaal werden in dat jaar in het kustgebied van Chili meer dan 100 aardbevingen gevoeld. Nog groter was het aantal nabevingen na de Japanse aardbeving van 1 september 1923, waarbij alleen al in de maand september meer dan 1200 aardschokken werden geregistreerd. Uit dit verschijnsel blijkt dat het gesteente van de aarde zich niet volkomen elastisch gedraagt. Was dit wel het geval, dan zouden de elastische spanningen die tot de aardbeving aanleiding gaven, in één maal zijn verdwenen. Nu blijkt er echter een nawerking te zijn, waarbij de toestand van spanningsloosheid zich slechts geleidelijk kan instellen.

1.4 Zeebevingen

Men spreekt van een zeebeving wanneer het epicentrum van de beving gelegen is op de bodem van de oceaan. In volle zee wordt de zeebeving gevoeld als een reeks van min of meer krachtige stoten, die de sensatie geven alsof het schip op een wrak stoot of aan de grond loopt. Wanneer de zeebodem bij de beving plotseling een sterke verticale verandering ondergaat, zal de oppervlakte van de zee eveneens worden gestoord; er breiden zich van het epicentrum golven uit, als de rimpels in een vijver waarin een steen wordt geworpen. Deze seismische watergolven lopen met een grote snelheid over de oppervlakte van de oceaan; bij een waterdiepte van 5 km is de snelheid 800 km/h. In de open oceaan is de hoogte van de golven niet meer dan enkele decimeters, en de golflengte is enkele honderden kilometers. Naderen de golven een kust, dan wordt door de afnemende waterdiepte de snelheid ook kleiner, de golfhoogte neemt toe, en er kunnen echte brandingsgolven ontstaan van tientallen meters hoogte (tsunami).

1.5 Kunstmatige aardbevingen

Men kan spreken van een kunstmatige aardbeving bij trillingen veroorzaakt door zware explosies, bijv. van kernwapens. De zwaarste waterstofbom (58 megaton), die de Sovjet-Unie op 30 oktober 1961 tot ontploffing bracht bij Nova Zembla, had een thermische energie van 2 × 10¹⁷ joule, wat vergelijkbaar is met de energie van een zware aardbeving. Deze bom ontplofte echter op grote hoogte, waardoor de seismische uitwerking niet groter was dan van een beving met magnitude 6 (energie 10¹⁴ joule). Ondergrondse kernbomexplosies zijn uitgevoerd op de proefterreinen in Nevada (Verenigde Staten), Oost-Kazakhstan en Mururoa in de Stille Oceaan (Frankrijk). De maximum tonnage van ondergrondse kernexplosies is in de orde van 5 Mt TNT met een magnitude van de seismische trillingen van 6 tot 7.

2. Aardbevingsgolven

Bij een aardbeving kunnen in het hypocentrum verschillende soorten trillingen (golven) ontstaan; zij kunnen de gehele aarde doorlopen en door seismografen worden geregistreerd. Bij de longitudinale golven (P-golven, primae undae) bewegen de deeltjes van het gesteente zich in de richting van de voortlopende golf. Bij de transversale golven (S-golven, secundae undae) is de beweging van de gesteentedeeltjes loodrecht op de voortplantingsrichting. In de aarde ligt de snelheid van de P-golven tussen 8 en 14 km/s, afhankelijk van de diepte; de S-golven hebben snelheden die een factor van ca. √3 kleiner zijn. De oppervlaktegolven (L-golven, longae undae) breiden zich langs het aardoppervlak uit. Men onderscheidt hierbij lovegolven (transversaal) en rayleighgolven (combinatie van longitudinale en verticale bewegingen); hun snelheden liggen tussen 3 en 4 km/s.

Uit de looptijden van de seismische golven kan de structuur van het inwendige van de aarde worden afgeleid. De aardkern oefent als een bolle lens een brekende werking uit op de seismische stralen. Doordat de snelheid van de seismische golven in het algemeen met de diepte toeneemt, lopen zij langs gekromde banen. Tegen de grens van mantel en buitenkern kunnen reflecties optreden. Het grote verschil in snelheid tussen mantel en kern (van hoog naar laag) heeft een sterke richtingsverandering (breking) ten gevolge.

Gebleken is dat de aardbol bij een zware aardbeving in staande trilling kan raken, waarbij allerlei (kleine) periodieke vervormingen mogelijk zijn. De perioden van deze vrije trillingen (de langste is ongeveer een uur, de kortste enkele minuten) maken een nauwkeurige controle mogelijk van de inwendige structuur, zoals deze uit de looptijden van de seismische golven was afgeleid.

De langzaamste periodieke bewegingen waaraan de vaste aarde is blootgesteld, zijn de aardgetijden, veroorzaakt door de aantrekkingskracht van Zon en Maan. Een periode van om en nabij 12 uur is hierbij dominant. Aardgetijden kunnen door gravimeters en strainmeters worden geregistreerd. De amplitude kan oplopen tot enkele tientallen centimeters.

3. Aardbevingsgordels

De meeste aardbevingen komen voor in de betrekkelijk smalle maar langgerekte gebergtegordels (orogenen).

De Mediterraan-Aziatische gordel begint in de Atlantische Oceaan bij de Azoren, loopt langs de Middellandse Zee, door Klein-Azië, Iran, de Himalaja, Birma, Sumatra, Java, naar de Molukken.

De circumpacifische gordel loopt met vertakkingen langs de rand van de Grote Oceaan, langs de Filippijnen, Japan, Kamtsjatka, de Aleoeten, Noord-, Midden- en Zuid-Amerika, Nieuw-Zeeland, Samoa, Nieuwe Hebriden, Nieuw-Guinea, en sluit bij de Molukken aan op de Mediterraan-Aziatische gordel. In stelsel van plooiingsgebergten komt 90% van alle aardbevingen voor.

Ook is er nog een groep slenkgordels, die voornamelijk voorkomt in de oceanen. De smalle gordel die midden door de Atlantische Oceaan loopt en de Mid-Atlantische slenk markeert, begint in de Noordelijke IJszee, loopt tussen Afrika en Antarctica door, staat in verbinding met een slenkzone in de Indische Oceaan, met vertakkingen in het Afrikaanse merengebied en in de Rode Zee en eindigt in het dal van de Jordaan. Ten oosten van Madagaskar sluit hierbij aan een slenk die door het zuidelijke deel van de Grote Oceaan loopt, en die bij Zuid-Californië de westelijke kust van Noord-Amerika bereikt. Deze slenkzones volgen het midden van de oceanische ruggen (opwelvingen in de oceaanbodem) en worden gekenmerkt door ondiepe bevingen. Men ziet hierin aanwijzingen voor opstijgende bewegingen van het gesteente in de aardmantel.

In vergelijking hiermee zijn de continentale schilden arm aan aardbevingen; in het midden van deze vastelandskernen komen zelfs vrijwel nooit aardbevingen voor. Ze kunnen echter wel hoge waarden bereiken, groot verlies aan mensenlevens veroorzaken en grote schade, zoals bijv. de Tangshan-beving van 1976 waarbij 245 000 slachtoffers vielen.