Zemětřesení

Zemětřesení vznikají na kontaktu vzájemně se pohybujících horninových bloků. Vyskytují se hlavně na existujících zlomech (tzv. seismicky aktivní zóny), nejvíce podél rozhraní litosférických desek, která jsou "poseta" seismicky aktivními středisky (obr. 12). Zde je zemětřesení způsobeno posunováním dvou bloků po sobě navzájem, i když ne celých bloků, ale pouze rychlou deformací části z nich.

Obr. 12: Ohniska zemětřesení. Z obrázku jsou patrné hranice litosférických desek, kde je seismická aktivita nejvyšší.

Pokud by se bloky pohybovaly volně, bez tření, k zemětřesní by nedocházelo. Avšak zlomy jsou drsné a může dojít k jejich vzájemnému „zaklesnutí“. V místě zaklesnutí se bloky přestanou pohybovat a část bloků se deformuje. Kinetická energie se přeměňuje v energii deformace a hromadí se až do té chvíle, kdy je „zaklesnutí“ překonáno a dojde k jejímu rychlému uvolnění. Část energie se spotřebuje na posun na místo, které by odpovídalo pohybu bez zaklesnutí. Zároveň vzniká na zlomu trhlina. Část energie se uvolňuje prostřednictvím vyzáření seismických vln  z trhliny do obou bloků.

Trhlina nevzniká naráz, ale šíří se po zlomu z hypocentra rychlostí několik km/s do různých směrů. Bod, který leží  na povrchu nad hypocentrem, se nazývá epicentrum. Úhlová vzdálenost mezi epicentrem a seismickou stanicí je epicentrální vzdálenosti. V hypocentru je trhlina největší, postupně ubývá, až zaniká. Proces vzniku a šíření trhlin  jsme schopni studovat  velmi detailně díky světové síti stanic, záznamu silných pohybů půdy nebo geodetickým měřením.

Často dochází k vícenásobnému zemětřesení, kdy rychlé posunutí na zlomu probíhá přerušovaně - nejprve dojde k uvolnění jednoho „zaklesnutého“ úseku a v zápětí dalšího. Může se stát, že některé úseky neprasknou. Pokud jsou bloky v takovýchto místech stále zaklesnuté, k jejich uvolnění může dojít až mnohem později (výjimečně až několik měsíců či dokonce let po hlavním otřesu), dochází k dotřesům. V některých úsecích aktivního zlomu jsou oblasti seismického klidu, místa kde se dlouho nevyskytla žádná zemětřesní, ačkoli jsou indikovány rychlé deformace bloku. Takováto místa mohou být ohniskem pozdějších silných zemětřesení, a proto je jim věnována zvýšená pozornost.

Existuje několik způsobů klasifikace zemětřesení. Moderní mírou velikosti zemětřesní je seismický moment M_o.Je definován jako M_o= μAu, kde μ je modul torze na zlomu, A  plocha zlomu a u  průměrná velikost nespojitosti posunutí na zlomu. U největších zemětřesení je M_o > 10²¹Nm.

Velikost zemětřesení se klasicky měří také pomocí magnituda M. Je to vlastně maximální rychlost posunutí v místě pozorování korigovaná podle vzdálenosti od epicentra – tedy magnitudo je odhad maximální rychlosti posunutí v ohnisku. Nevýhodou této stupnice je tzv. saturace – dvě zemětřesení se stejnou rychlostí v ohnisku, ale různou zlomovou plochou (a tedy různými ničivými účinky) mají stejná magnituda.

Tabulka č.1: Klasifikace zemětřesení. Převzato z http://cs.wikipedia.org/wiki.

Energii uvolněnou při zemětřesení lze určit z empiricky nalezeného vzorce log E= 5,24 + 1,44 M. (Při velkém zemětřesení o magnitudu M = 8 se tedy uvolní energie přibližně 19 MJ ). Člověk v blízkosti ohniska je schopen zaznamenat zemětřesení o magnitudu větším než 2,5-3.

Velikost zemětřesení lze hodnotit také vzhledem k jeho účinkům na lidi, předměty, stavby a přírodní prostředí. Pak používáme 12ti-stupňovou stupnici makroseismické intenzity.

Seismické vlny jsou registrovány seismografy na síti seismických stanic po celé zeměkouli. Záznamy se nazývají seismogramy. Pro lokalizaci zemětřesení stačí znát záznamy tří seismických stanic. Ze záznamu jediné stanice lze určit vzdálenost ohniska podle hodochron. Složitou analýzou seismogramů pak lze určit prostorovou orientaci zlomové plochy a převládající směr posunutí na ní.

Ačkoli se naše znalosti o mechanismu vzniku zemětřesení stále rozšiřují, nejsme schopní zemětřesení předpovídat. Dokážeme ale často omezit jeho ničivé účiny na lidi a stavby. Stupeň ohrožení staveb při zemětřesení závisí mimo jiné na místních geologických podmínkách (výskyt vrstev sedimentů, tvar zemského povrchu), nebo vlastní frekvenci staveb, stavebním materiálu atd. Účinek zemětřesení tak může být zesílen v sedimentech pod zemským povrchem a zároveň může mít stavba nevhodnou vlastní frekvenci (dochází k rezonanci). K hlavním praktickým úkolům seismologie tedy patří studium zemětřesného ohrožení - vyhodnocení předpokládaných pohybů půdy při zemětřesení v dané oblasti a odhad jeho účinků na stavby. Pak lze vybrat relativně „bezpečné“ lokality pro důležité stavby (přehrady, jaderné elektrárny) a v oblastech ohrožených zemětřesením projektovat stavby tak, aby účinky předpokládaných zemětřesení na ně byly co nejmenší.

Seismické vlny

Část energie uvolněné při zemětřesení se šíří zemským nitrem ve formě elastických vln. Jejich rychlost závisí na látkovém složení zemského nitra, hustotě, modulu torze, Laméových elastických parametrech, ale také na tlaku, teplotě a hloubce. S rostoucí teplotou klesají, s rostoucím tlakem naopak rostou. V zemském nitru převažuje vliv tlaku nad vlivem teploty, a tak seismické rychlosti s hloubkou obecně rostou (s výjimkou kanálů nízkých rychlostí). Zároveň se mění i laterálně (asi o 1-5 %). K výrazným nárůstům či poklesům dochází na chemických či fyzikálních rozhraních (diskontinuitách).  Nejvýraznější je Mohovičicovo rozhraní mezi kůrou a pláštěm a rozhraní plášť – jádro.

Zemským tělesem se šíří vlny prostorové a povrchové. Prostorové vlny jsou dvojího typu – podélné a příčné. U vln podélných dochází ke kmitání ve směru šíření vlny. Šíří se rychleji než vlny příčné a v malých epicentrálních vzdálenostech přicházejí jako první – odtud jejich označení P – z anglického „primary“. V případě vln příčných dochází ke kmitání v rovině kolmé na směr šíření. Rychlost šíření příčných vln je menší než rychlost vln podélných a v malých epicentrálních vzdálenostech jsou na seismogramu druhé – značíme je tedy S („secondary“).

Na rozhraních se vlny lámou, odrážejí, transformují (příčné na podélné a naopak), či ohýbají. V zemském nitru existuje mnoho takových rozhraní, takže máme celou řadu různých typů vln - seismických fází (obr. 13).

Obr. 13: Druhy podélných vln prošlých zemským nitrem. Vlny, které projdou pouze pláštěm značíme P, vlny odražené od jádra PcP, prošlé jádrem PKP, odražené od vnitřního jádra PKiKP a jím prošlé PKIKP. Počet jednotlivých písmen značí, kolikrát vlna danou oblastí prošla, ať již jako odražená, nebo znovu vstupující do toho prostředí.

V seismologii (pro studium stavby nitra i lokalizace zemětřesení) hrají důležitou roli tzv. hodochrony – křivky závislosti času příchodu jednotlivých fází na epicentrální vzdálenosti (obr. 14).

Obr. 14: Hodochrony. Závislost času příchodu jednotlivých seismických fází na epicentrální vzdálenosti Δ.

Povrchové vlny jsou vázány pouze na zemský povrch a šíří se podél něj. Amplitudy směrem do hloubky ubývají s rostoucí frekvencí. Povrchové vlny se formují interferencí z prostorových vln v důsledku existence zemského povrchu. Vykazují  závislost rychlosti šíření na frekvenci (disperzi). Jsou také dvojího typu: Loveovy vlny, kdy prostředí kmitá v horizontální rovině kolmo na směr šíření a Rayleighovy vlny polarizované elipticky podobně jako vlny na vodě, (horizontální a vertikální kmity v rovině šíření).