Zemetrasenie

z Wikipédie, slobodnej encyklopédie
Prejsť na: navigácia, hľadanie
Výskyt zemetrasení na svete s farebným odlíšením hĺbky ohniska

Zemetrasenie je vonkajší prejav náhleho uvoľnenia nahromadenej mechanickej energie v litosfére (v kôre a vo vrchnom plášti). Vyše 90 % zemetrasení je spôsobených tektonickými pohybmi Zeme, zvyšok pripadá na vulkanizmus, zrútenie veľkých podzemných dutín (napr. stropov jaskýň) alebo skalných masívov, ako aj na činnosť človeka (banská činnosť, explózie, atď...).

Zemetrasenia sa zaznamenávajú seizmometrami umiestnenými v tzv. seizmologických staniciach. Ročne je takto zaznamenaných na Zemi niekoľko miliónov zemetrasení, no len nepatrná časť z nich (približne 30 000) má aj účinky, postrehnuteľné zmyslami človeka.

Rozdelenie[upraviť | upraviť zdroj]

  • Podľa pôvodu[1]
    • tektonické zemetrasenia - sú spôsobené nevratným posunom horninových blokov na tektonickom zlome a následným vyžiarením seizmických vĺn, pričom dochádza k odstráneniu (či už úplnému, alebo len čiastočnému) napätia a deformácie, ktoré bolo nahromadené na zlome a v jeho okolí
    • vulkanické zemetrasenia - sú bezprostredne späté s vulkanizmom, konkrétne s hromadením a pohybom magmy v magmatickom rezervoári, ako aj pri jej výstupe sopečným komínom do krátera
    • závalové zemetrasenia - sú spôsobené zrútením stropov jaskýň, masívnymi zosuvmi a pod.
    • antropogénne zemetrasenia - sú spôsobené ľudskou činnosťou, patria sem zemetrasenia spôsobené explóziami (výbuchy jadrových zbraní), naplnením väčších priehradných nádrží a pod.
  • Podľa hĺbky
    • plytké (do 70 km) - takýchto zemetrasení je cez 85 % z celkového počtu
    • stredne hlboké (70 až 300 km) - 12 %
    • hlboké (300 až 700 km) - 9 %

Výskyt zemetrasení[upraviť | upraviť zdroj]

Benioffova zóna

Zemetrasenia tektonického pôvodu sa vyskytujú v miestach s poruchami zemskej kôry (nazývaných aj zlomy alebo dislokácie), kde dochádza k pohybu jednotlivých horninových blokov. Veľká väčšina takýchto zlomov je umiestnená na okrajoch tektonických platní, kde dochádza k ich interakcii s inými platňami.

Viac ako 75 % tektonických zemetrasení sa odohrá v pásme, ohraničujúcom Pacifik, tzv. Ohnivom kruhu. Ďalších 15-20 % v zóne, tiahnúcej sa od Azor cez Severnú Afriku, Stredozemné more, Apeninský polostrov, Alpy, Dináre, Turecko, Irán a Himaláje, teda podstate v zóne Alpsko-himalájskeho vrásnenia. Ostatné tektonické zemetrasenia pripadajú na tektoniku stredooceánskych chrbtov a vnútroplatňové zemetrasenia.

Masívny výskyt zemetrasení v konvergentných, divergentných a transformných okrajoch tektonických platní je jedným z faktorov podporujúcich teóriu platňovej tektoniky. Jednotlivé typy okrajov a ich interakcie produkujú charakteristické zemetrasenia (napr. zemetrasenia transformých okrajov majú ohniskovú hĺbku približne 100 km, v prípade konvergentných okrajov je charakteristický výskyt hlbších zemetrasení, lemujúcich poklesávajúcu platňu - tzv. benioffova zóna).

Indukovaná seizmicita[upraviť | upraviť zdroj]

Aj keď väčšina zemetrasení vzniká v dôsledku prirodzeného pohybu tektonických platní, môže vznik zemetrasení ovplyvňovať aj ľudská aktivita. Medzi štyri najbežnejšie príčiny patria: naplnenie veľkých (najmä hlbokých) vodných diel, injektáž väčšieho objemu kvapalín do vrtov, podpovrchová ťažba nerastných surovín, hlavne pri ťažbe pomocou pomocných pilierov alebo pri ťažbe ropy.[2]

Indukovaná seizmicita, ako je označovaná skupina otrasov zemskej kôry spôsobená ľudskou činnosťou je najčastejšie vyvolávaná napĺňaním vodných diel, hlavne priehrad s výškou vodného stĺpca presahujúcou 100 m[2]. Známe je napríklad z priehrady Kojna v Indii (10. december 1967). Vtláčaním tekutých látok do zemskej kôry je možné tiež dosiahnuť zvýšenie seizmickej aktivity. Takéto prípady sú známe napr. z oblasti Bazileja v Švajčiarsku, kde bola do granitového masívu vháňaná voda, ktorá mala spôsobiť jeho väčšie rozpukanie a po svojom zohriatí vo väčšej hĺbke zároveň následne slúžiť ako zdroj energie[3]. Vznik umelých zemetrasení môže pri väčšej zmene hydraulických pomerov zapríčiniť aj zvýšená náchylnosť hornín na prienik vody do vnútra masívu a prítomnosť zlomov[2].

Seizmicita spôsobená ťažbou nerastných surovín je spôsobená prerozdeľovaním napätí odstránenia hornín, či už v podzemných alebo povrchových ťažobných priestoroch. Zemetrasenia tohto typu sú pomerne slabé (maximálne magnitúdo 2-4,6), a plytké. Tieto zemetrasenia môžu byť potenciálne nebezpečné, väčšina z nich má však príliš malú intenzitu. Seizmicitu môžu zvyšovať aj ďalšie ťažobné zásahy ako odčerpávanie ropy alebo plynu z podložných hornín. Tieto zemetrasenia môžu v extrémnych prípadoch spôsobovať škody na majetku. Indukovaná seizmicita pri ťažbe ropy a plynu je sledovaná preto sledovaná, v niektorých oblastiach je potrebné vháňať namiesto vyťažených surovín do horninového prostredia späť vodu[4].

Mechanizmus zemetrasenia[upraviť | upraviť zdroj]

Bližšie informácie v hlavnom článku: Zlom (geológia)
Schéma mechanizmu pohybov horninových blokov na zlomovej zóne (zjednodušene)
A. Násun
B. Pokles
C. Smerný posun.

Väčšina zemetrasení sa vyskytuje na aktívnych zlomoch. Zlom predstavuje oslabenú zónu medzi dvoma blokmi hornín, tvorenú dynamicky metamorfovanými horninami (mylonitmi, tektonitmipseudotachylitmi). Hrúbka zlomu je len niekoľko metrov, v porovnaní s jeho dĺžkou (až niekoľko sto kilometrov) je zanedbateľná. Zlomy sa vyskytujú na okrajoch litosférických platní, ale aj v ich vnútri. Niektoré vystupujú na povrch Zeme, no väčšina sa nachádza pod povrchom.

Jednotlivé horninové bloky sa pohybujú pozdĺž zlomu rôznymi rýchlosťami (rýchlosť pohybu je od niekoľko milimetrov až po centimetre za rok, smer pohybu je protismerný, prípadne rovnobežný s rozdielnymi rýchlosťami jednotlivých blokov). Ak dôjde k ich zakliesneniu (v dôsledku zložiek síl kolmých na zlom, trenia a nerovností povrchov blokov), kinetická energia pohybu sa mení na potenciálnu a dochádza k deformácii zakliesnenej časti a jej okolia, pretože zvyšok bloku sa naďalej pohybuje. Na tento mechanizmus sa prišlo pri meraní mechanického napätia okolo zlomu. Pred zemetrasením boli horniny v blízkosti zlomu napäté a rôzne poohýbané. Po zemetrasení ich ohyb zanikol, z čoho možno usudzovať, že uvoľnenie tejto energie zodpovedá samotnému zemetraseniu.[5] Trecie sily môžu byť oslabované silikagélom, ktorý vzniká reakciou oxidu kremičitého s vodou a pôsobí ako mazivo. Platí všeobecný vzťah, že so zvyšovaním obsahu SiO2 v hornine (horniny ako granit a gabro) klesá trenie v horninových blokoch.

Proces kumulácie potenciálnej energie je pomalý, trvá niekoľko desiatok (stoviek) rokov, pričom dochádza k fyzikálnym a chemickým zmenám na zlomovej ploche. Faktorom, ktorý hrá dôležitú úlohu pri spúšťaní zemetrasenia je voda. Jej uvoľňovaním (napr. dehydratáciou serpentinitu) a následným tlakovým nasýtením zakliesnenej časti v nej vytvára mikrotrhliny. Nárast počtu mikrotrhlín má za následok prekročenie medze pevnosti horniny a vzniká trhlina.

Zakliesnuté bloky sa nevratne posunú do novej polohy a vyžiaria sa seizmické vlny, ktoré generuje celá porušená oblasť (trhlina, ohnisko zemetrasenia). Miesto výskytu trhliny sa nazýva hypocentrum a kolmý priemet hypocentra na povrch Zeme je epicentrum zemetrasenia. Jednotlivé horninové bloky sa po uvoľnení napätia nemusia dostať do polôh, kde by boli, keby nedošlo k zakliesneniu. Rozdiel medzi vzdialenosťou bodov pred a po zemetrasení sa nazýva diskontinuita v posunutí. Jej veľkosť je rádovo v metroch, pri najväčších zemetraseniach približne 10 m. Rýchlosť posunu bloku sa nazýva rýchlosť posunutia a čas, po ktorý sa tento posun odohral je nábehový čas.

Z hypocentra sa trhlina šíri po deformovanej zlomovej ploche všetkými smermi, kým nenarazí na voľný povrch, alebo na miesta s deformáciou nepostačujúcou na šírenie trhliny. Miesta, kde sa šírenie trhliny zastaví, môžu energiu akumulovať a stať sa miestom menších zemetrasení, tzv. dotrasov. Predtrasy sú naopak menšie zemetrasenia, ktoré predchádzajú hlavnému otrasu. Ich vznik je pripisovaný existencii miest s veľmi veľkým napätím, ktorého uvoľnenie sa nerozšíri na celú zlomovú plochu. Ak je zlom nehomogénny a neudrží kumuláciu napätia, dochádza k zemetrasným rojom - sérii slabších zemetrasení v relatívne krátkom čase (týždne až mesiace). Viacnásobné zemetrasenie nastáva, ak v krátkom časovom slede (sekundy až minúty) dôjde na zlome k sérii izolovaných zemetrasení.

Zemetrasenie nie je jedinou udalosťou na zlome - je len epizódou tektonického vývoja oblasti. Po uvoľnení nahromadenej energie (predtrasmi, hlavným zemetrasením a dotrasmi) sa celý cyklus opakuje. Hypocentrum a porušená časť zlomovej plochy však spravidla nebýva zhodná s predchádzajúcim zemetrasením.

Seizmické vlny[upraviť | upraviť zdroj]

Šírenie priestorových zemetrasných vĺn zemským telesom
Bližšie informácie v hlavnom článku: Seizmická vlna

Seizmické vlny sú elastické vlny šíriace sa v zemskom telese, ktoré sú vyžarované v dôsledku šírenia sa trhliny na zlome. Sú jedným z prejavov zemetrasenia a pripadá na ne asi 30 % celkovej uvoľnenej energie (zvyšok sa spotrebuje posunom blokov, premenou energie na teplo a procesmi drvenia a premeny hornín). Okrem zemetrasenia ich môžu generovať aj fázové prechody v zemskom vnútri, dopady meteoritov, svahové zosuvy, ako aj ľudská činnosť (doprava, štarty rakiet, výbuchy a pod.). Výskum šírenia seizmických vĺn ma význam pre poznanie mechanizmu zemetrasenia a účinkov zemetrasení. Výskum priestorových vĺn poskytuje informácie o zemskom vnútre (seizmický model Zeme je najpresnejší).

Dva základné typy seizmických sú povrchové a objemové seizmické vlny. Povrchové vlny sa šíria len v blízkosti zemského povrchu (majú amplitúdy nenulové len do určitej hĺbky, táto hĺbka závisí od periódy - napr. dlhoperiodické povrchové seizmické vlny s periódou okolo 200 s zasahujú do vrchného plášťa). Rozdeľujú sa na Raileighove a Loveove. Priestorové vlny sa môžu šíriť objemom zemského telesa a rozdeľujú sa na primárne (alebo P-vlny, pozdĺžne vlny), ktoré sa šíria celým telesom Zeme a sekundárne (S-vlny, priečne vlny), ktoré neprechádzajú tekutým vonkajším jadrom Zeme[6].

Ako sa seizmické vlny šíria telesom (resp. po povrchu) Zeme, dochádza k ich postupnému tlmeniu, t. j. premene mechnickej energie na iné formy a tým k postupnému zmenšovaniu ich amplitúdy počas šírenia. Je to dôsledok druhého termodynamického zákona, z ktorého vyplýva, že mechanická energia sa postupne mení na teplo.

Fokálny mechanizmus[upraviť | upraviť zdroj]

(a) Diagram znázorňujúci smer pohybu častíc pri iniciálnom pohybe na východo-západne orientovanom zlome (b) Zobrazenie tenzných (T) a kompresných (C) sektorov na loptovom diagrame. Bez poznatku o tom, kde sa nachádza zlom (znázornený na obr. (a)) by nebolo možné určiť či došlo k pohybu na V-Z alebo S-J orientovanom zlome, ktoré by teoreticky mohli generovať totožne orientované seizmické vlny.

Pre seizmológov je dôležité poznať pri zemetrasení smer pohybu oboch blokov, ako aj orientáciu zlomovej plochy. Tieto parametre sa označujú ako fokálny mechanizmus[7]. Pomocou fokálneho mechanizmu zemetrasenia možno popísať neelastickú deformáciu v oblasti, kde zemetrasenie vzniklo. Fokálny mechanizmus býva znázorňovaný na tzv. loptových diagramoch. Tieto diagramy možno získať tak, že kolmo na hypocentrum zemetrasenia a zároveň kolmo na smer pohybu blokov - zlom, je preložená myslená rovina, ktorá rozdelí priestor na 4 kvadranty. Tieto kvadranty vymedzia dve protiľahlé oblasti, v ktorých dochádza ku kompresii a dve oblasti, kde dochádza k extenzii[8]. Na zistenie, v ktorej oblasti prebieha tenzia a kde kompresia, je potrebné poznať niektoré informácie zo seizmogramov ale aj geológiu oblasti, hlavne orientáciu zlomu, na ktorom došlo k pohybom. Oblasti, kde bol ako prvý zaznamenaný nástup P-vĺn v kladnom zmysle (hore) sa nachádzajú v kompresnom sektore, naopak ak bol nástup vlny záporný (dole) jedná sa o dilatačný segment[9].

Diagramy fokálnych mechanizmov pre rôzne orientované zlomy

Energia zemetrasenia a jeho veľkosť[upraviť | upraviť zdroj]

Energiu uvoľnenú zemetrasením, resp. tú jej časť, ktorá sa vyžiari seizmickými vlnami zaznamenávajú seizmometre na seizmogramy. Účinky na ľudí a stavby merajú makroseizmické stupnice intenzity a na odhad veľkosti uvoľnenej energie sa používa magnitúdo a seizmické momenty.

Makroseizmické účinky zemetrasenia[upraviť | upraviť zdroj]

Budova poškodená zemetrasením v Číne v roku 2008

Makroseizmické účinky zemetrasenia sú tie účinky zemetrasenia, ktoré sa prejavujú na prírode, stavbách a ľuďoch na určitej lokalite. Sú definované tzv. makroseizmickou intenzitou, ktorá je určovaná stupňami makroseizmickej stupnice. Jeden stupeň takejto stupnice je charakterizovaný súborom pozorovateľných príznakov. Napríklad stupeň tri v Mercalliho stupnici je charakterizovaný slabými otrasmi, ktoré môžu pocítiť ľudia na vyšších poschodiach budov, prípadne rozkývu visiace predmety (lustre a pod.), kým dvanásty, posledný stupeň tejto stupnice je charakterizovaný deštrukciou všetkých stavieb, zdvíhaním, príp. poklesmi povrchu Zeme, vznikom trhlín.

V súčasnosti sa používajú 12-stupňové stupnice (MCS, MM, EMS-98, MKS) a sedemstupňové (JMA). V Japonsku sa používa japonská intenzitná stupnica (JMA), v Taliansku Mercalli-Cancani-Siebergova stupnica (MKS), v Grécku a USA modifikovaná Mercalliho stupnica (MM) a na Slovensku a v ostatných európskych štátoch makroseizmická stupnica EMS-98 (EMS-98).

Magnitúdo[upraviť | upraviť zdroj]

Definovanie sily zemetrasenia pomocou stupníc je dosť subjektívne, preto sa na exaktné meranie sily zaviedlo magnitúdo, ktoré je funkciou dekadického logaritmu amplitúdy vlny (zjednodušene). Meranie sily zemetrasenia pomocou magnitúda navrhol prvýkrát japonský seizmológ Kijoo Wadači v 30. rokoch 20. storočia a do praxe ju uviedli Charles Richter a Beno Gutenberg, ktorí v roku 1935 vypracovali metódu analyzovania seizmogramov pre zemetrasenia v južnej Kalifornii. Táto metóda meria tzv. lokálne magnitúdo (ML) ako dekadický logaritmus pomeru amplitúdy a periódy seizmickej vlny, verejnosti je známa ako Richterova stupnica. Richter sa pri názve inšpiroval hviezdnou magnitúdou. V súvislosti s Richterovou stupnicou treba zároveň poukázať na chybu, ktorej sa často dopúšťa laická verejnosť (hlavne médiá pri informovaní o sile určitého zemetrasenia) - a to na skutočnosť, že Richterova stupnica sa používa len na meranie sily zemetrasení v južnej Kalifornii, nie celosvetovo.

Ďalšie magnitúda, používané na odhad veľkosti uvoľnenej energie, vypočítavané zo záznamov jedného druhu seizmických vĺn sú magnitúdo z objemových vĺn (mb) a magnitúdo z povrchových vĺn (MS). Všeobecný vzorec pre tieto tri magnitúda je:

M = \log\left(\frac{A}{T}\right) + f(\Delta,h) + C_\mathrm{S} + C_\mathrm{R}\,\!

kde:

  • M je vypočítané magnitúdo
  • A je amplitúda fázy vlny (v \mum)
  • T perióda fázy (v sekundách)
  • f(Δ,h) je korekcia na epicentrálnu vzdialenosť a hĺbku hypocentra
  • CS je korekcia na geologické podmienky pod seizmickou stanicou
  • CR je korekcia na geologické podmienky v ohnisku

Obmedzenia lokálnych magnitúd[upraviť | upraviť zdroj]

Problémom vyššie uvedených magnitúd je ich nepresnosť (resp. nemerateľnosť momentu) pri veľkých zemetraseniach. Je to spôsobené tým, že amplitúda seizmickej vlny s vlnovou dĺžkou menšou ako rozmery poruchovej časti zlomu sa s plochou poruchy (teda aj so zväčšujúcou sa energiou) nezväčšuje. Túto chybu rieši momentové magnitúdo (MW), ktoré sa vypočítava nasledovne:

M_\mathrm{W} = \frac{2}{3} \log{M_\mathrm{0}} - 6,06\,\!

kde M0 je seizmický moment vyjadrený vzťahom:

M_\mathrm{0} = \mu A D\,\!
  • A je plocha porušenej časti zlomu
  • D je priemerná hodnota výslednej diskontinuity.

Energia zemetrasenia[upraviť | upraviť zdroj]

Na odhad energie, uvoľnenej vo forme seizmických vĺn sa používa približný empirický vzorec:

\log{E} = 4,8 + 1,5M_\mathrm{S}\,\!

Tento vzorec možno dobre využiť na porovnanie zemetrasení s magnitúdom x a x + 1. Energia zemetrasenia s magnitúdom x + 1 je väčšia 31,6 krát. Pri najväčšom známom zemetrasení v Čile v roku 1960 sa uvoľnilo (vo forme seizmických vĺn) miliónkrát viac energie, ako pri výbuchu atómovej bomby v Hirošime. Je to najväčšie jednorazovo uvoľnené množstvo energie pri krátkodobom fyzikálnom procese na Zemi.

Meranie zemetrasení[upraviť | upraviť zdroj]

Záznamová časť seizmogramu
Bližšie informácie v hlavnom článku: Seizmometer

Jediné záznamy o výskyte zemetrasenia predstavujú (ak nerátame ľudskými zmyslami pozorovateľné prejavy, tie však pre vyhodnotenie jeho intenzity nemajú žiaden význam) pre geofyzikov seizmogramy, ktoré sú zhotovované seizmometrami. Seizmometer je zariadenie, využívajúce princíp zotrvačnosti. Konštrukciu jednoduchého seizmometra tvorí pevne ukotvený rám, na ktorom je zavesené kyvadlo, potom zariadenie na prevod mechanického pohybu kyvadla na elektrický impulz a záznamové zariadenie. Po príchode seizmických vĺn dochádza k pohybu zeme a relatívnemu pohybu kyvadla voči rámu (prenesene voči zemi, kde je rám ukotvený).

Seizmické siete[upraviť | upraviť zdroj]

Seizmogram zaznamenáva vertikálne aj horizontálne pohyby (v smere sever-juh a východ-západ) a predstavuje úplnú informáciu o pohybe pôdy na určitom mieste v určitom časovom intervale. Čo však nie je možné z takéhoto záznamu zistiť, je správanie sa seizmických vĺn medzi ohniskom zemetrasenia a umiestnením seizmogramu. Na takéto účely sa používa sústava viacerých seizmometrov - tzv. seizmická sieť. Na lokalizáciu ohniska zemetrasenia sú potrebné záznamy z najmenej troch seizmometrov (seizmických staníc), pričom ohnisko zemetrasenia sa nachádza v priesečníku kružníc, ktorých stred je definovaný polohou seizmickej stanice a polomer vzdialenosťou ohniska od stanice.

Siete sa rozdeľujú na globálne, národné, regionálne a lokálne. Globálnu sieť seizmogramov predstavuje napr. Svetová sieť štandardných seizmografov (WWSSN), ktorá bola vybudovaná v 60. rokoch 20. storočia a pozostáva z viac ako 100 seizmických staníc v 60 krajinách sveta.

Národné siete sú zriaďované jednotlivými krajinami (niektoré už fungujú viac ako 100 rokov). Údaje národných sietí sa priebežne zasielajú a vyhodnocujú v medzinárodných centrách (napr. Medzinárodné seizmologické centrum v Newbury vo Veľkej Británii). Regionálne a lokálne siete (rozdiel je vo veľkosti monitorovanej plochy 100 km² regionálnej až po 1 km² lokálnej siete) slúžia na monitorovanie určitej oblasti (napr. okolia aktívneho zlomu, alebo dôležitých stavieb - elektrární, mostov, priehrad).

Účinky zemetrasenia[upraviť | upraviť zdroj]

Zničené budovy v tureckom Izmite v roku 1999

Otrasy zemského povrchu[upraviť | upraviť zdroj]

Pohyb pôdy na určitom mieste zemského povrchu je hlavným prejavom zemetrasenia, výsledkom týchto pohybov vo vzťahu k civilizácii je poškodenie budov a iných stavieb. Výška poškodenia závisí od niekoľkých faktorov - ohniska zemetrasenia, prostredia medzi ohniskom a danou lokalitou a od geologickej, príp. topografickej charakteristiky samotnej lokality. Pohyby pôdy najviac ovplyvňujú povrchové seizmické vlny (tzv. Rayleighove vlny).

Dôležitým faktorom, ktorý ovplyvňuje intenzitu prejavov zemetrasenia v určitej lokalite sú geologické pomery a topografia povrchu. Nepríjemným javom je lokálne zosilnenie seizmických vĺn prechodom cez vrstvy napr. nespevnených sedimentov (čo bolo príčinou katastrofického zemetrasenia, ktoré zasiahlo mexické hlavné mesto Mexiko City v roku 1985). Iné lokálne zosilnenia predstavujú napr. zosilnenie na vrchole kopca, prechod seizmických vĺn z tvrdších do mäkších hornín.

Vibrácie Zeme[upraviť | upraviť zdroj]

Veľké zemetrasenia (s magnitúdom Mw > 6,5) rozkmitajú teleso Zeme. Tento jav je známy ako EFO (z angl. Earth's free oscillation) a prvýkrát bol zdokumentovaný pri veľkom čilskom zemetrasení v roku 1960. Zemské teleso kmitá sféroidálne (podobne ako kmitá futbalová lopta po náraze), radiálne (rytmické zväčšovanie a zmenšovanie povrchu Zeme) a toroidálne (dochádza k strižným pohybom paralelným k povrchu Zeme).

Sekundárne účinky zemetrasení[upraviť | upraviť zdroj]

K sekundárnym prejavom zemetrasení patria cunami a rôzne zosuvy a závaly, skalné zrútenia, resp. zrútenia celých skalných a sutinových lavín, bahnotoky, vznik trhlín, alebo prepadov v pôde, ktoré môžu mať za následok ničivé požiare a záplavy spôsobené poškodením elektrického vedenia, resp. hrádzí, najmä v oblastiach, kde neboli stavby konštrukčne prispôsobené možným následkom zemetrasení. Príkladom môže byť zemetrasenie v San Franciscu roku 1906, kde najväčšie škody spôsobili požiare, ktoré v prevažne drevenom meste nastali po prerušení plynových potrubí. Správny výber bezpečných stavebných konštrukcií, ktorý by mal byť presne stanovený legislatívou, tak môže nebezpečenstvo sekundárnych efektov zemetrasení výrazne zredukovať.

Cunami[upraviť | upraviť zdroj]

Cunami v Thajsku v roku 2004
Bližšie informácie v hlavnom článku: Cunami

Termín cunami označuje jednu alebo niekoľko po sebe idúcich vĺn na hladine mora, ktoré vznikajú pri silnom podmorskom zemetrasení, podmorskom zosuve alebo dopade meteoritu do mora alebo jeho blízkosti. Energia cunami je konštantná a závisí od jej rýchlosti a štvorca (druhej mocniny) jej výšky. Keď vlna dorazí k pobrežiu, jej výška rastie a rýchlosť klesá. Vlnová dĺžka cunami je veľmi veľká, v rade stoviek kilometrov, čo určuje jej správania. Vlna s tak dlhou vlnovou dĺžkou sa správa aj na voľnom oceáne ako v plytkej vode. Pri pobreží sa ale vlna značne spomalí. Kým na hlbokom mori je cunami ťažko pozorovateľné (zvyčajne má výšku v jednotkách až desiatkach cm), pri pobreží nahromadená energia zdvíha vlnu až do výšky 30 m a viac. Vďaka veľmi dlhej vlnovej dĺžke na hlbokom mori môže cunami putovať tisíce kilometrov bez väčších strát energie. Najhoršie dôsledky zemetrasení v prímorských oblastiach spôsobujú práve vlny cunami. Cunami môže vzniknúť aj v dôsledku vzdialených zemetrasení, napr. zemetrasenia v Čile spôsobili cunami, ktoré zasiahli Havaj a Japonsko[10].

Ostatné sekundárne účinky zemetrasení[upraviť | upraviť zdroj]

Veľmi nebezpečnými následkami zemetrasení sú požiare. Nebezpečné sú najmä v oblastiach so sieťou plynových potrubí alebo v oblastiach s výstavbou drevených budov. Ich umocnenie spôsobuje narušenie vodovodných potrubí, ktoré sťažujú hasenie požiarov. Požiare zapríčinili najviac obetí pri zemetrasení v San Franciscu (1906), Tokiu (1923) alebo Kóbe (1995)[10].

Skvapalnenie piesku, siltu alebo ílov je ďalším z faktorov zvyšujúcich škody po zemetraseniach. Seizmické vlny môžu mať za následok tixotropiu niektorých nespevnených sedimentov, ktoré môžu skvapalnieť. K takýmto škodám došlo počas zemetrasenia v Messine na Sicílii v roku 1908, kde zahynulo vyše 100 tisíc ľudí[10]. Podobné následky mali zemetrasenia v Mexico City v roku 1985, kde došlo k znásobeniu zemetrasných vĺn 8 až 50 krát v dôsledku skvapalnenia jazerných sedimentov, na ktorých stálo mesto. Podobne boli znásobené následky zemetrasenia s magnitúdom 8,4 130 km od Anchorage, ktorého obytná výstavba bola založená na tixotropických Bootleggerských íloch[10].

Zosuvy, skalné zrútenia alebo prepadnutia podzemných priestorov (vrátane baní) sú tiež bežným javom súvisiacim so zemetraseniami, často sa prejavujú po hlavných otrasoch a dotrasoch. Veľmi nebezpečným sekundárnym efektom sú nákazlivé choroby a vystavenie obyvateľstva nepriazni počasia po tom, čo veľké množstvo ľudí stratí strechu nad hlavou alebo je poškodená dôležitá infraštruktúra v krajine. Choroby sa šíria nielen kvôli nižším štandardom hygieny pri prerušených vodovodných potrubiach, ale môžu byť tiež vážnym problémom najmä v tropických oblastiach, kde ľudia začnú používať provizórne, často znečistené zdroje vody. Nákazlivé choroby sú tiež časté pri veľkom množstve obetí a mŕtvych tiel uväznených v troskách. Známa je napríklad epidémia cholery po zemetrasení na Haiti v roku 2010. Iným problémom bola nadchádzajúca zima po zemetrasení v Spitaku v Arménsku v roku 1988, kde veľkému množstvu ľudí bez strechy nad hlavou chýbalo teplé oblečenie alebo zateplené stany. Zemetrasenie môže mať za následok celkové odrezanie oblasti od zásobovania a štátnej moci. V mnohých oblastiach musí po zemetraseniach zaisťovať poriadok armáda aby ochránila postihnuté obyvateľstvo a jeho majetok pred rabovaním.

Predpovedanie zemetrasení[upraviť | upraviť zdroj]

Predpovedanie zemetrasení v určitom čase na určitom mieste je takpovediac nereálna záležitosť. Aj keď existujú určité náznaky ako zmeny elektromagnetického poľa Zeme, zvýšený únik radónu, zníženie hladiny podzemných vôd, alebo anomálne správanie sa zvierat, tieto javy nie sú pravidelným sprievodcom zemetrasení, preto na nich založené predpovede sú často nepresné (a často hraničia až so šarlatánstvom). Seizmológovia oveľa radšej používajú mapy seizmických rizík s uvedením pravdepodobnosti výskytu zemetrasenia v určitom čase na určitom mieste - to sa však už nejedná o predpoveď.

V Číne úspešne predpovedali príchod zemetrasenia v roku 1975 na základe pozorovania zmien hladiny spodných vôd, zmien v správaní sa zvierat a meraní predtrasov. No už v roku 1976 vôbec nezachytili príznaky zemetrasenia v Tangšane, ktoré si vyžiadalo cez 240 000 obetí (podľa niektorých zdrojov až niečo cez pol milióna).

Zmeny v chemickom zložení minerálov deformačnej zóny, resp. zmeny fyzikálnych vlastností hornín by boli dobrým indikátorom budúceho zemetrasenia, no ich sledovanie je prakticky nerealizovateľné. Ak uvážime dĺžku zlomovej zóny niekoľko sto kilometrov, je takáto akcia nad možnosti vedeckých kapacít. Negatívne tiež vystupuje fakt, že väčšina zlomov je lokalizovaná pod zemským povrchom a odber vzoriek by bol dosť problematický.

Jediná použiteľná metóda je detekcia primárnych vĺn, ktoré sú nedeštruktívne a sú rýchlejšie ako sekundárne. No príchod ničivých S vĺn sa oneskoruje (v závislosti od vzdialenosti od ohniska a hĺbky zemetrasenia) len o niekoľko sekúnd (v prípade vzdialených zemetrasení o desiatky sekúnd). Napriek tomu existujú patentované technológie na varovanie pred zemetraseniami založené na tomto princípe, známa ako Quake Guard alebo Quake Alarm.

Seizmické ohrozenie[upraviť | upraviť zdroj]

Mapa seizmickej záťaže strednej a severnej Európy

Seizmické ohrozenie predstavuje pravdepodobnosť výskytu seizmickej aktivity určitej úrovne na určitej lokalite v určitom čase. Odvodená veličina je seizmické riziko, ktoré určuje pravdepodobnosť vzniku škody pri seizmickom ohrození a seizmicita je pravdepodobnosť výskytu zemetrasenia s určitým magnitúdom v určitom čase v určitej zóne.

Pre účely stavebných noriem o seizmických zaťaženiach je seizmické ohrozenie charakterizované hodnotami špičkového zrýchlenia (v m/s2). Voľba času v definícii závisí od charakteru (a životnosti) stavieb. Pre bežné stavby je na 90% pravdepodobnosť nepresiahnutia zvolenej úrovne seizmického pohybu záujmovým obdobím 50 rokov (pre lokality jadrových elektrární až 1 000 rokov). Na Slovensku sa seizmické zaťaženie stavebných konštrukcií bežných stavieb riadi normou STN 730036.

V krajinách s veľkým výskytom veľkých zemetrasení má určenie seizmického ohrozenia význam aj pre civilnú ochranu. Na základe hodnôt jednotlivých charakteristík seizmického ohrozenia sa vypracovávajú štúdie seizmického rizika (pri určitej hodnote seizmického pohybu), čo pomáha pri plánovaní a organizácii záchranných prác.

Seizmické ohrozenie Slovenska[upraviť | upraviť zdroj]

Zemetrasenia sú na Slovensku pomerne ojedinelým javom, v porovnaní s Poľskom a Českom je miera seizmického ohrozenia väčšia a považovaná za strednú. Od roku 1043 je na území Slovenska evidovaných viac ako 650 zemetrasení s makroseizmickými prejavmi. Najsilnejšie boli zemetrasenia v rokoch 1443 (s epicentrom na strednom Slovensku - oblasť Banskej Štiavnice a Kremnice), 1763 (epicentrum v Komárne) a 1906 (epicentrum v Dobrej Vode)[11]. Pre posledné zemetrasenie existujú aj seizmické záznamy - otrasená oblasť zasahovala do Rakúska, Maďarska a Česka, intenzita v epicentre dosiahla hodnoty 8 až 9 stupňov lokálneho magnitúda.

V Západných Karpatoch sú zemetrasenia tektonickými dozvukmi treťohornej horotvornej činnosti súvisiacej so zrážkou bloku Alcapa a Európskej platformy a tiež v dôsledku poklesu Panónskej panvy. Na základe údajov seizmogramov, ako aj geologického prieskumu bolo na území Slovenska vyčlenených 6 ohniskových zón: oblasť Malých Karpát od Bratislavy po Vrbové (najmä Pernek-Modra, Dobrá Voda); oblasť Trenčín-Žilina; oblasť Tatier, Podhalia, stredného a severného Spiša; oblasť Komárna; oblasť Stredného Slovenska okolo Banskej Bystrice; a oblasť Zemplína a Slanských vrchov[12].

Predchádzanie zemetraseniam[upraviť | upraviť zdroj]

V 60. rokoch minulého storočia prebehol v Denveri v americkom štáte Colorado pokus, pri ktorom boli do zlomovej zóny navŕtané vrty, do ktorých bola napumpovaná voda. Výsledkom tohto experimentu bola séria menších zemetrasení. Experiment bol založený na tom, že voda ako „mazivo“ znížila trenie v kontaktnej zóne horninových blokov, čím došlo k ich uvoľneniu. Cieľom bolo poukázať na možnosti znižovania rizika, resp. znižovania veľkosti zemetrasenia. Bohužiaľ daný proces je z vyššie uvedených dôvodov (hĺbka zlomu - najhlbší vrt na Zemi má len niečo cez 12 km - 12 262 m, lokalita polostrov Kola v Rusku, 10 km západne od mesta Zapoľarnij) použiteľný iba vo veľmi obmedzenom okruhu potenciálnych ohnísk.

Veľké zemetrasenia[upraviť | upraviť zdroj]

V nasledujúcich tabuľkách je uvedených desať najväčších zemetrasení, spracovaných podľa USGS od roku 1900. Absolútne najväčším zemetrasením, čo sa týka počtu obetí, bolo zemetrasenie v roku 1556 v Číne, kde zahynulo približne 830 000 ľudí.

Podľa počtu obetí (10 najväčších)[upraviť | upraviť zdroj]

Pozícia Lokalita Počet obetí Magnitúdo Dátum
1. Čína, Tang-šan 255 000 * 7,5 27. júl 1976
2. Indický oceán, severne od Sumatry, pozri zemetrasenie v Indickom oceáne v roku 2004 227 898 9,1 26. december 2004
3. Čína, Ning-šia 200 000 7,8 16. december 1920
4. Haiti, Port-au-Prince, pozri zemetrasenie v Haiti v roku 2010 230 000 ** 7,0 12. január 2010
5. Japonsko, Kantó 142 800 7,9 1. september 1923
6. Sovietsky zväz (dnes Turkménsko, Ašchabad) 110 000 7,3 5. október 1948
7. Čína, východný S'-čchuan, pozri Zemetrasenie v S’-čchuane v roku 2008 87 587 7,9 12. máj 2008
8. severný Pakistan 86 000 7,6 8. október 2005
9. Taliansko, Messina 72 000 7,2 28. december 1908
10. Peru 70 000 7,9 31. máj 1970
  • * Tieto čísla boli uvedené čínskou vládou, celkový počet obetí sa však podľa USGS odhaduje až na 655 000.
  • ** Konečný počet obetí zatiaľ nebol stanovený.

Podľa intenzity (10 najväčších)[upraviť | upraviť zdroj]

10 najväčších zemetrasení zaznamenaných od roku 1900[13]:

Pozícia Lokalita Magnitúdo Dátum Počet obetí
1. Čile, na pobreží južnej časti, neďaleko mesta Concepción 9,5 22. máj 1960 ~ 2 000
2. Aljaška, Ostrov Princa Wiliama 9,2 28. marec 1964 128
3. Indický oceán, neďaleko západného pobrežia severnej časti ostrova Sumatra 9,1 26. december 2004 227 898
4. Sendai, Japonsko 9,0 11. marec 2011 15 057 *
5. Kamčatka 9,0 4. november 1954 0
6. Tichý oceán, neďaleko pobrežia Ekvádoru 8,8 31. január 1906 ~ 1 500
7. Maule, Čile 8,8 27. február 1906 ~ 500
8. Aleuty, Rat Island 8,7 4. február 1965 0
9. Indický oceán, neďaleko severného pobrežia ostrova Sumatra 8,6 28. marec 2005 1 000
10. Tibet 8,6 15. august 1950 780
  • * Počet obetí ešte nie je konečný.

Referencie[upraviť | upraviť zdroj]

  1. Reichwalder, P., Jablonský, J., 2003, Všeobecná geológia 2. Univerzita Komenského, Bratislava, 499 s.
  2. a b c Ondrášik, R., Vlčko, J., Fendeková, M., 2011, Geologické hazardy a ich prevencia. Univerzita Komenského, Bratislava, 286 s.
  3. Deichmann, N., Evans, K. F., Injection-induced seismicity: Placing the problem in perspective. ESC 2010 6-10 September 2010, Montpellier, France - Keynotes, s. 36-37
  4. Induced Seismicity - Oil & Gas [online]. esd.lbl.gov, [cit. 2011-10-17]. Dostupné online. (po anglicky)
  5. Nelson, S. A.. Earthquakes [online]. earthsci.org, [cit. 2011-09-04]. Dostupné online. (po anglicky)
  6. Lowrie, W., 2007, Fundamentals of Geophysics Second Edition. Cambridge University Press, Cambridge, s. 136
  7. Focal Mechanisms [online]. earthquake.usgs.gov, rev. 2010-04-28, [cit. 2011-09-17]. Dostupné online. (po anglicky)
  8. Marko, F., 2000, Štruktúrna geológia II. Úvod do deformačnej analýzy. Univerzita Komenského, Bratislava, 124 s.
  9. Lillie, R. J., 1999, Whole Earth Geophysics An Introductory Textbook for Geologists and Geophysicists. Prentice Hall, Upper Saddle River, s. 197
  10. a b c d McCall, G. J. H., 2005, Earthquakes. in Selley, R.C., Cocks, L.R.M., Plimer, I.R. (Editori), Encyclopedia of Geology. Volume 5. Elsevier, Amsterdam, s. 318-330
  11. Vladár, J. a kolektív, 1982; Encyklopédia Slovenska VI. zväzok T - Ž. Veda, Bratislava, s. 559 - 560
  12. Madarás, J., Fojtíková, L., 2009, Seizmická aktivita na Slovensku vo vzťahu k tektonike. in Zborník abstraktov Spoločného geologického kongresu Slovenskej a Českej geologickej spoločnosti. ŠGÚDŠ, Bratislava, s. 120-121
  13. Largest Earthquakes in the World Since 1900 [online]. earthquake.usgs.gov, rev. 2010-11-02, [cit. 2011-09-09]. Dostupné online. (po anglicky)

Ďalšie zdroje[upraviť | upraviť zdroj]

  • Beazley, Mitchell, Anatómia Zeme, Mladé letá, Bratislava, 1988
  • Masuda, K., Laboratory Studies on the Role of the Crustal Fluids in Micromechanics of Earthquake Generation Processes, American Geophysical Union, Fall Meeting 2005
  • Moczo, P., Labák, P., Zemetrasenia a seizmické ohrozenie, Geofyzikálny ústav SAV, 2000
  • Roig Silva, C., Goldsby, D. L., Di Toro, G., Tullis, T. E., The Role of Silica Content in Dynamic Fault Weakening Due to Gel Lubrication, , American Geophysical Union, High-Velocity Friction and Earthquake Generation Processes I Meeting
  • Tento článok je čiastočný alebo úplný preklad článkov Earthquake prediction na anglickej Wikipédii, Earthquake na anglickej Wikipédii a Kola Superdeep Borehole na anglickej Wikipédii.

Pozri aj[upraviť | upraviť zdroj]

Iné projekty[upraviť | upraviť zdroj]

Externé odkazy[upraviť | upraviť zdroj]