Sólin Sólin Rís 10:17 • sest 16:10 í Reykjavík
Tunglið Tunglið Rís 21:40 • Sest 15:54 í Reykjavík
Flóð Flóð Árdegis: 10:12 • Síðdegis: 22:46 í Reykjavík
Fjaran Fjara Árdegis: 03:46 • Síðdegis: 16:36 í Reykjavík
Sólin Sólin Rís 10:17 • sest 16:10 í Reykjavík
Tunglið Tunglið Rís 21:40 • Sest 15:54 í Reykjavík
Flóð Flóð Árdegis: 10:12 • Síðdegis: 22:46 í Reykjavík
Fjaran Fjara Árdegis: 03:46 • Síðdegis: 16:36 í Reykjavík
LeiðbeiningarTil baka

Sendu inn spurningu

Hér getur þú sent okkur nýjar spurningar um vísindaleg efni.

Hafðu spurninguna stutta og hnitmiðaða og sendu aðeins eina í einu. Einlægar og vandaðar spurningar um mikilvæg efni eru líklegastar til að kalla fram vönduð og greið svör. Ekki er víst að tími vinnist til að svara öllum spurningum.

Persónulegar upplýsingar um spyrjendur eru eingöngu notaðar í starfsemi vefsins, til dæmis til að svör verði við hæfi spyrjenda. Spurningum er ekki sinnt ef spyrjandi villir á sér heimildir eða segir ekki nægileg deili á sér.

Spurningum sem eru ekki á verksviði vefsins er eytt.

Að öðru leyti er hægt að spyrja Vísindavefinn um allt milli himins og jarðar!

=
Forsíða Náttúruvísindi og verkfræði Jarðvísindi Af hverju verða svona margir jarðskjálftar við Grímsey?

Flokkun:

9.2.2015
Náttúruvísindi og verkfræði Jarðvísindi

Af hverju verða svona margir jarðskjálftar við Grímsey?

Bryndís Brandsdóttir

Í svari Steinunnar S. Jakobsdóttur við spurningunni Hvað veldur jarðskjálftum? kemur fram að ysta lag jarðarinnar, jarðskorpan, er samsett úr mörgum flekum sem hreyfast hver miðað við annan. Flekarnir ýmist nuddast saman á hliðunum, eins og til dæmis á Suðurlands- og Tjörnesbrotabeltunum, ýtast hvor frá öðrum, þannig að ný skorpa myndast, samanber gosbeltin, eða þrýstast hver undir annan þannig að gömul skorpa bráðnar á ný, eins og við Indónesíu og vesturströnd Suður-Ameríku. Á öllum þessum flekasamskeytum byggist upp spenna sem losnar við jarðskjálfta.

Ástæðan fyrir mikilli jarðskjálftavirkni nálægt Grímsey er sú að eyjan liggur rétt við Tjörnesbrotabeltið. Tjörnesbrotabeltið er annað tveggja þverbrotabelta hér á landi, en svo kallast sniðgengi eða kerfi sniðgengja sem tengja ása rekhryggja. Tjörnesbrotabeltið tengir suðurenda Kolbeinseyjarhryggjar við Norðurgosbeltið en hitt þverbrotabeltið er Suðurlands-brotabeltið sem tengir Reykjanes og Austurgosbeltið.

Grímsey.

Telja verður líklegt að þverbrotabelti hafi tengt Kolbeinseyjarhrygg við rekbelti Íslands frá því að hryggurinn myndaðist fyrir um 20 milljónum ára. Tjörnesbrotabeltið, eins og það er þekkt nú, varð til við gosbeltaflutninga fyrir sex til sjö milljónum ára,[1] þegar eldvirkni færðist frá eldra rekbelti í Húnavatnssýslum og megineldstöðvum á Tröllaskaga yfir í Norðurgosbelti, norðan Vatnajökuls. Forveri Tjörnesbrotabeltisins tengdist þannig gosbelti vestan Kolbeinseyjarhryggjar, en í dag tengist það belti austan hans. Jarðskjálftar sýna að eldra brotabeltið, vestan hryggjarins, er þó ennþá virkt.

Samkvæmt riti Þorvalds Thoroddsen um jarðskjálfta á Íslandi[2] eru elstu heimildir um skjálfta innan Tjörnesbrotabeltisins frá árinu 1260. Þá varð landskjálfti við Flatey. Heimildir geta einnig snarpra jarðskjálfta á þessu svæði árið 1584, 1618, 1755, 1838, 1867, 1872, 1885, 1897 og 1899. Á tuttugustu öld mældust fjórir skjálftar stærri en sex á landgrunninu úti fyrir Norðurlandi, 1910, 1936, 1963 og 1976. Sumir ollu tjóni, meðal annars Dalvíkurskjálftinn 1934 og Kópaskersskjálftinn 1976, en upptök þeirra voru mjög nálægt byggðinni.

Jarðskjálftamælingar hófust á Íslandi árið 1909, en settur var upp mælir í Reykjavík að tilhlutan alþjóðasambands jarðskjálftafræðinga. Þessum mælingum var hætt þegar stríðið skall á árið 1914, en hófust aftur árið 1925. Fyrsta jarðskjálftamælinum á Norðurlandi var fundinn staður á Akureyri árið 1951.

Þrálát jarðskjálftavirkni hefur einkennt Tjörnesbrotabeltið frá upphafi fastra mælinga, þótt nákvæmar staðsetningar fengjust ekki fyrr en með landsneti jarðskjálftamæla sem Raunvísindastofnun Háskólans setti upp og rak á Norðurlandi á árunum 1974-1994, og arftaka þess, SIL-neti Veðurstofu Íslands.

Staðsetningar sýna að meginvirknin einkennist af tíðum jarðskjálftahrinum á þremur samsíða skjálftabeltum með norðlæga stefnu. Mest hefur virknin verið á breiðu belti sem liggur norðan Grímseyjar og suðaustur í Öxarfjörð, kallað Grímseyjarbeltið[3]. Annað skjálftabelti (Húsavíkur-Flateyjarmisgengið) er frá suðurhluta Eyjafjarðaráls um Flateyjarsund í átt til Húsavíkur. Þriðja beltið, kennt við Dalvík, er mun óljósara en talið liggja um Ljósavatnsskarð, Dalsmynni, norðvestur fyrir Eyjafjörð, um Dalvík, Fljót og út í mynni Skagafjarðar. Dreifing jarðskjálfta úti fyrir Norðurlandi endurspeglar þannig flóknar jarðskorpuhreyfingar brotabeltisins, þrátt fyrir nokkra óvissu í skjálftastaðsetningum. Það sýnir að Tjörnesbrotabeltið er ofið úr flóknu neti misgengja sem spanna um 150 kílómetra breitt (austur-vestur) og 50-80 langt (norður-suður) svæði, frá Skagagrunni í vestri, austur á Melkrakkasléttu og frá Eyjafirði í suðri, norður undir Kolbeinsey.

Kortið sýnir þrjú samsíða skjálftabelti. Nyrst er Grímseyjarbelti, þá kemur Húsavíkur-Flateyjar misgengi og syðst er Dalvíkurbeltið sem hefur minnstu virknina og er minnst áberandi á kortinu.

Skjálftahrinur Tjörnesbrotabeltisins standa flestar í nokkra daga, en eftirskjálftavirkni stórra skjálfta og öflugri hrinur geta staðið yfir í nokkrar vikur. Virknin innan brotabeltisins er einnig mjög breytileg á milli ára. Kort af upptökum jarðskjálfta 1982-1985[4] leiddi í ljós helstu skjálftaþyrpingar brotabeltisins. Stærsti skjálftinn á þessum árum (um fimm að stærð) varð á Flateyjarmisgenginu skammt suðvestan Flateyjar. Töluverð virkni var til vesturs frá Flatey, en enginn skjálfti mældist á Húsavíkurhluta misgengisins í austanverðum Skjálfandaflóa. Fjölgun skjálftastöðva síðustu ár, ásamt næmari mælitækjum og sjálfvirkri úrvinnslu, hefur gert kleift að nema smærri skjálfta og staðsetningu þeirra nákvæmar.[5]

Tilvísanir:
  1. ^ Kristján Sæmundsson, 1974. Evolution of the axial rifting zone in Northern Iceland and the Tjörnes fracture zone. Bulletin of the Geological Society of America, 85, 495-504. Kristján Sæmundsson, 1978. Fissure swarms and central volcanoes of the neovolcanic zones of Icelands. Crustal evolution in NW-Britain and adjacent regions. (D. R. Bowes og B. E. Leake ritstjórar). Seel House Press, Liverpool, 414-432.
  2. ^ Þorvaldur Thoroddsen, 1899. Jarðskjálftar á Suðurlandi. Hið íslenzka bókmenntafjelag, Kaupmannahöfn.
  3. ^ Páll Einarsson, 1976. Relative location of earthquakes in the Tjörnes fracture zone. Vísindafélag Íslendinga: Greinar V, 45-60. Páll Einarsson 1991. Earthquakes and present-day tectonism in Iceland. Tectonophysics, 189, 261-279. Páll Einarsson og Sveinbjörn Björnsson, 1979. Earthquakes in Iceland. Jökull, 29, 37-43. Gunnar Guðmundsson og fleiri, 2004. Seismicity in Iceland 2003. Jökull, 54, 67-74.
  4. ^ Páll Einarsson og Kristján Sæmundsson, 1987. Upptök jarðskjálfta 1982-1985 og eldstöðvakerfi á Íslandi. Kort, 1:750.000. Menningarsjóður, Reykjavík.
  5. ^ Sigurður Th. Rögnvaldsson og fleiri, 1998. Seismotectonic analyses of the Tjörnes Fracture Zone, an active transform fault in north Iceland. Journal of Geophysical Research, 103(30), 117-129. Steinunn Jakobsdóttir og fleiri, 2002. Seismicity in Iceland 1991-2000 monitored by the SIL seismic system. Jökull, 51, 87-94. Bergþóra S. Þorbjarnardóttir og fleiri, 2003. Seismicity in Iceland during 2001. Jökull, 52, 55-60. Bergþóra S. Þorbjarnardóttir og fleiri, 2007. Seismicity in Iceland during 2006. Jökull, 57, 45-59. Gunnar Guðmundsson og fleiri, 2004. Seismicity in Iceland 2003. Jökull, 54, 67-74.

Myndir:
  • Mynd af Grímsey: Mats: Íslandsmyndasafn © Mats Wibe Lund. (Sótt 22. 1. 2015).
  • Kort: Náttúruvá á Íslandi, bls. 552.

Þetta svar er að mestu úr bókinni Náttúruvá á Íslandi: Eldgos og jarðskjálftar og birt með góðfúslegu leyfi. Fyrstu tvær efnisgreinar svarsins er ekki að finna í bókinni en þær eru hafðar með til frekari skýringar.

Höfundur

Bryndís Brandsdóttir

Bryndís Brandsdóttir

jarðeðlisfræðingur við Raunvísindastofnun

Útgáfudagur

9.2.2015

Spyrjandi

Aron Hjalti Björnsson

Efnisorð

Tilvísun

Bryndís Brandsdóttir. „Af hverju verða svona margir jarðskjálftar við Grímsey?“ Vísindavefurinn, 9. febrúar 2015, sótt 21. nóvember 2024, https://visindavefur.is/svar.php?id=17261.

Bryndís Brandsdóttir. (2015, 9. febrúar). Af hverju verða svona margir jarðskjálftar við Grímsey? Vísindavefurinn. https://visindavefur.is/svar.php?id=17261

Bryndís Brandsdóttir. „Af hverju verða svona margir jarðskjálftar við Grímsey?“ Vísindavefurinn. 9. feb. 2015. Vefsíða. 21. nóv. 2024. <https://visindavefur.is/svar.php?id=17261>.

Chicago | APA | MLA

Tengd svör

Skoða öll nýjustu svörin

Þessi síða notar vafrakökur Nánari upplýsingar

Ég samþykki

Senda grein til vinar

=

Af hverju verða svona margir jarðskjálftar við Grímsey?
Í svari Steinunnar S. Jakobsdóttur við spurningunni Hvað veldur jarðskjálftum? kemur fram að ysta lag jarðarinnar, jarðskorpan, er samsett úr mörgum flekum sem hreyfast hver miðað við annan. Flekarnir ýmist nuddast saman á hliðunum, eins og til dæmis á Suðurlands- og Tjörnesbrotabeltunum, ýtast hvor frá öðrum, þannig að ný skorpa myndast, samanber gosbeltin, eða þrýstast hver undir annan þannig að gömul skorpa bráðnar á ný, eins og við Indónesíu og vesturströnd Suður-Ameríku. Á öllum þessum flekasamskeytum byggist upp spenna sem losnar við jarðskjálfta.

Ástæðan fyrir mikilli jarðskjálftavirkni nálægt Grímsey er sú að eyjan liggur rétt við Tjörnesbrotabeltið. Tjörnesbrotabeltið er annað tveggja þverbrotabelta hér á landi, en svo kallast sniðgengi eða kerfi sniðgengja sem tengja ása rekhryggja. Tjörnesbrotabeltið tengir suðurenda Kolbeinseyjarhryggjar við Norðurgosbeltið en hitt þverbrotabeltið er Suðurlands-brotabeltið sem tengir Reykjanes og Austurgosbeltið.

Grímsey.

Telja verður líklegt að þverbrotabelti hafi tengt Kolbeinseyjarhrygg við rekbelti Íslands frá því að hryggurinn myndaðist fyrir um 20 milljónum ára. Tjörnesbrotabeltið, eins og það er þekkt nú, varð til við gosbeltaflutninga fyrir sex til sjö milljónum ára,[1] þegar eldvirkni færðist frá eldra rekbelti í Húnavatnssýslum og megineldstöðvum á Tröllaskaga yfir í Norðurgosbelti, norðan Vatnajökuls. Forveri Tjörnesbrotabeltisins tengdist þannig gosbelti vestan Kolbeinseyjarhryggjar, en í dag tengist það belti austan hans. Jarðskjálftar sýna að eldra brotabeltið, vestan hryggjarins, er þó ennþá virkt.

Samkvæmt riti Þorvalds Thoroddsen um jarðskjálfta á Íslandi[2] eru elstu heimildir um skjálfta innan Tjörnesbrotabeltisins frá árinu 1260. Þá varð landskjálfti við Flatey. Heimildir geta einnig snarpra jarðskjálfta á þessu svæði árið 1584, 1618, 1755, 1838, 1867, 1872, 1885, 1897 og 1899. Á tuttugustu öld mældust fjórir skjálftar stærri en sex á landgrunninu úti fyrir Norðurlandi, 1910, 1936, 1963 og 1976. Sumir ollu tjóni, meðal annars Dalvíkurskjálftinn 1934 og Kópaskersskjálftinn 1976, en upptök þeirra voru mjög nálægt byggðinni.

Jarðskjálftamælingar hófust á Íslandi árið 1909, en settur var upp mælir í Reykjavík að tilhlutan alþjóðasambands jarðskjálftafræðinga. Þessum mælingum var hætt þegar stríðið skall á árið 1914, en hófust aftur árið 1925. Fyrsta jarðskjálftamælinum á Norðurlandi var fundinn staður á Akureyri árið 1951.

Þrálát jarðskjálftavirkni hefur einkennt Tjörnesbrotabeltið frá upphafi fastra mælinga, þótt nákvæmar staðsetningar fengjust ekki fyrr en með landsneti jarðskjálftamæla sem Raunvísindastofnun Háskólans setti upp og rak á Norðurlandi á árunum 1974-1994, og arftaka þess, SIL-neti Veðurstofu Íslands.

Staðsetningar sýna að meginvirknin einkennist af tíðum jarðskjálftahrinum á þremur samsíða skjálftabeltum með norðlæga stefnu. Mest hefur virknin verið á breiðu belti sem liggur norðan Grímseyjar og suðaustur í Öxarfjörð, kallað Grímseyjarbeltið[3]. Annað skjálftabelti (Húsavíkur-Flateyjarmisgengið) er frá suðurhluta Eyjafjarðaráls um Flateyjarsund í átt til Húsavíkur. Þriðja beltið, kennt við Dalvík, er mun óljósara en talið liggja um Ljósavatnsskarð, Dalsmynni, norðvestur fyrir Eyjafjörð, um Dalvík, Fljót og út í mynni Skagafjarðar. Dreifing jarðskjálfta úti fyrir Norðurlandi endurspeglar þannig flóknar jarðskorpuhreyfingar brotabeltisins, þrátt fyrir nokkra óvissu í skjálftastaðsetningum. Það sýnir að Tjörnesbrotabeltið er ofið úr flóknu neti misgengja sem spanna um 150 kílómetra breitt (austur-vestur) og 50-80 langt (norður-suður) svæði, frá Skagagrunni í vestri, austur á Melkrakkasléttu og frá Eyjafirði í suðri, norður undir Kolbeinsey.

Kortið sýnir þrjú samsíða skjálftabelti. Nyrst er Grímseyjarbelti, þá kemur Húsavíkur-Flateyjar misgengi og syðst er Dalvíkurbeltið sem hefur minnstu virknina og er minnst áberandi á kortinu.

Skjálftahrinur Tjörnesbrotabeltisins standa flestar í nokkra daga, en eftirskjálftavirkni stórra skjálfta og öflugri hrinur geta staðið yfir í nokkrar vikur. Virknin innan brotabeltisins er einnig mjög breytileg á milli ára. Kort af upptökum jarðskjálfta 1982-1985[4] leiddi í ljós helstu skjálftaþyrpingar brotabeltisins. Stærsti skjálftinn á þessum árum (um fimm að stærð) varð á Flateyjarmisgenginu skammt suðvestan Flateyjar. Töluverð virkni var til vesturs frá Flatey, en enginn skjálfti mældist á Húsavíkurhluta misgengisins í austanverðum Skjálfandaflóa. Fjölgun skjálftastöðva síðustu ár, ásamt næmari mælitækjum og sjálfvirkri úrvinnslu, hefur gert kleift að nema smærri skjálfta og staðsetningu þeirra nákvæmar.[5]

Tilvísanir:
  1. ^ Kristján Sæmundsson, 1974. Evolution of the axial rifting zone in Northern Iceland and the Tjörnes fracture zone. Bulletin of the Geological Society of America, 85, 495-504. Kristján Sæmundsson, 1978. Fissure swarms and central volcanoes of the neovolcanic zones of Icelands. Crustal evolution in NW-Britain and adjacent regions. (D. R. Bowes og B. E. Leake ritstjórar). Seel House Press, Liverpool, 414-432.
  2. ^ Þorvaldur Thoroddsen, 1899. Jarðskjálftar á Suðurlandi. Hið íslenzka bókmenntafjelag, Kaupmannahöfn.
  3. ^ Páll Einarsson, 1976. Relative location of earthquakes in the Tjörnes fracture zone. Vísindafélag Íslendinga: Greinar V, 45-60. Páll Einarsson 1991. Earthquakes and present-day tectonism in Iceland. Tectonophysics, 189, 261-279. Páll Einarsson og Sveinbjörn Björnsson, 1979. Earthquakes in Iceland. Jökull, 29, 37-43. Gunnar Guðmundsson og fleiri, 2004. Seismicity in Iceland 2003. Jökull, 54, 67-74.
  4. ^ Páll Einarsson og Kristján Sæmundsson, 1987. Upptök jarðskjálfta 1982-1985 og eldstöðvakerfi á Íslandi. Kort, 1:750.000. Menningarsjóður, Reykjavík.
  5. ^ Sigurður Th. Rögnvaldsson og fleiri, 1998. Seismotectonic analyses of the Tjörnes Fracture Zone, an active transform fault in north Iceland. Journal of Geophysical Research, 103(30), 117-129. Steinunn Jakobsdóttir og fleiri, 2002. Seismicity in Iceland 1991-2000 monitored by the SIL seismic system. Jökull, 51, 87-94. Bergþóra S. Þorbjarnardóttir og fleiri, 2003. Seismicity in Iceland during 2001. Jökull, 52, 55-60. Bergþóra S. Þorbjarnardóttir og fleiri, 2007. Seismicity in Iceland during 2006. Jökull, 57, 45-59. Gunnar Guðmundsson og fleiri, 2004. Seismicity in Iceland 2003. Jökull, 54, 67-74.

Myndir:
  • Mynd af Grímsey: Mats: Íslandsmyndasafn © Mats Wibe Lund. (Sótt 22. 1. 2015).
  • Kort: Náttúruvá á Íslandi, bls. 552.

Þetta svar er að mestu úr bókinni Náttúruvá á Íslandi: Eldgos og jarðskjálftar og birt með góðfúslegu leyfi. Fyrstu tvær efnisgreinar svarsins er ekki að finna í bókinni en þær eru hafðar með til frekari skýringar.

...