Trzęsienia ziemi Jak powstają i jak mierzymy ich siłę

Ziemia nigdy naprawdę nie śpi. Każdego dnia na jej powierzchni i w jej wnętrzu dochodzi do tysięcy wstrząsów sejsmicznych — od nieodczuwalnych mikrodrżeń rejestrowanych tylko przez czułe instrumenty, przez umiarkowane wstrząsy budzące mieszkańców z łóżek, aż po kataklizmy o niewyobrażalnej sile, zdolne przemieszczać kontynenty, wywołać tsunami i wstrząsnąć dosłownie całą planetą. Każdego roku katalogi sejsmologiczne rejestrują tysiące trzęsień ziemi odczuwalnych i znacznie więcej słabszych zdarzeń, a po uwzględnieniu mikrowstrząsów ich liczba rośnie do setek tysięcy, a nawet milionów. Sejsmologia — nauka o trzęsieniach ziemi — jest zarówno jedną z najstarszych gałęzi geofizyki, jak i jedną z najbardziej dynamicznie rozwijających się dzisiaj, w dobie sztucznej inteligencji i globalnych sieci monitoringu. A jednak mimo półtora wieku badań, mimo tysięcy stacji sejsmicznych i superkomputerów analizujących dane w czasie rzeczywistym, przewidzenie dokładnego miejsca i czasu kolejnego wielkiego trzęsienia ziemi pozostaje poza zasięgiem nauki. Oto opowieść o tym, co wiemy — i czego wciąż nie wiemy — o wstrząsach naszej planety.

Przeczytaj również: Wyspy Kermadec – jeden z najaktywniejszych regionów sejsmicznych na Ziemi 
Wulkany pod lupą nauki – dlaczego wciąż nie potrafimy przewidzieć każdej erupcji

Artykuł jest publikowany w ramach sekcji Kochamy Naukę. W cyklu przyglądamy się m.in. trzęsieniom ziemi, wulkanom, a także zjawiskom meteorologicznym.

Skała pod napięciem: mechanizm sprężystego odbicia

Żeby zrozumieć, jak dochodzi do trzęsień ziemi, wyobraź sobie przez chwilę kawałek plasteliny i kawałek gumy. Gdy plastycznie odkształcasz plastelinę, energia zostaje trwale zużyta — materiał zmienia kształt i nie wraca do pierwotnej postaci. Guma zachowuje się inaczej: możesz ją ciągnąć, skręcać, naprężać, a gdy ją puścisz, energicznie powróci do formy wyjściowej, uwalniając zgromadzoną energię. Właśnie tak — niczym gumka — zachowują się skały tworzące górną, kruchą część skorupy ziemskiej: gromadzą energię sprężystą pod wpływem narastającego naprężenia, a gdy naprężenie przekroczy siłę tarcia, gwałtownie się przemieszczają i uwalniają zmagazynowaną energię. Zjawisko to nosi nazwę teorii sprężystego odbicia (elastic rebound theory) i zostało sformułowane przez geologa Henry’ego Fielda Reida po wielkim trzęsieniu Ziemi w San Francisco w 1906 roku.

Mechanizm wygląda tak: dwie bryły skalne stykają się wzdłuż płaszczyzny uskoku. Ich powierzchnie są nierówne, szorstkie, pełne mikroskopijnych nierówności, które się nawzajem blokują. Tymczasem siły tektoniczne nieubłaganie przesuwają obie bryły w przeciwnych kierunkach — milimetr po milimetrze, rok po roku, dekada po dekadzie. Skała nie przesuwa się gładko; jest zablokowana. Jak długo trwa to zablokowanie, skała po obu stronach uskoku odkształca się sprężyście — nagromadza energię niczym naciągana sprężyna. W pewnym momencie naprężenie przekracza siłę tarcia. Bryły raptownie się przemieszczają — może o kilka centymetrów, może o kilka metrów w ciągu sekund. Ta nagle uwolniona energia rozchodzi się na zewnątrz od ogniska trzęsienia we wszystkich kierunkach w postaci fal sejsmicznych, niczym fale na powierzchni wody po rzuceniu kamienia. Gdy fale te docierają do powierzchni ziemi, odczuwamy je jako trzęsienie.

Przeczytaj również: Rój SEJSMICZNY Co to jest i co oznacza jego występowanie?

Trzy typy granic płyt, trzy typy uskoków

Trzęsienia ziemi nie zdarzają się losowo. Zdecydowana większość aktywności sejsmicznej koncentruje się wzdłuż granic płyt tektonicznych — tych ogromnych, sztywnych fragmentów litosfery, które jak puzzle pokrywają powierzchnię Ziemi i nieustannie się przemieszczają względem siebie. Prędkości tych ruchów są dla nas nieodczuwalne — od kilku milimetrów do kilkunastu centymetrów rocznie — ale w skali geologicznej to tempo wystarczy do budowania łańcuchów górskich, otwierania oceanów i wzniecania najbardziej niszczycielskich kataklizmów.

Granice płyt dzielimy na trzy typy, z których każdy wiąże się z innym rodzajem uskoku.

Granice rozbieżne to miejsca, gdzie dwie płyty oddalają się od siebie. Najsłynniejszy przykład to Grzbiet Środkowoatlantycki — podwodny łańcuch górski ciągnący się przez środek Atlantyku, gdzie ciągle tworzy się nowa skała oceaniczna. Tam dominują uskoki normalne: jedna bryła skalna opada względem drugiej wzdłuż nachylonej płaszczyzny. Trzęsienia przy granicach rozbieżnych są zazwyczaj płytkie i rzadko osiągają niszczycielską skalę.

Granice zbieżne to miejsca kolizji płyt. Gdy płyta oceaniczna zderza się z kontynentalną, ta pierwsza — cięższa i gęstsza — zanurza się pod kontynent w procesie zwanym subdukcją. To właśnie strefy subdukcji są kolebką najpotężniejszych trzęsień ziemi na Ziemi. W strefach subdukcji płytko nachylona powierzchnia kontaktu płyt może dawać bardzo duży obszar pęknięcia, co umożliwia powstawanie trzęsień o największych magnitudach. Tu dominują uskoki odwrotne (reverse faults), gdzie jedna bryła wspina się na drugą. Gdy dwie płyty kontynentalne zderzają się czołowo, żadna nie chce ustąpić — obie marszczą się i wypiętrzają, tworząc wielkie pasma górskie jak Himalaje.

Granice transformujące to miejsca, gdzie dwie płyty ślizgają się obok siebie poziomo, w przeciwnych kierunkach. Tam dominują uskoki przesuwcze (strike-slip), których płaszczyzna jest stroma, a ruchy poziome. Trzęsienia na granicach transformujących mogą być bardzo silne, ale zwykle nie osiągają magnitud typowych dla największych megatrzęsień subdukcyjnych. Najsłynniejszym przykładem jest uskok San Andreas w Kalifornii, oddzielający Płytę Północnoamerykańską od Płyty Pacyficznej. Płyta Pacyficzna przesuwa się na północny zachód względem Płyty Północnoamerykańskiej z prędkością około pięciu centymetrów rocznie. W pewnych odcinkach San Andreas stale „pełza” — generując mnóstwo drobnych wstrząsów. W innych odcinkach uskok jest zablokowany od ponad 150 lat, gromadząc energię na kolejny wielki wstrząs.

Jak mierzymy siłę trzęsień ziemi — od Richtera do momentu sejsmicznego

Kiedy w gazetach i serwisach informacyjnych pojawia się informacja o trzęsieniu ziemi magnitudy 7,8, większość ludzi wyobraża sobie coś w rodzaju termometru, na którym 7,8 to po prostu „prawie 8″. W rzeczywistości skala magnitud jest logarytmiczna — co oznacza, że każdy kolejny stopień to nie „trochę więcej”, ale dramatyczny skok ilościowy.

Pojęcie magnitudy wprowadził w 1935 roku Charles F. Richter, sejsmolog z California Institute of Technology. Jego oryginalna skala dotyczyła wyłącznie trzęsień ziemi w Kalifornii, rejestrowanych konkretnym typem sejsmografu w odległości do 600 km od epicentrum. Pomysł był elegancki w swojej prostocie: im wyższa amplituda fali sejsmicznej zarejestrowanej przez przyrząd (po uwzględnieniu odległości), tym wyższa magnituda. Każdy wzrost magnitudy o jeden stopień oznacza dziesięciokrotny wzrost amplitudy fal i około 31-krotny wzrost uwolnionej energii. Trzęsienie o magnitudzie 7 uwalnia więc 1000 razy więcej energii niż o magnitudzie 5.

Problem w tym, że skala Richtera ma ograniczenia — przede wszystkim saturację: dla bardzo dużych trzęsień sejsmografy rejestrują fale, których długość jest krótsza niż długość strefy pęknięcia, i skala przestaje rozróżniać wstrząsy powyżej mniej więcej M8. Odpowiedzią na ten problem była skala momentu sejsmicznego (Mw), opracowana w latach 70. XX wieku przez japońskiego sejsmologa Hiroo Kanamoriego i Amerykanina Thomasa Hanksa. Moment sejsmiczny jest wielkością fizyczną bezpośrednio związaną z energią uwolnioną podczas trzęsienia: oblicza się go jako iloczyn sztywności skał, pola powierzchni uskoku, która uległa przemieszczeniu, i wielkości tego przemieszczenia. Ta skala nie saturuje — poprawnie opisuje zarówno mikrowstrząsy, jak i największe megatrzęsienia subdukcyjne w historii pomiarów. Dziś to właśnie magnitudy momentu (Mw) podają wszystkie poważne agencje sejsmologiczne, choć media wciąż często mówią o „skali Richtera”.

Obok magnitudy istnieje jeszcze intensywność — miara tego, jak silne wstrząsy odczuwamy w danym miejscu. Skala Mercallego (w zmodyfikowanej wersji: MMI) opisuje intensywność od I (niezauważalne przez ludzi, wykrywane tylko przez przyrządy) do XII (totalna katastrofa, żadna budowla nie przetrwa). Intensywność zależy nie tylko od magnitudy wstrząsu, ale też od odległości od epicentrum, głębokości ogniska i — krytycznie — od lokalnej geologii podłoża. Miękkie gliniaste osady wzmacniają fale sejsmiczne wielokrotnie bardziej niż twarda skała, co tłumaczy, dlaczego zniszczenia w trzęsieniach ziemi są często nierównomiernie rozłożone.

Wielkie wstrząsy w historii: lekcje zapisane w ruchach Ziemi

Żadna abstrakcja nie oddaje znaczenia wielkich trzęsień ziemi tak dobrze jak konkretne przykłady z historii.

22 maja 1960 roku — Valdivia, Chile. Największe trzęsienie ziemi, jakie kiedykolwiek zarejestrowano, uderzyło w południe po miejscowym czasie. Większość źródeł przypisuje mu magnitudę około 9,5 Mw. Trwało dziesięć minut. Pęknięcie rozciągało się przez ponad 1000 km wzdłuż wybrzeża Chile. Wygenerowane tsunami przemierzało Pacyfik z prędkością odrzutowca: piętnastogodzinne fale o wysokości do 10 metrów uderzyły w Hilo na Hawajach, zabijając 61 osób; fale sięgające niemal czterech metrów dotarły do Japonii, gdzie zginęło prawie 140 osób, i do Filipin. W Chile dwa miliony ludzi straciło dach nad głową. Valdivia była megatrzęsieniem subdukcyjnym — to klasyczny mechanizm granic zbieżnych: płyta Nazca zanurzyła się pod Amerykę Południową, a nagłe wyrównanie naprężeń poruszyło ocean.

26 grudnia 2004 roku — Ocean Indyjski, u wybrzeży Sumatry. Megatrzęsienie magnitudy 9,1 Mw rozerwało strefę uskoku na długości około 1300 km — jednej z największych zaobserwowanych w czasach współczesnej sejsmologii. Dno oceanu uniosło się miejscami o ponad 20 metrów. Wygenerowane tsunami dotarło do 14 krajów; zginęło 227 898 potwierdzonych osób — to najśmiertelniejsza katastrofa naturalna XXI wieku. Tragedia ta odsłoniła fatalną lukę: na Oceanie Indyjskim nie istniał w tamtym czasie żaden system ostrzegania przed tsunami. Indonezja otrzymała pierwsze fale zaledwie 20 minut po wstrząsie. Indie i Sri Lanka — po niespełna dwóch godzinach; a to wystarczyłoby na ewakuację, gdyby istniały procedury i komunikacja.

11 marca 2011 roku — Tōhoku, Japonia. Trzęsienie magnitudy 9,0 Mw u wybrzeży Honsiu wywołało tsunami o falach sięgających do 40 metrów wysokości, które przemyły się przez nadmorskie miejscowości jak walec. Zginęły dziesiątki tysięcy ludzi; tsunami pozbawiło zasilania elektrownię jądrową Fukushima Daiichi, wywołując drugi co do powagi kryzys nuklearny w historii. A jednak — paradoksalnie — japoński system wczesnego ostrzegania przed trzęsieniami ziemi ograniczył liczbę ofiar. Automaty zatrzymały pociągi bullet train. Fabryki zamknęły maszyny. Setki tysięcy ludzi w ciągu sekund padło na kolana i schowało pod solidnymi meblami, tak jak ćwiczyli to przez całe życie.

6 lutego 2023 roku — Kahramanmaraş, Turcja i Syria. Dwa potężne wstrząsy (7,8 i 7,7 Mw) uderzyły w środku nocy, gdy mieszkańcy spali. Zginęły dziesiątki tysięcy ludzi, a straty materialne liczono w dziesiątkach, a według części szacunków w ponad stu miliardach dolarów. Tragedii nie spowodował brak ostrzegania — wstrząs był zbyt bliski i zbyt silny, by systemy wczesnego ostrzegania miały szansę zadziałać. Prawdziwą przyczyną skali zniszczeń była fatalna jakość budownictwa: tysiące bloków mieszkalnych złożyło się jak domy z kart, ponieważ przez dekady tolerowano omijanie przepisów budowlanych.

Fale sejsmiczne jako rentgen wnętrza Ziemi

Trzęsienie ziemi jest katastrofą, ale jednocześnie potężnym narzędziem badawczym. Fale sejsmiczne przenikają Ziemię jak promieniowanie rentgenowskie — a ich prędkość, odbicia i załamania ujawniają budowę wnętrza planety, której nigdy nie możemy bezpośrednio zobaczyć.

Fale sejsmiczne dzielą się na dwa główne typy. Fale P (ang. primary) — podłużne, ściskające skałę w kierunku swojego ruchu niczym harmonijka — poruszają się najszybciej i przenikają zarówno przez skały, jak i przez ciekłe jądro zewnętrzne Ziemi. To nie zatrzymanie fal P, lecz ich silne załamanie na granicy jądra zewnętrznego, w połączeniu z faktem, że fale S nie przechodzą przez ciecze, stało się kluczowym dowodem na istnienie ciekłej strefy w centrum planety. Fale S (ang. secondary) — poprzeczne, wprawiające skałę w drgania prostopadłe do kierunku ruchu — są wolniejsze i nie przenikają przez ciecze. Są jednak groźniejsze dla budowli, bo poruszają grunt w sposób, który niszczy fundamenty.

Oprócz fal bryłowych istnieją fale powierzchniowe, przemieszczające się wzdłuż powierzchni Ziemi — wolniejsze, ale zdolne do przeniesienia ogromnych ilości energii na duże odległości. To właśnie one odpowiadają za najbardziej długotrwałe, kołyszące drgania podczas silnych trzęsień i za tzw. wolne oscylacje Ziemi — gdy po wyjątkowo silnym wstrząsie cała planeta drga jak dzwon przez wiele dni. Zjawisko to zaobserwowano wyraźnie po trzęsieniu w Valdivia w 1960 roku.

Globalna Sieć Sejsmografów (GSN), licząca około 150 szerokopasmowych stacji rozmieszczonych na całej Ziemi, nie tylko śledzi trzęsienia w czasie rzeczywistym, ale też dostarcza danych do tomografii sejsmicznej: trójwymiarowego obrazowania wnętrza planety przez analizę odchyleń prędkości fal. Dzięki tej technice wiemy, gdzie dokładnie przebiega granica jądro-płaszcz, gdzie w górnym płaszczu kryją się strefy podwyższonej temperatury i gdzie subdukcyjne płyty schodzą głęboko w głąb Ziemi.

Systemy wczesnego ostrzegania: liczy się każda sekunda

Trzęsień ziemi nie potrafimy przewidzieć w klasycznym sensie — nikt nie jest w stanie powiedzieć: „jutro o 14:37 w tym miejscu uderzy wstrząs magnitudy 7,5″. Potrafimy jednak czegoś innego: ostrzec przed nadchodzącym drżeniem na kilka do kilkudziesięciu sekund naprzód. Ta pozornie skromna zdolność może uratować tysiące istnień.

Klucz leży w różnicy prędkości między falami P a falami S. Fale P — mniej niszczące — przemieszczają się z prędkością około 6–8 km/s. Fale S i fale powierzchniowe — zwykle bardziej niszczycielskie — są wolniejsze, około 3–4 km/s. Systemy wczesnego ostrzegania wykrywają fale P w ciągu sekund od wstrząsu, błyskawicznie obliczają magnitudę i lokalizację, i wysyłają alert do obszarów, w których fale S jeszcze nie dotarły.

Japonia uruchomiła narodowy system wczesnego ostrzegania przed trzęsieniami ziemi w grudniu 2007 roku. Opiera się on na bardzo gęstej sieci instrumentów sejsmicznych rozmieszczonych w całym kraju. Podczas trzęsienia Tōhoku w 2011 roku system zapewnił Tokio do 15 sekund ostrzeżenia — wystarczająco, by metro zatrzymało pociągi, fabryki wyłączyły linie montażowe i miliony mieszkańców przyjęło pozycję ochronną. Alerty dotarły przez telewizję, radio, aplikacje mobilne i głośniki uliczne — cały kraj przeszedł przez trening możliwy tylko dlatego, że przez dekady systematycznie ćwiczono procedury.

W Stanach Zjednoczonych działa system ShakeAlert, pokrywający Zachodnie Wybrzeże. System korzysta z gęstej sieci stacji sejsmicznych oraz danych geodezyjnych w Kalifornii, Oregonie i Waszyngtonie. ShakeAlert dostarcza alerty przez aplikacje mobilne, systemy radiowego nadawania awaryjnego i partnerów instytucjonalnych.

Systemy wczesnego ostrzegania działają operacyjnie w kilku krajach, m.in. w Japonii, Meksyku, Chinach, Tajwanie, Rumunii, Turcji i we Włoszech. Ich skuteczność zależy od gęstości sieci stacji, odległości od epicentrum i jakości algorytmów. Im bliżej epicentrum się jest, tym mniej sekund ostrzeżenia — w samym epicentrum czas wynosi zero. Ale już 50 km od epicentrum można zyskać od kilku do kilkunastu sekund, co w praktyce może wystarczyć na zatrzymanie pociągów, wyłączenie maszyn lub przyjęcie pozycji ochronnej.

Trzęsienia indukowane: kiedy człowiek budzi Ziemię

Nie wszystkie trzęsienia ziemi mają naturalne przyczyny. Rosnącą grupę stanowią tzw. trzęsienia indukowane — wstrząsy wywołane lub wyzwolone działalnością człowieka. W Oklahomie w latach 2009–2015 eksplozja liczby trzęsień ziemi była ściśle powiązana z masowym wtłaczaniem do ziemi wód odpadowych z wydobycia ropy naftowej i gazu. Gdy regulatorzy nakazali ograniczenie iniekcji i cementowanie niektórych szybów, liczba wstrząsów wyraźnie spadła.

Mechanizm jest następujący: gdy woda (lub inne płyny) są wtłaczane pod wysokim ciśnieniem w głąb ziemi, zwiększają ciśnienie porowe w skałach. To ciśnienie działa jak smar wzdłuż istniejących uskoków — zmniejsza efektywne naprężenie normalne, przez co uskoki, które były zablokowane naprężeniami, nagle mogą się ześlizgnąć. Skała nie musi być naprężona przez siły tektoniczne do granic wytrzymałości — wystarczy lekkie zwiększenie ciśnienia płynu, by uruchomić wstrząs, który i tak był bliski wystąpienia.

Podobny problem pojawia się przy głębokich wierceniach geotermalnych, napełnianiu wielkich zbiorników zaporowych (ogromna masa wody zmienia naprężenia w podłożu) i — teoretycznie — przy sekwestracji dwutlenku węgla pod ziemią, co jest omawiane jako metoda walki ze zmianami klimatycznymi. Zrozumienie trzęsień indukowanych stało się więc nie tylko akademickim problemem geofizycznym, ale palącą kwestią polityki energetycznej i bezpieczeństwa publicznego.

Granice przewidywalności: dlaczego trzęsień ziemi nie da się przepowiedzieć

Historia nauki pełna jest prób prognozowania trzęsień ziemi i pełna rozczarowań. Chiński rząd ogłosił sukces w 1975 roku, gdy ostrzeżono przed trzęsieniem w Haicheng i przeprowadzono ewakuację — rzeczywiście wstrząs nadszedł i ofiar było stosunkowo niewiele. Rok później, w tym samym kraju, bez żadnego ostrzeżenia uderzyło trzęsienie w Tangshan magnitudy 7,8, zabijając szacunkowo 240 000 ludzi. Trzęsienie w Kobe w 1995 roku — w jednym z najlepiej monitorowanych krajów świata — również przyszło bez ostrzeżenia.

Według USGS przewidzenie trzęsień ziemi jest niemożliwe i prawdopodobnie pozostanie niemożliwe w dającej się przewidzieć przyszłości. Na każdym konkretnym uskoku naukowcy wiedzą, że kolejne trzęsienie nastąpi kiedyś w przyszłości, ale nie potrafią powiedzieć kiedy.

Dlaczego? Przyczyn jest kilka. Po pierwsze, strefy uskokowe są złożonymi, nieliniowymi systemami. Mały wstrząs może być foreshockiem (wstępnym wstrząsem przed głównym), może być samodzielnym zdarzeniem albo aftershockiem po wstrząsie, który nastąpił kilkadziesiąt lat wcześniej — i nie ma sposobu, by to z góry odróżnić. Po drugie, krytyczne procesy zachodzą głęboko w ziemi, poza zasięgiem bezpośredniej obserwacji. Po trzecie, zachowanie uskoku zależy od ogromnej liczby lokalnych zmiennych — geometrii, składu mineralogicznego, obecności wody, historii naprężeń — których pełny obraz jest poza naszym zasięgiem.

Nauka zamiast przewidywania oferuje dziś prognozowanie probabilistyczne: ocenę prawdopodobieństwa wystąpienia trzęsienia o danej magnitudzie w danym regionie w określonym horyzoncie czasowym. To bardziej przypomina prognozę pogody niż przepowiednię — mówi o ryzyku, nie o pewności. Takie podejście ma swoje praktyczne zastosowanie: mapy zagrożenia sejsmicznego wskazują, gdzie budować mocniej, gdzie instalować gęstszą sieć stacji monitoringu i gdzie planować ćwiczenia ewakuacyjne.

Przyszłość sejsmologii: światłowody, sztuczna inteligencja i uczenie na katastrofach

Sejsmologia XXI wieku przechodzi przez technologiczną rewolucję zbliżoną do tej, która dotknęła wulkanologię. Technika DAS (Distributed Acoustic Sensing) — zamiana istniejących kabli światłowodowych w gęste sieci tysięcy wirtualnych sejsmometrów — obiecuje dramatyczne zwiększenie gęstości sieci monitoringu tam, gdzie tradycyjne stacje są zbyt drogie lub niedostępne. Algorytmy uczenia maszynowego analizują terabajty danych sejsmicznych, wykrywając wzorce niedostrzegalne dla ludzkiego oka — od mikrodrżeń poprzedzających wielkie wstrząsy po subtelne sygnały powolnego poślizgu asejsmicznego, który może transferować naprężenia na sąsiednie segmenty uskoku.

Uczenie maszynowe rewolucjonizuje sejsmologię na wszystkich poziomach: od tworzenia katalogów trzęsień ziemi przez wykrywanie mechanizmów ogniskowych, po prognozowanie ruchów gruntu. Kluczową rolę odgrywa możliwość przetwarzania ogromnych zbiorów danych sejsmicznych, co wcześniej było barierą obliczeniową.

Trzęsienie w Kahramanmaraş w 2023 roku pokazało jednak coś równie ważnego jak technologia: jakość i egzekwowanie przepisów budowlanych ratuje więcej istnień niż najdoskonalsze systemy wczesnego ostrzegania. Japonia i Chile — kraje, które przeżyły katastrofy i wyciągnęły z nich wnioski — budują z poszanowaniem zasad sejsmicznej odporności i dlatego nawet w obliczu potężnych wstrząsów ocalają więcej ludzi niż kraje, gdzie prawa budowlane są martwą literą.

Trzęsienia ziemi są nieuchronne. Są wpisane w naturę aktywnej planety, na której żyjemy — planety, która buduje góry, otwiera oceany i rzeźbi lądy właśnie przez te same procesy, które co jakiś czas drżą pod naszymi stopami. Nauka nie potrafi ich zatrzymać ani ich przewidzieć z dokładnością co do dnia i godziny. Potrafi jednak coraz lepiej je mierzyć, lokalizować, rozumieć ich mechanizmy i — przez systemy wczesnego ostrzegania oraz mądre budownictwo — zmieniać katastrofy w tragedie, które da się ograniczyć. To wystarczy, żeby warto było kontynuować badania.