Bron: Shell Venster mei/juni 2009

Geïnduceerde bevingen
In Groningen ontstaan de bevingen niet door een natuurlijke oorzaak, maar door oorzaak van menselijk handelen.
Het rapport ‘Gebouwschade Loppersum’ vertelt dat het gas zich bevindt in het reservoirgesteente in het Groningen-veld dat bestaat uit de Slochteren Zandsteen Formatie (Upper Rotliegend). Deze formatie vormt het belangrijkste reservoirgesteente in Nederland. Het gasveld varieert in diepte van ongeveer 3150 tot 2600 meter. Het veld wordt met name in het noordwesten doorsneden door een aantal grote breuken die ongeveer noordwest-zuidoost georiënteerd zijn.
De gaswinning veroorzaakt een daling van de druk in het reservoirgesteente, waardoor het compacteert (samengedrukt wordt). Aan weerszijden van de breuken, die het gasreservoir in compartimenten opdelen, ontstaan verschillen in druk en mate van compactie. Hierdoor ontstaan schuifspanningen langs de breuken (Zie figuur 1). Bij breuken die door de interne stroefheid van het gesteente niet meebewegen kan op enig moment de spanning de weerstand van de breuk overschrijden, waardoor de breuk weer gaat bewegen. Als dit plotseling, schoksgewijs gebeurt, kan dit als een aardbeving worden waargenomen.

Aardbevingen kunnen gekarakteriseerd worden door twee schalen. De magnitude, bekend als de schaal van Richter, is een maat voor de sterkte van de bron van de trillingen. De intensiteit is een maat voor het effect van een aardbeving op een bepaalde locatie. De intensiteit van een aardbeving is een aanduiding voor wat op een bepaalde plaats wordt waargenomen van een aardbeving, dus wat de effecten zijn op bijvoorbeeld mensen en gebouwen.

Figuur 1

Bron: Gebouwschade Loppersum Deltares 2011

Natuurlijke of tektonische bevingen ontstaan door natuurlijke bewegingen over tektonische breuklijnen in de aardkorst (op grote diepte). De bevingen in Groningen worden door menselijk handelen veroorzaakt. Daarom spreken we van bevingen, omdat aardbevingen duiden op een natuurlijke oorzaak.

Door het verschil in oorzaak en diepte heeft de geïnduceerde beving een ander karakter dan een tektonische aardbeving: zowel qua duur als frequentie-inhoud van de opgewekte trillingen. Een vaste relatie tussen de magnitude en de gevolgen aan het oppervlak is er dus niet voor Groningen.

Primaire en secundaire gaswinning
Primaire gaswinning kan plaatsvinden door de druk die van nature op het gasvolume ligt in een natuurlijk reservoir. Gedurende een enorm lange tijd (honderdduizenden tot miljoenen jaren) ligt een gashoeveelheid opgeslagen in een grondlaag. De diepte van het reservoir is grotendeels verantwoordelijk voor de druk op het gas; hoe meer bovenliggende massa, hoe meer druk. Sluit je een pijpleiding (boorgat) aan op een hoeveelheid gas onder druk, dan zal de weg van de minste weerstand genomen worden. Het voordeel van deze winningmethode is dat de winning goed regelbaar is; door de kraan dicht te draaien kan de winning gestaakt worden, mocht dit nodig zijn voor onderhoud of vraagelasticiteit.

Secundaire gaswinning is nodig als de druk onvoldoende is om het gas met snel genoeg omhoog te krijgen. Om toch te kunnen winnen, wordt over het algemeen gas of water in een gasreservoir geïnjecteerd, waardoor de druk in het reservoir stijgt. Een nadeel is dat de hoeveelheid gas per m3 opgepompt volume daalt naarmate meer externe injecties plaatsvinden en daarmee de calorische waarde daalt. Daarnaast kunnen deze injecties leiden tot verontreinigingen, waardoor het conversieproces meer tijd en geld kost. Een tweede nadeel is dat het injectieproces een grote opstart- en afschakeltijd kent, waardoor de productie minder flexibel is. Met secundaire gaswinning is tussen de 80 en 90% van de gashoeveelheid uit een gasveld te produceren. Dit is veel meer dan bij aardolie; de gasvormigheid geeft een veel hogere mobiliteit, waardoor het verhogen van de druk een veel hogere viscositeitafname tot gevolg heeft dan bij het veel stroperigere aardolie.

Bron: http://eduweb.eeni.tbm.tudelft.nl/TB141E/index.php?aardgas-winning

Compactie
“Compactie (samendrukking van een laag) is gewoonlijk een geleidelijk proces wat het reservoir, bij een zelfde druk afname en de zelfde gesteentekenmerken zoals porositeit, in min of meer gelijke mate zal beïnvloeden. Inderdaad is, zoals Schroot en Dost stellen, compactie de motor voor de seismiciteit maar of dat laatste alleen gerelateerd is aan de gemeten compactie is maar de vraag. Wanneer de dikte van het reservoir en/of porositeit variëren kan namelijk differentiële* compactie optreden. Als de variatie in dikte of porositeit relatief groot is over een korte afstand, kunnen breuken op kleine schaal gevormd worden. Wanneer die zich met elkaar verbinden, kan een breuk ontstaan waarlangs beweging in de orde van grootte van centimeters kan optreden. Om een breuk te vormen moet een verschil in gesteentespanning opgebouwd worden en wanneer dat een drempelwaarde overschrijdt kan beweging plaatsvinden. De door het spanningsverschil opgebouwde mechanische energie komt vrij bij zo’n beweging en dat kan weer een aardbeving veroorzaken. Locaties waar differentiële compactie kan optreden zijn vaak bestaande breuken die door dit proces gereactiveerd worden. Een aardbeving kan in of boven het reservoir plaatsvinden.” (* spanningsverschil)

“Aardbevingen zijn echter lokale fenomenen die afhankelijk zijn van locale condities zoals de mate van differentiële compactie, de sterkte van het gesteente en het opgebouwde verschil in de gesteentespanning rond het breukvlak. Vooral het ontbreken van betrouwbare gegevens over de spanningsverschillen, die niet zomaar uit de verlaging van de druk in het reservoir

afgeleid kunnen worden, is hierbij een struikelblok.”

Bron: brief Gerard Mäkel met aanvullende details over de problematiek. http://www.kngmg.nl/publicaties/Geobrief-1-2014_brief.pdf

Het Geertsma-model bv. dat jarenlang gebruikt is bij het berekenen van de mate van bodemdaling, is in feite een laboratoriummodel. Deze methode is volgens Houtenbos achterhaald en onbruikbaar. Zie de kritische en bijzonder aan te bevelen presentatie:

Bron: “Kennis is macht” d.d.. 9 oktober 2013 van Houtenbos. http://www.co2ntramine.nl/presentaties-congres-gerommel-in-de-ondergrond/

Conclusie

• Door het ontbreken van betrouwbare gegevens over de spanningsverschillen in de diepe ondergrond berust voorspellen van de kracht van bevingen altijd op aannames.
  

Epicentrum en hypocentrum
Onder epicentrum (niet episch centrum) verstaat men het punt op het aardoppervlak (epi is Grieks voor “op”) loodrecht boven het hypocentrum (ondergronds) van een aardbeving.

De trillingen van een aardbeving verspreiden zich als uitdijende kringen over het aardoppervlak en het midden van die cirkel wordt aangeduid met epicentrum. Aangezien het epicentrum het punt op het aardoppervlak is dat het dichtst bij de haard is, is dit ook het punt waar de aardbevingsgolven het sterkst gevoeld worden en vaak vindt men rond het epicentrum de meeste verwoestingen.

Figuur 2

Het epicentrum ligt recht boven het hypocentrum van de aardbeving. Blok A wordt overschoven door blok B (zie figuur 2).

Het hypocentrum is de locatie onder de aardkorst, waar een aardbeving ontstaat (hypo is Grieks voor “onder”. Dit zwaartepunt van de energiedichtheid wordt doorgaans gevormd door een breuk die onder invloed van platentektoniek ge(re)activeerd raakt, of door een ondergrondse kernexplosie. Het hypocentrum wordt ook wel haard genoemd. De haarddiepte van een aardbeving kan oplopen tot ca. 700 kilometer.

Bron: Wikipedia

Charles Richter
In 1935 bedacht Charles Richter een schaal voor het meten van de kracht van gemiddelde aardbevingen (met een magnitude tussen de 3,0 en 7,0). Deze schaal was gebaseerd op de reacties van seismografen en hun afstand van het epicentrum. Hierdoor kent de schaal echter een maximumgrens; alle grote aardbevingen hebben een lokale magnitude van rond de 7.

Magnitudeschalen
De momentmagnitudeschaal (MW) werd geïntroduceerd in 1979 door de seismologen Thomas C. Hanks en Hiroo Kanamori, beiden werkzaam aan de Harvard-universiteit. Hun schaal was bedoeld om de tekortkomingen van de schaal van Richter te verhelpen, maar toch consequent te blijven. Hun schaal is gebaseerd op de fysieke omvang van een aardbeving, met name het seismisch moment (M0).

Bij gemiddelde aardbevingen geeft deze schaal dezelfde waarden aan als de schaal van Richter. De schaal kent echter geen maximumwaarde. De schaal is daarom bruikbaar voor zware aardbevingen. Voor kleine bevingen wordt echter nog steeds de schaal van Richter gebruikt.

Slordigheidshalve spreken nieuwsmedia, kranten e.d. ten onrechte nog steeds van de ‘schaal van Richter’ terwijl ze in feite de momentmagnitudeschaal bedoelen. Bron: Wikipedia

De momentmagnitudeschaal (vaak afgekort tot MMS; ook genoteerd als MW , waarin w staat voor de verrichte arbeid) is een schaal – geïntroduceerd in 1979 door de seismologen Thomas C. Hanks en Hiroo Kanamori, beiden werkzaam aan de Harvard-universiteit – die door seismologen wordt gebruikt om de kracht van aardbevingen te meten. De schaal meet deze kracht aan de hand van de vrijgekomen energie. De magnitude is gebaseerd op het moment van de aardbeving, welke gelijk is aan de starheid van de aarde, vermenigvuldigd met de gemiddelde verzakking van de breuk en de omvang van het gebied dat is verzakt. Deze schaal was bedoeld om de tekortkomingen van de schaal van Richter te verhelpen, maar toch consequent te blijven. Ze is gebaseerd op de fysieke omvang van een aardbeving, met name het seismisch moment (M0) en werd ontwikkeld in de jaren 70 van de 20e eeuw als opvolger van de schaal van Richter, (ML )(Lokale Magnitude). De momentmagnitudeschaal is nu de primaire schaal die door het United States Geological Servey wordt gebruikt voor het meten van elke grote aardbeving.

Net als bij de schaal van Richter, is de MMS een logaritmische schaal; de kracht van een aardbeving neemt met een factor 31,6 toe per nummer.

De schaal kent echter geen maximumwaarde. De schaal is daarom bruikbaar voor zware aardbevingen. Voor kleine bevingen wordt echter nog steeds de schaal van Richter gebruikt. Bron: Wikipedia

“Voor oude aardbevingen hebben we verschillende mogelijke ‘proxies’ (meetbare grootheden): bijvoorbeeld de lengte van de oppervlaktescheur of van de breuktrap in het landschap; deze staat immers in verhouding met de magnitude van de aardbeving. Of we kunnen beroep doen op de grootte van het gebied waar de aardbeving schade heeft veroorzaakt of effecten heeft gehad in het landschap (bv. afglijdingen, liquefactie). Dit onderzoeksdomein noemen we de macroseismologie. De schade aan gebouwen of andere structuren of de landschappelijke effecten geven we ook een waarde; dit is de intensiteit (op een schaal van I tot XII)

Als we dan over een gebied de intensiteitsverdeling kennen, kunnen we isoseismische lijnen intekenen (lijnen van gelijke intensiteit). Zo bepalen we o.a. het macroseismisch epicentrum (niet noodzakelijk gelijk aan het epicentrum), maar ook de omvang van het gebied dat schade heeft opgelopen.

Vergelijken we nu de macroseismische kaart van de oude aardbeving met macroseismische kaarten van instrumenteel opgemeten aardbevingen, dan kan uit deze vergelijking een schatting gemaakt worden van de magnitude van de oude aardbeving.”

Bron:prof. Manuel Sintubin Professor in de Geologie, Leuven http://www.ikhebeenvraag.be/vraag/9513

Geen van de schalen meet de intensiteit van de aardbeving, die wordt gedefinieerd door opgelopen schade en de mate waarin de grond schudt. Die intensiteit hangt van veel dingen af zoals de ervaring van bewoners (sterk afhankelijk van de waarneming, waarbij mag worden vermeld dat Groningers niet graag overdrijven), de mate van schade aan de soort woning, de grondsoort, meetgegevens, diepte, type verplaatsing en de afstand tot het epicentrum.

Cijfers en feiten aardbevingen in Noord-Nederland
Het NAM-Platform laat op haar website t.a.v. het Groningenveld de volgende cijfers zien:

• 46 aardbevingen > 2 (sinds 1996)
• 13 aardbevingen > 2.5 (sinds 1996)
• 4 aardbevingen > 3 (sinds 1996)

Bron: NAM-Platform Aardbevingen in Groningen (deel 2) www.nam.nl | Versie: januari 2013 http://www.namplatform.nl/wp-content/uploads/2013/08/Infographic-aardbevingen-in-groningen-deel-2-versie-januari-2013.pdf

In november 2013 spreekt het KNMI van in totaal 1000 aardbevingen in Noord-Nederland (incl. overige bevingen in Drenthe en Noord-Holland):

• 100 aardbevingen > 2 en < 3
• 14 aardbevingen > 3

Bevingen met een kracht kleiner dan 2,0 worden doorgaans niet gevoeld door mensen.

Bron: KNMI 4 december 2013 Nader Verklaard Aardbevingen door gaswinning in Noord-Nederland http://www.knmi.nl/cms/content/22993/aardbevingen_door_gaswinning_in_noord-nederland

In april 2013 zegt het SodM in ‘Kans op meer aardbevingen in Groningen met hogere magnitudes’:

• In totaal > 190 bevingen M ≥ 1,5 sinds 1991
• Vanaf 2003 – 2012: 7 aardbevingen met M ≥3.0

http://www.sodm.nl/sites/default/files/redactie/middelstum%20v1.pdf

Op de kaart van het Gasbevingenportaal (open source) zijn de volgende gegevens te vinden:

• 91 bevingen > 2 en < 3
• 10 bevingen > 3
• Niet te tellen hoeveelheid > 1 en < 2
• Idem < 1

Het KNMI vertelt in een radiofragment bij monde van de heer Dost dat bevingen kunnen worden geregistreerd vanaf 0.5 /0.6. Bron: http://urubin.com/forums/showthread.php?tid=48482

Aantal bevingen tot 25 juli 2014

Figuur 3

Bron: Gasbevingenportaal GBB http://opengis.eu/gasbevingen/

Opmerking

• Bevingen met een kleinere magnitude dan 1 worden om onduidelijke redenen door het KNMI zeer zelden geregistreerd.
  

Figuur 4

Bron: Gasbevingenportaal GBB http://opengis.eu/gasbevingen/

De kaarten van figuur 3 en 4 op de site van de GBB worden iedere dag ververstmet de gegevens van de NAM. De NAM werkt deze gegevens ongeveer eens per maand bij.

De kaarten zijn te vinden door in het gasbevingenportaal in de kaartenlijst te kiezen voor de laag met schademeldingen. Op dit portaal is nog veel meer te vinden. Ze wordt tevens gebruikt door overheden.