Fysikken viser os, at energi altid overføres i bølger. Hver bølge har et højt punkt, der kaldes et toppunkt, og et lavt punkt, der kaldes et lavpunkt, der kaldes et lavpunkt. Bølgens højde fra midterlinjen til toppunktet er dens amplitude. Afstanden mellem bølgerne fra toppunkt til toppunkt (eller fra lavpunkt til lavpunkt) er dens bølgelængde.

Energien fra jordskælv transporteres i seismiske bølger, som blev behandlet i kapitlet “Pladetektonik”. Studiet af seismiske bølger er kendt som seismologi. Seismologer bruger seismiske bølger til at få viden om jordskælv og også til at få viden om Jordens indre. De to typer seismiske bølger, der er beskrevet i “Pladetektonik”, P-bølger og S-bølger, er kendt som kropsbølger, fordi de bevæger sig gennem Jordens faste krop. P-bølger bevæger sig gennem faste stoffer, væsker og gasser. S-bølger bevæger sig kun gennem faste stoffer. Overfladebølger bevæger sig langs jorden udad fra et jordskælvs epicenter. Overfladebølger er de langsomste af alle seismiske bølger og bevæger sig med en hastighed på 2,5 km i sekundet. Ved et jordskælv giver kropsbølger skarpe stød, mens rullende bevægelser fra overfladebølger forårsager størstedelen af skaderne ved et jordskælv.

Måling af styrke

Seismogrammer registrerer seismiske bølger. I løbet af det seneste århundrede har forskerne udviklet flere måder at måle jordskælvsintensiteten på. Den i dag accepterede metode er momentmagnitude-skalaen, som måler den samlede mængde energi, der frigives af jordskælvet. På nuværende tidspunkt har seismologerne ikke fundet en pålidelig metode til at forudsige jordskælv.En seismograf fremstiller en graflignende repræsentation af de seismiske bølger, som den modtager, og registrerer dem på et seismogram. Seismogrammer indeholder oplysninger, der kan bruges til at bestemme, hvor stærkt et jordskælv var, hvor længe det varede, og hvor langt væk det var. Moderne seismometre registrerer jordbevægelser ved hjælp af elektroniske bevægelsesdetektorer. Dataene opbevares derefter digitalt på en computer.

Hvis et seismogram registrerer P-bølger og overfladebølger, men ikke S-bølger, var seismografen på den anden side af jorden fra jordskælvet, fordi disse bølger ikke kan bevæge sig gennem den flydende kerne af jorden. Bølgernes amplitude kan bruges til at bestemme jordskælvets størrelse, hvilket vil blive diskuteret i et senere afsnit.For at lokalisere et jordskælvs epicenter skal forskerne først bestemme epicenterafstanden fra tre forskellige seismografer. Jo længere tid der er mellem ankomsten af P-bølgen og S-bølgen, jo længere væk er epicentret. Forskellen mellem P- og S-bølgernes ankomsttid bestemmer således afstanden mellem epicenteret og et seismograf. Denne animation viser, hvordan afstanden bestemmes ved hjælp af P-, S- og overfladebølger.

Forskeren tegner derefter en cirkel med en radius, der svarer til afstanden fra epicenteret for det pågældende seismograf. Epicenteret ligger et sted langs denne cirkel. Dette gøres for tre steder. Hvis der anvendes data fra to seismografer, vil de to cirkler skære hinanden i to punkter. En tredje cirkel vil skære de to andre cirkler i et enkelt punkt. Dette punkt er jordskælvets epicenter. Selv om denne teknik har været nyttig i årtier, er den nu blevet erstattet af digitale beregninger. Seismiske stationer registrerer ti jordskælv i denne animation.

Måling af jordskælv

Mennesker har altid forsøgt at kvantificere størrelsen af jordskælv og de skader, som de forårsager. Siden begyndelsen af det 20. århundrede har der været tre metoder Den ældste af skalaerne kaldes Mercalli Intensitetsskalaen. Jordskælv beskrives ud fra, hvad de omkringboende beboere følte, og hvilke skader der blev forvoldt på de nærliggende bygninger. Denne skala er mere kvalitativ med hensyn til oplysninger, fordi den er baseret på visuelle skader og ikke på den faktiske energi, der frigives af jordskælvet. I dag er disse kort stadig vigtige, og forskellige seismologiske stationer vil udarbejde rystelseskort over skaderne på overfladen. med opfindelsen af seismografstationen blev Richter-magnitudeskalaen skabt. Denne skala, der blev udviklet i 1935 af Charles Richter, anvender et seismometer til at måle størrelsen af det største energistød, der frigives af et jordskælv. I dag er Richter-skalaen blevet erstattet af momentmagnitudeskalaen. Momentstørrelsesskalaen måler den samlede energi, der frigives ved et jordskælv. Momentstørrelsen beregnes ud fra det område af forkastningen, der er brudt, og den afstand, jorden har bevæget sig langs forkastningen.Richterskalaen og momentstørrelsesskalaen er logaritmiske. Amplituden af den største bølge stiger ti gange fra et heltal til det næste. En stigning på ét heltal betyder, at der blev frigivet tredive gange mere energi. Disse to skalaer giver ofte meget ensartede målinger. hvordan er amplituden af den største seismiske bølge fra et jordskælv med en størrelse på 5 sammenlignet med den største bølge fra et jordskælv med en størrelse på 4? Hvordan kan den sammenlignes med et jordskælv af størrelse 3? Amplituden af den største seismiske bølge fra et jordskælv af størrelse 5 er 10 gange så stor som for et jordskælv af størrelse 4 og 100 gange så stor som for et jordskælv af størrelse 3.

Hver skala har sine fordele. Som nævnt ovenfor er Mercalli-intensitetsskalaen baseret på, hvor store skader nogen ville se. Dette er dog relativt, fordi nogle steder har stærke bygningsregler, og klippematerialet nedenunder vil påvirke jordskælvet uden at ændre den energi, der frigives i brændpunktet. Med Richter-skalaen måler et enkelt skarpt stød højere end et meget langt intenst jordskælv, der frigiver mere energi. Momentmagnitudeskalaen afspejler mere præcist den energi, der frigives, og de skader, der forårsages. I dag bruger de fleste seismologer nu momentmagnitude-skalaen.