Veelgestelde vragen

Waarschuwing

Ons land ligt in een zogenaamd stabiele zone, maar grotere aardbevingen kunnen ook bij ons, zoals in het verleden, belangrijke schade veroorzaken. De algemene instructies hieronder zijn vooral bedoeld voor gebieden met een hoger aardbevingsrisico, maar een aantal ervan zijn overal nuttig.

Vooraf

• Voorzie een noodpakket: draagbare radio met batterijen, zaklamp, drinkwater, persoonlijke documenten, noodzakelijke geneesmiddelen, dekens, reservekleren, voedsel in blik, verbanddoos.
• Informeer u bij de overheid over de risico’s en de veiligheidsinstructies.
• Organiseer de groep waarvoor u verantwoordelijk bent; bespreek met uw familie welke maatregelen genomen moeten worden bij een ramp (bescherming, evacuatie, verzamelplaatsen).
• Neem deel aan simulatieoefeningen, of volg ze, en trek er lessen uit.
• Zoek uit waar gas, water en elektriciteit afgesloten kunnen worden.
• Maak zware toestellen en meubels vast.
• Spreek af hoe en waar de familie elkaar terugvindt.

Tijdens

• Informeer u: luister naar de radio voor de eerste instructies.
• Informeer de groep waarvoor u verantwoordelijk bent.
• Ga de kinderen niet van school halen.
• Blijf waar u bent:
  • binnenshuis: zoek dekking bij een dragende muur of zuil, of onder stevig meubilair, en blijf uit de buurt van ramen;
  • buitenshuis: blijf niet staan onder elektriciteitsleidingen of onder iets dat kan instorten (bruggen, kroonlijsten, daken…);
  • in de auto: stop en stap niet uit voordat de schokken voorbij zijn.
• Bescherm uw hoofd met uw armen.
• Maak geen vuur.

Nadien

• Informeer u: luister naar de instructies van de radio en de overheid, en volg ze op.
• Meld elk gevaar dat u opmerkt aan de overheid.
• Verleen eerste hulp aan uw buren; denk aan ouderen en personen met een handicap.
• Stel u ter beschikking van de hulpdiensten.
• Telefoneer niet, behalve in absolute noodgevallen.
• Beoordeel de schade en de gevaarlijke plaatsen, en blijf er weg.
• Houd rekening met naschokken: na de eerste schok kunnen er nog andere volgen.
• Neem nooit de lift om een gebouw te verlaten.
• Controleer gas, water en elektriciteit: sluit bij een lek de toevoer af, open deuren en ramen, verlaat het gebouw en verwittig de overheid.
• Blijf weg van de kust, ook lang na de schokken, wegens mogelijke tsunami’s (vloedgolven).

Meer weten

De adviezen van de USGS, in het Engels:

• What can I do to be prepared for an earthquake?
• What should I do during an earthquake?
• What should I not do during an earthquake?
• What do I do after an earthquake?

Er bestaan twee basismethoden om een aardbeving te lokaliseren: de cirkelmethode en de hyperboolmethode.

De cirkelmethode

Deze methode veronderstelt dat de seismische golven in een rechte lijn van de haard naar de stations lopen. Dat klopt niet helemaal, maar het volstaat voor een eerste schatting van de plaats van de aardbeving. Omdat de snelheden van de P- en S-golven gekend zijn (zie Seismische golven), geeft het verschil tussen hun aankomsttijden op een seismogram de afstand tussen het station en de haard.

Als _T_₀ het tijdstip van de aardbeving is en d de afstand:

Door deze twee vergelijkingen van elkaar af te trekken, krijgen we:

Met het verschil in aankomsttijden in drie stations kennen we de afstand van de aardbeving tot elk van die stations. Rond elk station tekenen we een cirkel met straal d: het snijpunt van de cirkels geeft de plaats van het epicentrum. Voor een diepe aardbeving tekenen we bollen, waarvan het snijpunt de plaats van de haard geeft. Het nadeel van deze methode is dat de aankomst van de S-golf niet altijd duidelijk te zien is op een seismogram, vooral bij kleine aardbevingen.

De hyperboolmethode

Deze methode lijkt op de eerste, maar gebruikt enkel de aankomsttijden van de P-golf. In twee stations A en B:

Door deze vergelijkingen van elkaar af te trekken, krijgen we:

Deze vergelijking beschrijft een hyperbool met de stations A en B als brandpunten: het epicentrum ligt op die hyperbool. Met een derde station C krijgen we op dezelfde manier drie hyperbolen die elkaar in één punt snijden: het epicentrum van de aardbeving.

Moderne methoden

Dankzij de vooruitgang van de informatica berekenen iteratieve methoden vandaag de parameters van een aardbeving (coördinaten, diepte en tijdstip) met zo klein mogelijke onzekerheden. Ze steunen nog altijd op het principe van de cirkels en de hyperbolen.

Het aantal aardbevingen groter dan een bepaalde magnitude daalt logaritmisch met de magnitude, volgens de zogenaamde relatie van Gutenberg-Richter:

waarbij:

• N: jaarlijks aantal aardbevingen met een magnitude groter dan M;
• M: magnitude;
• a, b: constanten.

Meestal ligt b dicht bij 1: aardbevingen met een magnitude groter dan M komen dan tienmaal minder vaak voor dan aardbevingen met een magnitude groter dan M − 1.

Wereldwijd bedraagt het jaarlijkse gemiddelde per magnitudeklasse, berekend door de USGS op basis van waarnemingen sinds 1900:

Voor België en de grensgebieden geeft de aardbevingscatalogus van de Koninklijke Sterrenwacht van België de volgende relatie:

zoals deze grafiek toont:

In België bedraagt het gemiddelde aantal aardbevingen dus:

Daarnaast gebeuren er veel kleinere aardbevingen die de bevolking niet voelt, maar die de meetinstrumenten wel registreren.

De afdeling Seismologie van de Koninklijke Sterrenwacht van België wordt regelmatig gecontacteerd door personen die trillingen hebben waargenomen en zich afvragen of die door een aardbeving veroorzaakt zijn. Geïsoleerde meldingen houden echter zelden verband met een echte aardbeving. Aardbevingen doen zich voor op relatief grote diepte, in België meestal tussen 2 en 25 km. De demping op die diepte is gering, waardoor aardbevingen met een magnitude vanaf 2 en een epicentrum in België door alle stations van het Belgisch seismisch netwerk geregistreerd worden. Kleinere aardbevingen worden zelden gevoeld. Grotere aardbevingen op dezelfde diepte worden over een ruimer gebied waargenomen, en dus door een groot aantal personen.

De meeste meldingen die we ontvangen, gaan over trillingen waarvan de oorzaak aan het oppervlak ligt. In de ondiepe sedimentlagen worden die trillingen snel gedempt, zodat onze seismometers ze op enkele kilometers afstand al niet meer registreren. Zijn de gemelde trillingen in geen enkel station te zien, dan gaat het niet om een aardbeving. Trillingen aan het aardoppervlak kunnen een natuurlijke oorsprong hebben, bijvoorbeeld wind die op bomen en gebouwen inwerkt. Daarnaast worden veel trillingen rechtstreeks of onrechtstreeks door menselijke activiteit veroorzaakt: zwaar vrachtverkeer, industriële activiteiten, grote bouwwerven, het inklinken van ondiepe lagen door een verlaging van het grondwaterpeil en soms zelfs muziekconcerten. Ook springwerken in groeven en mijnen veroorzaken trillingen die lokaal gevoeld kunnen worden; anders dan de andere ondiepe trillingen worden die wel tot op enkele tientallen kilometers door seismometers geregistreerd. Om de storende invloed van zulke kunstmatige trillingen te beperken, plaatsen we onze seismometers zoveel mogelijk op rustige locaties, wat niet altijd evident is in een dichtbevolkt land als België.

Hebt u een trilling gevoeld waarover (nog) niets in de media verschenen is, dan kan het toch om een kleine aardbeving gaan. Bekijk eerst de real-time seismogrammen van onze stations: zijn er in verschillende stations tegelijk verstoringen te zien, dan gaat het wellicht om een aardbeving. Vul in dat geval onze online enquête „Heeft u een aardbeving gevoeld?” in: zo kunnen we snel de verspreiding van de effecten en van eventuele schade op het Belgische grondgebied in kaart brengen.

Ligt uw vakantiebestemming in een gebied met rode cirkels op de kaart van „Waar komen aardbevingen voor?”, dan is het mogelijk dat u tijdens uw vakantie een aardbeving voelt. Dat betekent niet dat ze destructief zal zijn. Gaat u naar een actief gebied, dan kan het voor u en uw reisgenoten geruststellend zijn te weten hoe u het best reageert bij een aardbeving: zie „Hoe reageren wanneer er een aardbeving gebeurt?”.

Naar welk land u ook trekt: bevindt u zich aan de kust en voelt u een aardbeving, verwijder u dan zo ver mogelijk van de kustlijn en zoek een hoger gelegen plaats op, want een aardbeving die aan de kust gevoeld wordt, kan gevolgd worden door een tsunami.

Goede reis!

Ook vandaag is het nog altijd onmogelijk om een zware aardbeving te voorspellen. We kennen de zogenaamde risicozones, maar we kunnen de precieze plaats en het tijdstip van een aardbeving niet bepalen. Sommige aanwijzingen, zoals het gedrag van dieren, hebben de plaatselijke bevolking soms toegelaten om zich in veiligheid te brengen; maar het is ook gebeurd dat aan een aardbeving geen enkel ongewoon gedrag van dieren voorafging. Aardbevingen blijven een destructief natuurverschijnsel: de enige manier om zich ertegen te beschermen, is bestendige infrastructuur bouwen en iedereen aanleren hoe te reageren bij een aardbeving.

GPS-metingen van de relatieve verplaatsingen van de tektonische platen, de kennis van subductiezones en actieve breuken, en de studie van de seismiciteit en van de terugkeerperiode van aardbevingen in een gebied laten toe de seismische gevarenkans in te schatten. Het moment waarop een breuk scheurt, kan echter niet nauwkeurig genoeg voorspeld worden om de bevolking te evacueren.

Meer informatie, in het Engels, op de pagina’s van de USGS:

• Can you predict earthquakes?
• Can we predict earthquakes? (audio-opname)

De opdracht van de Koninklijke Sterrenwacht van België is de aardbevingen die zich op Belgisch grondgebied voordoen te registreren en te onderzoeken. Oppervlakkige trillingen door menselijke activiteit (werken, verkeer, springwerken enz.) zijn geen aardbevingen en behoren niet tot ons onderzoeksdomein; we zijn ook niet op de hoogte van de wetgeving en de normen voor zulke trillingen. Daarvoor verwijzen we u door naar een studiebureau of naar de bevoegde gewestelijke diensten: zie „Trillings- en geluidshinder”.

Trillings- en geluidshinder door menselijke activiteiten is een gewestelijke bevoegdheid. U kunt zich in eerste instantie richten tot de milieudienst van uw gemeente: die staat dicht bij de burger en heeft mogelijk al gelijkaardige klachten ontvangen. Levert dat geen resultaat op, dan kunt u een milieudeskundige inschakelen. De Gewesten erkennen de laboratoria en deskundigen; raadpleeg daarom de website van uw Gewest:

Waals Gewest

• Choisir un laboratoire ou organisme agréé pour des mesures de bruit (wallonie.be, in het Frans)
• Milieuportaal van Wallonië (in het Frans)

Brussels Hoofdstedelijk Gewest

Leefmilieu Brussel is bevoegd: het behandelt klachten over geluidshinder en kan metingen uitvoeren.

• Leefmilieu Brussel

Vlaams Gewest

Het Departement Omgeving van de Vlaamse overheid is bevoegd:

• Erkenning als milieudeskundige geluid en trillingen (vlaanderen.be), met de lijst van erkende milieudeskundigen geluid en trillingen (pdf).
• Er bestaat een dienst voor milieu-inspectie, maar die verwijst in de meeste gevallen door naar de milieuambtenaar van de gemeente of naar de politie.

Tsunami’s zijn grote golven die ontstaan wanneer grote watermassa’s in beweging worden gebracht in oceanen, binnenzeeën of soms meren. Verschillende verschijnselen kunnen de oorzaak zijn:

• zware onderzeese aardbevingen;
• grote aardverschuivingen, aan de kust of onder water;
• vulkaanuitbarstingen: de flank van een vulkaan aan de kust stort in het water, of een onderzeese uitbarsting verplaatst grote watermassa’s.

Van al deze oorzaken liggen onderzeese aardbevingen het vaakst aan de basis van een tsunami. Niet elke onderzeese aardbeving, zelfs een zware, veroorzaakt een tsunami: de verschuiving tussen de tektonische platen moet minstens gedeeltelijk verticaal zijn. Pas wanneer de oceaanbodem omhoog komt of wegzakt, verplaatst hij de watermassa’s en ontstaat er een tsunami. Is de beweging tussen de platen vooral horizontaal, dan is er (bijna) geen tsunami.

Op een wereldkaart tekenen de aardbevingen de randen van een puzzel waarvan de stukken de tektonische platen zijn. Aardbevingen aan de grens tussen de platen heten „interplaat”-aardbevingen: ze zijn veruit het talrijkst. Andere doen zich voor binnen de platen zelf: deze „intraplaat”-aardbevingen zijn veel minder talrijk, maar kunnen eveneens destructief zijn.

Op de volgende kaart stellen de rode cirkels de aardbevingen voor met een magnitude groter dan 5,0 die wereldwijd plaatsvonden tussen 1 januari 2000 en 31 december 2010.

Ook in België komen aardbevingen voor. De volgende kaart toont de aardbevingen tussen 1 januari 2000 en 31 december 2010.

Een aardbeving kan tot op meer dan 200 km van de haard gevoeld worden en er schade veroorzaken. Hoe sterk de schokken en de schade zijn, hangt af van de magnitude en de diepte van de aardbeving.

Om te begrijpen waar, waarom, wanneer en hoe aardbevingen in een gebied voorkomen, moet men de tektonische situatie kennen, dit wil zeggen de structuur van de aardkorst en de vervormingen die ze ondergaat. De studie van het verband tussen seismische activiteit en tektoniek heet seismotektoniek: zie de seismotektoniek van België.

Het netwerk van versnellingsmeters (accelerometers) vult het seismisch netwerk aan: het levert gegevens wanneer sterke grondbewegingen de gewone seismometers verzadigen. Versnellingsgegevens zijn erg belangrijk, onder meer omdat ze ingenieurs de grondversnellingen aanreiken waaraan gebouwen en kunstwerken tijdens een aardbeving worden blootgesteld.

Eurocode 8 (EN 1998-1) is de Europese norm voor het ontwerp van aardbevingsbestendige constructies. Ze is begin 2011 in alle lidstaten van de Europese Unie van toepassing geworden. Ze bepaalt met welke elementen al bij het ontwerp van gebouwen rekening moet worden gehouden: zie de pagina Eurocode 8.

De effecten van een aardbeving kunnen heel divers zijn en verschillen van plaats tot plaats.

Van een eenvoudige trilling van de grond tot een wijziging van het landschap: alles hangt af van de magnitude van de aardbeving, de diepte en de afstand tot het epicentrum. Ook de aard van de bodem kan de seismische golven lokaal versterken.

Verschillende verschijnselen kunnen, los van elkaar, levens bedreigen:

• schade aan gebouwen;
• aardverschuivingen;
• de breuk die tot aan het aardoppervlak doorloopt en het landschap wijzigt;
• verweking (liquefactie) van zanden.

Onderzeese aardbevingen kunnen bovendien tsunami’s veroorzaken, die vaak veel destructiever zijn dan de aardbeving zelf (zie „Volgt er altijd een tsunami?”).

Er lijken objectief gezien niet meer aardbevingen, en ook niet meer zware aardbevingen, voor te komen dan vroeger. De indruk van het tegendeel heeft verschillende oorzaken:

• Het netwerk van seismische stations is vandaag wereldwijd zeer dicht. Daardoor worden ook heel kleine aardbevingen gelokaliseerd die vroeger onopgemerkt bleven.
• De bevolking groeit: zware aardbevingen treffen meer mensen en veroorzaken meer schade.
• De communicatiemiddelen verspreiden het nieuws over een aardbeving heel snel, ook als er geen slachtoffers zijn.

Ook al werden de jongste jaren verschillende aardbevingen met een magnitude groter dan 7,0 geregistreerd, het gaat om een normale variatie: dat betekent niet dat er steeds meer zullen komen.

Voor de wereldwijde statistieken, zie de pagina’s van de USGS (in het Engels):

• Lists, maps and statistics
• Why are we having so many earthquakes? Has naturally occurring earthquake activity been increasing?

Een breuk is een scheur in de aardkorst waarlangs de twee blokken ten opzichte van elkaar bewegen. Die relatieve beweging kan verschillende vormen aannemen: naargelang de verplaatsing van de blokken aan weerszijden van de breuk spreken we van een normale breuk, een opschuivingsbreuk (inverse breuk) of een horizontale schuifbreuk (strike-slip).

Een eenvoudige animatie, in het Engels, zegt vaak meer: zie de animaties van IRIS.

De zwaarteversnelling g is de versnelling die alle lichamen aan het aardoppervlak ondergaan: ze doet de appel van de boom vallen, aangetrokken naar de grond door de zwaartekracht

waarbij m de massa van het voorwerp is.

Wiskundig wordt g uitgedrukt als:

waarbij:

• G de universele gravitatieconstante is, 6,674 30 × 10⁻¹¹ m³·kg⁻¹·s⁻² (CODATA-waarde 2022);
• M_A de massa van de aarde is;
• R de straal van de aarde is.

De waarde van 9,81 m/s² is een algemeen aanvaard gemiddelde, maar g varieert in de ruimte (onder meer omdat de aarde geen perfecte bol is en om haar as draait) en in de tijd (ook de bewegingen van de maan en de zon beïnvloeden g). Zie ook „Wat is de zwaartekracht?”.

Vóór de komst van de eerste seismografen, aan het eind van de 19e eeuw, waren de enige beschikbare gegevens over aardbevingen de manier waarop getuigen de trillingen hadden gevoeld en de eventuele schade.

De nood om aardbevingen volgens hun belangrijkheid te klasseren, leidde tot het begrip intensiteit: een maat voor de gevolgen van een aardbeving op een bepaalde plaats, voor de mens, zijn natuurlijke omgeving en zijn constructies. De eerste veelgebruikte intensiteitsschaal is die van de Italiaan Mercalli (1902). Ze telt twaalf graden, aangeduid met Romeinse cijfers, van I (niet gevoeld) tot XII (totale verwoesting).

Van de schaal van Mercalli werden andere intensiteitsschalen afgeleid, elk met eigen criteria om de graden van elkaar te onderscheiden. In Europa werd lange tijd vooral de MSK-schaal gebruikt, opgesteld in 1964 door Medvedev, Sponheuer en Kárník; ze werd vervangen door de Europese Macroseismische Schaal EMS-98.

In tegenstelling tot de magnitude hangt de intensiteit af van de plaats van waarneming. Over het algemeen neemt ze af met de afstand tot de seismische bron, die zich bij grote aardbevingen tot ver van het epicentrum kan uitstrekken. De intensiteit in de epicentrale zone wordt aangeduid als I₀. De intensiteit kan echter plaatselijk toenemen wanneer dikke lagen los sediment de trillingen versterken („site-effect”).

Sinds 1932 voert de Koninklijke Sterrenwacht van België na elke aardbeving die in België gevoeld wordt een enquête naar de effecten ervan. Aan de hand van de getuigenissen en de gemelde schade wordt een macroseismische kaart opgesteld, die de verdeling van de intensiteit weergeeft. Op zo’n kaart worden zones van gelijke intensiteit afgebakend door lijnen die isoseisten heten. Hoewel deze methode ouder is dan de seismograaf, vormen macroseismische kaarten een waardevolle aanvulling op de metingen: ze geven een goed beeld van de complexe verdeling van de grondbewegingen en van de aard van de schade, ook op plaatsen zonder meetinstrumenten. Ze zijn ook nuttig voor aardbevingsbestendig bouwen, omdat ze de kwetsbaarste plaatsen bij een toekomstige aardbeving van hetzelfde type tonen, en ze spelen een rol bij het opstellen van de bouwnormen.

Voor de volgende aardbevingen werden kaarten opgesteld (klik op een kaart om ze te vergroten):

Lokale magnitude (schaal van Richter)

De intensiteit is een bruikbaar middel om aardbevingen te klasseren, maar ze heeft enkele tekortkomingen. Voor zware aardbevingen in afgelegen gebieden, zoals woestijnen, of in de oceanen is de intensiteit moeilijk te bepalen. Bovendien weerspiegelt de intensiteitsgraad niet noodzakelijk de werkelijke afmetingen van de seismische bron. Daarom voerde Richter in 1935 het begrip magnitude in.

De magnitude wordt uitgedrukt in één getal, zonder eenheid. Ze geeft de sterkte van de aardbeving aan, ongeacht de plaats waar ze wordt waargenomen. Ze wordt berekend uit de amplitude van de trillingen op de seismogrammen en is dus niet langer subjectief. Net zoals de magnitude waarmee astronomen de helderheid van een ster aangeven, volgt de magnitude van een aardbeving een logaritmische schaal: één magnitude-eenheid meer komt overeen met een tienmaal grotere amplitude (als alle andere parameters gelijk blijven). Richter definieerde de lokale magnitude (M_L) als:

waarbij:

• A de maximale amplitude op het seismogram is, die de maximale grondbeweging voorstelt, geregistreerd door een seismograaf op een afstand Δ van het epicentrum;
• A₀(Δ) de maximale amplitude is voor een aardbeving met magnitude 0, geregistreerd op dezelfde afstand Δ van het epicentrum. Deze term ligt vooraf vast en verschilt van regio tot regio.

Voor Californië definieerde Richter een aardbeving met magnitude 3,0 als een aardbeving die een uitwijking van 1 mm veroorzaakt op een Wood-Anderson-seismograaf op 100 km van het epicentrum. Een Wood-Anderson-seismograaf heeft een eigenperiode van 0,8 s en vergroot de grondbeweging ongeveer 2 800 keer voor golven met die periode. Een aardbeving die op dit toestel een uitwijking van 10 mm veroorzaakt, heeft dus een magnitude van 4,0. Voor andere afstanden tussen epicentrum en station zijn correcties nodig wegens de demping.

De lokale magnitude wordt bepaald op de maximale horizontale component van de grondbeweging door golven met een frequentie boven 1,25 Hz (een periode kleiner dan de eigenperiode van de Wood-Anderson-seismograaf). Ze is vooral geschikt voor aardbevingen in de korst tot op een afstand van ongeveer 1 000 km. Omdat de referentie een aardbeving op 100 km is, zou de lokale magnitude onjuist zijn voor veel verder gelegen aardbevingen.

Andere magnitudeschalen

Om de magnitude van alle aardbevingen, nabij of veraf, te kunnen vergelijken, werden verschillende schalen van die van Richter afgeleid. Ze hebben allemaal de vorm:

waarbij:

• A de maximale grondbeweging is;
• T de periode van de golf met de grootste amplitude;
• F(h, Δ) een dempingsterm die afhangt van de diepte van de aardbeving (h) en van de afstand tussen epicentrum en seismograaf (Δ);
• C een regionale correctiefactor, empirisch bepaald.

Voor teleseismen (aardbevingen op meer dan 1 000 km van het station) gebruikt men twee schalen:

• de oppervlaktegolfmagnitude (M_S), bepaald op de maximale amplitude van oppervlaktegolven met een periode van ongeveer 20 s. Bij zware aardbevingen worden deze golven wereldwijd geregistreerd. Deze schaal is niet geschikt voor aardbevingen met een haard dieper dan 60 km, omdat die weinig oppervlaktegolven opwekken;
• de ruimtegolfmagnitude (m_b), bepaald op de maximale amplitude van P-golven met een periode van ongeveer 1 s. Deze schaal is ook geschikt voor diepe aardbevingen, maar enkel tot een epicentrale afstand van 103° (ongeveer 11 000 km): daarbuiten begint de „schaduwzone” van de P-golven.

Al deze schalen verzadigen voor de grootste aardbevingen: zie „Seismisch moment en momentmagnitude”.

Sinds het einde van de 19e eeuw staan er overal ter wereld seismometers. Bij grote aardbevingen, zoals die van San Francisco in 1906, konden de uitgezonden golven door alle instrumenten geregistreerd worden. De studie van deze registraties leerde seismologen dat de aarde geen homogene bol is: ze lijkt eerder op een vrucht, met in het midden een vaste pit (de binnenkern), omgeven door een vloeibare buitenkern, het geheel omhuld door een vaste mantel die langzaam vervormt, met daarboven de korst. Seismologen konden ook de dikte van die korst bepalen, die onder de continenten anders is dan onder de oceanen.

Meer over de golven die deze ontdekkingen mogelijk maakten: zie „Seismische golven: wat zijn dat?”.

Classificatiesysteem

Elke intensiteitsgraad van de EMS-98-schaal wordt gedefinieerd aan de hand van drie criteria:

1. de gewaarwording door mensen;
2. de effecten op voorwerpen en op de natuurlijke omgeving;
3. de schade aan gebouwen.

Bouwwerken worden ingedeeld in de klassen A tot F, naar afnemende kwetsbaarheid.

Aantallen worden bij benadering omschreven als:

• „enkele” (0,1 tot 15 %);
• „veel” (15 tot 55 %);
• „de meeste” (meer dan 55 %).

Er worden vijf schadegraden aan bouwwerken onderscheiden:

1. lichte schade: haarscheurtjes in het pleisterwerk, vallen van kleine stukjes pleister;
2. matige schade: kleine barsten in muren, vallen van grotere stukken pleister en van dakpannen, barsten in schoorstenen of vallen van delen van schoorstenen;
3. aanzienlijke schade: grote en diepe scheuren in muren, vallen van schoorstenen;
4. zeer zware schade: bressen in muren, gedeeltelijke instorting, ontwrichting van het skelet, instorting van binnenmuren;
5. verwoesting: volledige of bijna volledige instorting.

Beschrijving van de intensiteitsgraden

Elke graad kan ook de effecten van de lagere graden omvatten, als die niet uitdrukkelijk vermeld worden. De effecten op de bodem worden in de tekst van de schaal afzonderlijk behandeld. Deze samenvatting geeft het hoofddeel van de schaal weer; de officiële tekst is bepalend.

Meer weten

• EMS-98, pagina van de schaal op de website van het GFZ (Potsdam), in het Engels, met versies in andere talen
• Grünthal, G. (red.), European Macroseismic Scale 1998, Raad van Europa, Luxemburg, 1998: doi:10.2312/EMS-98
• Verkorte versie van de EMS-98-schaal

Een absolute gravimeter meet rechtstreeks de grootte van de zwaartekracht.

Het principe bestaat er meestal in de val van een massa in vacuüm te volgen: de tijd die ze nodig heeft om een bepaalde afstand af te leggen, levert rechtstreeks de waarde van g.

De absolute gravimeter FG5 volgt zo de vrije val van een hoekkubusreflector die talloze keren wordt losgelaten. Deze testmassa legt in 0,2 seconde 20 cm af in een vacuümkamer. Ze is omgeven door een behuizing die haar in haar val volgt, om de wrijving met de resterende luchtmoleculen te vermijden; een motor drijft die behuizing aan, brengt de massa weer omhoog en controleert de vallen.

De positie van de massa wordt gemeten met laserinterferometrie. Een van de armen van een Mach-Zehnder-interferometer, de meetbundel, wordt naar de vallende reflector gestuurd. Die kaatst hem terug naar een andere reflector, opgehangen aan een langeperiodeseismometer (eigenperiode van ongeveer 60 s) die een inertiaal referentiestelsel vormt. Daarna wordt de meetbundel opnieuw samengevoegd met de andere bundel, de referentiebundel. Tijdens de val doet de massa interferentiefranjes voorbijtrekken, die worden gedetecteerd door een lawinefotodiode en getimed door een rubidium-atoomklok. De lengtestandaard is een helium-neonlaser gestabiliseerd op jodium: de absolute zwaartekrachtmetingen zijn dus rechtstreeks verbonden met de eenheden van lengte en tijd van het Internationaal Stelsel.

Laboratoria ontwikkelen ook gravimeters met koude atomen, die de baan van vrij vallende atomen meten.

In een relatieve gravimeter is de verplaatsing van een opgehangen massa evenredig met de variaties van g.

In wezen lijken deze instrumenten sterk op seismometers. Ze volgen de bewegingen van de aan een veer opgehangen massa alleen in een veel lager frequentiebereik, met andere woorden bij veel langere perioden: van een minuut tot verscheidene maanden. Dat vraagt ophangsystemen die in de tijd zeer stabiel zijn, wat erg moeilijk te realiseren is. Meestal gaat het om mobiele instrumenten voor metingen op het terrein.

Relatieve gravimeters geven niet rechtstreeks de waarde van de zwaartekracht, maar omdat ze zeer gevoelig zijn voor de variaties ervan, kunnen ze het verschil in zwaartekracht ten opzichte van een referentiepunt nauwkeurig in kaart brengen.

Veergravimeters (een gekende massa trekt meer of minder aan een veer waarvan de verlenging wordt gemeten) halen een nauwkeurigheid van 10⁻⁸ m·s⁻² (ongeveer 10⁻⁹ g).

Supergeleidende gravimeters (een metalen bol die door een magnetisch veld zweeft) zijn nog nauwkeuriger, in de orde van 10⁻⁹ m·s⁻² (ongeveer 10⁻¹⁰ g): zie „Hoe werkt een supergeleidende gravimeter?”.

Inleiding

De seismometer is de eerste schakel in de meetketen van seismische golven. Hij zet grondbewegingen om in een evenredige elektrische spanning, die door een acquisitiesysteem wordt geregistreerd.

Grondbewegingen worden gekenmerkt door snelheid en versnelling. Een seismometer kan dus beschouwd worden als een omzetter van snelheid naar spanning of van versnelling naar spanning; de versnelling is eenvoudigweg de afgeleide van de snelheid naar de tijd.

Een seismometer, ook geofoon genoemd, is in principe een mechanisch systeem. Er bestaan ook zogenaamde elektronische seismometers: dat zijn eigenlijk mechanische toestellen waarvan het uitgangssignaal elektronisch wordt bewerkt voor het naar het acquisitiesysteem gaat. Die bewerking verbetert de eigenschappen van de eenvoudige mechanische geofoon aanzienlijk.

Types van seismometers

Een aardbeving ontstaat door krachten in de aarde die het gesteente doen breken. Daarbij ontstaan seismische golven die zich door de aarde voortplanten en die we als schokken voelen. Seismologen bestuderen deze golven, die een breed frequentiebereik bestrijken, van 1 mHz tot 100 Hz, of perioden van 0,01 s tot 1 000 s (tabel 1). Omdat een seismometer slechts een deel van dat bereik meet, worden seismometers ingedeeld naargelang de frequenties die ze bestrijken.

Tabel 1 – frequentiebereik van grondbewegingen

We onderscheiden vooral twee categorieën: korteperiodeseismometers, gevoelig voor frequenties boven 1 Hz (perioden korter dan 1 s), en langeperiode- of breedbandseismometers, die ook gevoelig zijn voor frequenties onder 1 Hz.

Zo vult een korteperiodeseismometer met een bandbreedte van 1 Hz tot 80 Hz een breedbandseismometer aan die het bereik van 0,0028 Hz (360 s) tot 50 Hz bestrijkt.

We onderscheiden ook verticale (figuur 1a) en horizontale (figuur 1b) seismometers. De eerste meet bewegingen langs de verticaal, de as door het middelpunt van de aarde; de tweede bewegingen in een horizontale richting, loodrecht op die as.

Werkingsprincipe

Neem een verticale seismometer. Die bestaat uit een massa die met veren in een behuizing is opgehangen. De massa draagt een draadwikkeling, een spoel, terwijl de behuizing een magneet draagt. Het geheel is zo gemonteerd dat de spoel kan bewegen in het magnetisch veld van de magneet (figuur 1c).

Bij een aardbeving volgt de behuizing de bewegingen van de grond, terwijl de massa, door haar traagheid en haar elastische ophanging, stil wil blijven. De spoel ziet dan het magnetisch veld rond zich bewegen. De elektrische spanning over de spoel is evenredig met de snelheid van die beweging; aangezien het veld met de snelheid van de grond beweegt, krijgen we een omzetter van grondsnelheid naar elektrische spanning (figuur 2).

Dit systeem heeft uiteraard zijn grenzen, van mechanische aard (massa, veerstijfheid en demping) en van elektrische aard (spoel, magneet).

Bij trage bewegingen, met een frequentie lager dan de eigenfrequentie van het massa-veersysteem, blijft de massa niet meer stil: ze volgt de behuizing, en dus de grond, en de opgewekte spanning wordt zeer klein. Dat bepaalt de laagste frequentie die de seismometer kan meten.

Bij zeer snelle bewegingen wordt de respons begrensd door parasitaire resonanties van de ophanging en door de inductantie van de spoel. Dat bepaalt de hoogste meetbare frequentie.

Karakteristieken

De belangrijkste karakteristieken van een seismometer zijn: de onderste en bovenste grensfrequentie; de transductiefactor G (in V/(m/s)); de dempingscoëfficiënt ζ (dimensieloos).

De onderste en bovenste grensfrequentie bepalen het frequentiebereik dat de seismometer kan meten.

De transductiefactor verbindt de gemeten spanning met de overeenkomstige grondsnelheid. Hoe groter deze factor, uitgedrukt in volt per snelheidseenheid, hoe zwakkere grondbewegingen de seismometer kan meten.

De dempingscoëfficiënt bepaalt hoe de seismometer reageert op de verschillende frequenties van de grondbeweging. Men streeft naar een coëfficiënt van 0,707: het beste compromis tussen een vlakke frequentierespons, een hoge transductiefactor en een lage onderste grensfrequentie (figuur 3).

Kalibratie

Bij een mechanische seismometer bestaat de kalibratie erin de eigen karakteristieken te bepalen: eigenfrequentie, demping en transductiefactor. Zijn die bekend, dan kan het gedrag van de seismometer naar wens worden aangepast (bijvoorbeeld een dempingscoëfficiënt van 0,707), gaande van een eenvoudige weerstand aan de uitgang tot een elektronisch systeem met terugkoppeling.

Bij een elektronische seismometer kan men niet van eigen karakteristieken spreken, aangezien een elektronische schakeling integraal deel uitmaakt van het instrument en de karakteristieken al wijzigt.

Documentatie

Een poster (pdf, in het Frans) beschrijft de volledige meetketen van grondbewegingen.

Ondanks de zorg waarmee de veer wordt vervaardigd, varieert de ijkfactor van relatieve veergravimeters doorgaans in de tijd, en hun metingen vertonen een sterke drift.

Daarom installeerde de Sterrenwacht in 1995 een supergeleidende gravimeter in het station van Membach (pdf, in het Frans), bij Eupen. Eind 2014 werd een tweede supergeleidende gravimeter geïnstalleerd in Rochefort (KARAG-project).

In dit instrument wordt de veerophanging vervangen door het magnetisch laten zweven van een bol, opgewekt door permanente stromen in twee spoelen. Het geheel, supergeleidend gemaakt en op −269 °C gehouden, is zeer stabiel: het meet de variaties van g in de tijd honderd keer nauwkeuriger dan gewone veergravimeters, met een zeer kleine drift op lange termijn.

Anders dan veergravimeters is de supergeleidende gravimeter echter niet verplaatsbaar. Zijn metingen zijn live te volgen: zie g in real time.

Elk van de magnitudeschalen die onder „Magnitude” beschreven worden, heeft zijn beperkingen. Deze schalen zijn bovendien onderhevig aan verzadiging: boven een bepaalde waarde is de bekomen magnitude te klein. Die grens ligt rond 6 voor de lokale magnitude en de ruimtegolfmagnitude; de oppervlaktegolfmagnitude verzadigt vanaf ongeveer 7,5.

De meest geschikte fysische parameter om de „grootte” van een aardbeving te beschrijven, is het seismisch moment, in 1966 ingevoerd door Aki. Het hangt rechtstreeks samen met de afmetingen van de seismische bron:

waarbij:

• μ de stijfheid van het medium is, dit wil zeggen van de aardkorst in de haardzone (ongeveer 3 × 10¹⁰ N·m⁻²);
• L en W de lengte en de breedte van de breukzone zijn, het deel van de breuk dat tijdens de aardbeving verschoven is; de lengte wordt gemeten langs de strekking van de breuk, de breedte volgens haar helling;
• D de gemiddelde verplaatsing van de twee blokken langs de breuk is.

Parameters van de seismische bron

Het seismisch moment wordt uitgedrukt in N·m. Het wordt berekend uit de seismogrammen en kan voor grote aardbevingen ook onafhankelijk bepaald worden uit geodetische of geologische aanwijzingen van de vervorming van het aardoppervlak.

Om de beperkingen van de bestaande magnitudeschalen te verhelpen, voerde Kanamori in 1977 een nieuwe schaal in op basis van het seismisch moment. De momentmagnitude wordt berekend met een logaritmische formule die voor kleinere aardbevingen waarden geeft die overeenstemmen met de andere schalen:

met M₀ in N·m. Eén magnitude-eenheid meer komt overeen met een ongeveer 32 keer groter seismisch moment. Anders dan de andere schalen is de momentmagnitude ook geschikt voor de grootste aardbevingen, zonder verzadiging. Zie ook „Uitgestraalde energie”.

Het breken van gesteente, de verschuiving langs de breuk, wekt golven op die zich voortplanten in het medium rond de bron.

Seismische golven zijn elastische golven: ze gaan door een medium zonder het blijvend te veranderen. De beginimpuls „duwt” deeltjes, die op hun beurt de naburige deeltjes duwen en dan naar hun plaats terugkeren, enzovoort. De trillingen van een aardbeving planten zich in alle richtingen voort. Hun snelheid en amplitude veranderen door de geologische structuren die ze doorkruisen: de geregistreerde signalen combineren dus effecten van de bron, van de doorkruiste media en van de meetinstrumenten. Seismische golven doorkruisen de hele aardbol en geven informatie over de samenstelling ervan.

We onderscheiden twee grote families van golven.

Ruimtegolven planten zich voort in het inwendige van de aarde. Hun snelheid hangt af van het doorkruiste materiaal en neemt doorgaans toe met de diepte. Er zijn twee soorten:

• compressiegolven of P-golven (primaire of longitudinale golven). Bij hun doorgang ondergaat de bodem afwisselend uitzetting en samendrukking, evenwijdig aan de voortplantingsrichting. Het zijn de snelste golven (ongeveer 6 km/s nabij het oppervlak): ze komen als eerste aan op een seismogram;
• schuifgolven of S-golven (secundaire of transversale golven). Bij hun doorgang beweegt de bodem loodrecht op de voortplantingsrichting. Ze planten zich niet voort in vloeistoffen: ze worden onder meer tegengehouden door de vloeibare buitenkern van de aarde. Ze zijn trager dan P-golven en komen als tweede aan op de seismogrammen.

Ruimtegolven planten zich ongeveer voort zoals licht: ze kunnen bij elke overgang tussen media worden teruggekaatst of gebroken, dat wil zeggen afgebogen, bijvoorbeeld tussen de mantel en de kern. Zo volgen ze soms zeer ingewikkelde wegen door de aarde en komen ze niet allemaal tegelijk op dezelfde plaats aan.

Oppervlaktegolven worden geleid door het aardoppervlak. Hun effect doet denken aan rimpels op het oppervlak van een meer. Ze zijn trager dan ruimtegolven, maar hun amplitude is doorgaans groter. We onderscheiden:

• de Love-golf: de bodem beweegt zoals bij een S-golf, maar zonder verticale beweging. Deze horizontale schokken veroorzaken veel schade aan de funderingen van gebouwen;
• de Rayleigh-golf: de beweging, tegelijk horizontaal en verticaal, is elliptisch, een beetje zoals die van een stofje dat door een golf wordt meegedragen.

Love-golven planten zich voort met ongeveer 4 km/s: ze zijn sneller dan Rayleigh-golven.

Een subductiezone is een zone waar een tektonische plaat, meestal een oceanische, in de aardmantel wegzinkt onder een andere plaat, die continentaal of oceanisch kan zijn.

Subductiezones liggen vooral rond de Stille Oceaan, maar ook in de Middellandse Zee, waar de Afrikaanse plaat onder de Euraziatische plaat schuift.

In deze subductiezones doen zich de zwaarste aardbevingen voor. Zo veroorzaakte de aardbeving van 11 maart 2011 voor de oostkust van Honshu, in Japan (magnitude M_W 9,0), een tsunami die zeer veel slachtoffers maakte.

Meer over subductie en subductievulkanisme (in het Frans): zie Vulcania.

Het seismisch moment van een aardbeving is ook evenredig met de energie die vrijkomt in de vorm van seismische golven:

waarbij:

• μ de schuifmodulus (of glijdingsmodulus) is, ongeveer 3 × 10¹⁰ N·m⁻²;
• Δσ de spanningsval op het breukvlak op het moment van de aardbeving is, meestal ongeveer 30 bar of 3 × 10⁶ Pa.

In een eerste benadering neemt de uitgestraalde energie dus, net zoals het seismisch moment, met een factor van ongeveer 32 toe per magnitude-eenheid. Een aardbeving met een momentmagnitude van 7,0 maakt zo bijna 1 000 keer meer energie vrij dan een aardbeving met magnitude 5,0.

De grafiek hieronder toont het verband tussen momentmagnitude en seismische energie, vergeleken met de energie van andere natuurlijke en kunstmatige verschijnselen. Zo is de energie die vrijkomt wanneer een massa van 1 ton van 100 m hoogte valt, vergelijkbaar met die van een aardbeving met magnitude 1.

De verkorte versie van de Europese Macroseismische Schaal, afgeleid uit het hoofddeel ervan, geeft een sterk vereenvoudigd en algemeen overzicht van de EMS-schaal. Ze kan bijvoorbeeld voor educatieve doeleinden gebruikt worden. Ze is niet geschikt om een intensiteit te bepalen: zie daarvoor de volledige EMS-98-schaal.

Bron: verkorte versie van de EMS-98, zie de pagina van de schaal op de website van het GFZ (in het Engels).

De zwaartekracht, die het gewicht van een voorwerp bepaalt, houdt ons aan het aardoppervlak en doet lichamen nabij het oppervlak vallen. Deze kracht is evenredig met de massa:

waarbij m de massa van het lichaam is en $\vec{g}$ de zwaarteversnelling. De grootte van deze versnelling is de zwaarteversnelling g, gemeten met een gravimeter.

Het is een fysische grootheid die varieert in tijd en ruimte: zie „Wat is gravimetrie?”.

Meer weten: de poster La mesure de la pesanteur (pdf, in het Frans).

Een aardbeving is in oorsprong een plotse verschuiving tussen twee delen van de aardkorst, langs een breuk. De plaats waar de verschuiving begint, heet de haard of het hypocentrum; het punt aan het oppervlak er recht boven is het epicentrum. Deze beweging vindt plaats in de diepte, vaak op enkele kilometers, maar ze kan in subductiezones enkele honderden kilometers diep liggen.

Volgens de diepte van de haard onderscheiden seismologen:

• ondiepe aardbevingen, minder dan 60 km diep;
• middeldiepe aardbevingen, van 60 tot 300 km;
• diepe aardbevingen, van 300 tot 700 km (dieper komen ze niet voor).

Meestal komen aardbevingen niet alleen. Soms gaan er kleine aardbevingen aan vooraf, voorschokken genoemd, en vaak volgen er dagen, weken of maanden lang andere aardbevingen, die zwaar kunnen zijn: de naschokken.

Gravimetrie is de wetenschap die de zwaartekracht (g) en haar variaties in tijd en ruimte meet.

g hangt namelijk onder meer af van:

• de breedtegraad;
• de verdeling van de massa’s in het inwendige van de aarde;
• de rotatie van de aarde om haar as (snelheid en positie van de rotatieas);
• de seizoenen (variatie van de watermassa’s in de bodem);
• de onderlinge stand van maan en zon, die de getijdenkrachten opwekken.

De relatieve of absolute meting van g is van groot belang in verschillende domeinen van wetenschappelijk onderzoek:

• in de geofysica meet men de variaties van de zwaartekracht om tektonische vervormingen, de postglaciale opheffing, de aardgetijden, de invloed van atmosfeer en hydrosfeer en de structuur van de aarde, van de binnenkern tot de korst, te bestuderen;
• in de geologie heeft de analyse van lokale variaties van g talrijke toepassingen, onder meer om modellen van de ondergrond te toetsen;
• in de metrologie speelt g een rol bij de realisatie van eenheden die van de massa afhangen (zoals kracht en druk) en speelde het een sleutelrol bij de nieuwe definitie van de kilogram;
• in de geodesie ten slotte is g onmisbaar om de geoïde te bepalen, en dus de hoogten. De geoïde stelt het gemiddelde zeeniveau voor en het verlengde ervan onder de continenten: het is het referentievlak voor het berekenen van hoogten.

Zie ook de pagina Gravimetrie in de rubriek Onderzoek.

Seismologie is de wetenschap die aardbevingen en hun gevolgen bestudeert. Ze omvat verschillende takken:

• de instrumentele seismologie, die grondbewegingen meet en aardbevingen wereldwijd detecteert, lokaliseert en bestudeert. Ze wordt aangevuld met de studie van de plaatbewegingen, van de spanningen tussen de platen, van de aard van hun grenzen en van de geometrie van de breuken binnen de platen;
• de historische seismologie, die in oude documenten, maar ook in het bouwkundig erfgoed, zoekt naar getuigenissen en sporen van aardbevingen uit het verleden. Een poster (pdf, in het Frans) stelt het werk van de Sterrenwacht op dit gebied voor;
• de paleoseismologie, die zeer oude aardbevingen bestudeert aan de hand van de sporen die ze in het landschap of in de bodem hebben nagelaten.

De kennis van huidige en vroegere aardbevingen maakt het mogelijk risicogebieden af te bakenen en de gevolgen van een aardbeving in een bepaald gebied te voorspellen: zo werd de kaart van de seismische zonering van België opgesteld.

Sinds het begin van de 20e eeuw hebben seismologen, door de golven te bestuderen die seismometers registreren, de inwendige structuur van de aarde kunnen bepalen.

Meer weten:

• een poster over de geschiedenis van de instrumentele seismologie, op de website van IRIS (in het Engels);
• de posters van de Koninklijke Sterrenwacht van België over de verschillende aspecten van de seismologie.