Parfémy
Krása
Produkty pro zdraví
Hodinky
Elektro
Šperky a klenoty
Nábytek
Nářadí a zahrada
Outdoor
Počítače a notebooky
Parfémy
Krása
Produkty pro zdraví
Hodinky
Elektro
Šperky a klenoty
Nábytek
Nářadí a zahrada
Outdoor
Počítače a notebooky
Zemětřesení je náhlý pohyb zemské kůry, vyvolaný uvolněním napětí – např. z neustálých pohybů zemských desek – podél zlomů. Větší zemětřesení se proto obvykle vyskytují v těch oblastech světa, kterými významné zlomy procházejí (západní pobřeží Ameriky, východní Asie a ostrovy mezi ní a Austrálií, Kavkaz, Turecko a Írán, Středomoří atd.) Studiu zemětřesení se věnuje geofyzika konkrétně její součást seismologie.
Místo vzniku zemětřesení se nazývá ohnisko neboli hypocentrum, jeho kolmý průmět na zemském povrchu se nazývá epicentrum.
K vyjádření síly otřesů se používají dvě rozdílné veličiny, magnitudo a makroseismická intenzita. Magnitudo se určuje z maximální výchylky seismometru, zatímco makroseismická intenzita se určuje ze statistického vyhodnocení účinků zemětřesení na osoby, budovy a krajinu. Každé zemětřesení je charakterizováno jednou hodnotou magnituda, ale více hodnotami makroseismické intenzity v závislosti na poloze vůči hypocentru. Například zemětřesení v rakouském Ebreichsdorfu 11. července 2000 mělo magnitudo 4,8 a makroseismickou intenzitu v epicentru VI stupňů EMS-98, v Brně bylo pocítěno jako IV. stupeň EMS-98.
Slabá zemětřesení, která člověk buď vůbec nepocítí, nebo která se projeví na nestabilních předmětech v domácnosti (skleničky na policích, lustr, hodiny na stole), jsou velmi častá i v seismicky klidnějších oblastech – např. seismické roje v západních Čechách mohou vést až k lehkému popraskání zdí, na Ostravsku dochází často k slabým otřesům v souvislosti s důlní činností. Silnější zemětřesení jsou pak vázána většinou na aktivní tektonické oblasti a jejich výskyt je méně častý, avšak celosvětově nejde o výjimečný úkaz. Jednou za několik let však dojde k silnému zemětřesení v nejchudších státech světa, které může připravit o život stovky či tisíce lidí a způsobí mnohamiliardové škody na majetku. Podmořská zemětřesení pak mohou vyvolat také velmi ničivé vlny tsunami.
Obsah |
Podle původu:
Podle hloubky:
Zemětřesení tektonického původu se vyskytují v místech s poruchami zemské kůry (nazývané také jako zlomy anebo dislokace), kde dochází k pohybu jednotlivých horninových bloků. Velká většina takovýchto zlomů je umístěna při okrajích tektonických desek, kde dochází k jejich vzájemné interakci. Více jak 75 % tektonických zemětřesení se odehrává v pásmu ohraničující Pacifik v oblasti nazývané Ohnivý kruh. Dalších 15 až 20 % v zóně, která se táhne od Azor přes Severní Afriku, Středozemní moře, Apeninský poloostrov, Alpy, Dinárské hory, Turecko, Irán až po Himaláje. Ostatní tektonická zemětřesení připadají na oblast středooceánských hřbetů a v minimálním množství ještě na vnitrodesková zemětřesení.
Masivní výskyt zemětřesení v konvergentních, divergentních a transformních okrajích tektonických desek je jedním z faktorů podporující teorii deskové tektoniky. Jednotlivé typy okrajů a jejich interakce produkují charakteristický typ zemětřesení (např. zemětřesení transformních okrajů mají ohniskovou hloubku přibližně 100 km, v případě konvergentních okrajů je charakteristický výskyt ve větších hloubkách lemující poklesávající desku - tzv. benioffova zóna).
Většina zemětřesení se vyskytuje na aktivních zlomech. Zlom představuje oslabenou zónu mezi dvěma bloky hornin, které jsou tvořeny horninami vzniklé vysokotlakou metamorfózou (mylonity, tektonity až pseudotachylity). Hloubka zlomu je často jen několik metrů, v porovnání s jeho délkou, které může být až stovky kilometrů. Zlomy se vyskytují na okrajích litosférických desek, ale také uvnitř těchto desek. Některé vystupují na povrch Země, ale většina jich je umístěna pod jejím povrchem.
Jednotlivé horninové bloky se pohybují podél zlomu různými rychlostmi (od několika mm až po cm za rok, směr pohybu je protisměrný, případně rovnoběžný s rozdílnými rychlostmi jednotlivých bloků). Jak dojde k jejich zaklínění začne se kinetická energii pohybu akumulovat v podobě potenciální energie. Časem tak dochází k deformaci zaklíněných částí a jejich okolí. Třecí síly můžou být oslabované silikagelem, který vzniká reakcí oxidu křemičitého s vodou a současně působí jako mazivo. Platí všeobecný vztah, že se zvyšujícím se obsahem SiO2 v hornině (jako např. granit či gabro) klesá tření v horninových blocích.
Proces kumulace potenciální energie je pomalý, trvá několik desítek až stovek let, přičemž dochází k fyzikálním a chemickým změnám na zlomové ploše. Faktorem, který hraje důležitou úlohu při spouštění zemětřesení je voda. Její uvolňování (např. dehydratací serpentinitu) a následným tlakovým nasycením zaklesnutých částí dochází ke vzniku mikrotrhlin. Narůst počtu mikrotrhlin má za následek překročení mezi pevnosti horniny a vede ke vzniku trhliny.
Pokud napětí naroste příliš, dojde k tomu, že se zaklesnuté bloky nenávratně posunou do nové polohy. Během pohybu dojde k emisi seismických vln, které vznikají po celé délce porušené oblasti (tzv. ohnisko zemětřesení). Místo výskytu trhliny se nazývá hypocentrum a kolmý průmět hypocentra na povrch Země se pak nazývá epicentrum. Jednotlivé horninové bloky se však po uvolnění napětí nedostanou do poloh, kam by se dostaly, kdyby nedošlo k zaklesnutí. Rozdíl mezí původní a novou polohou se nazývá diskontinuita. Její velikost je řádově v několika metrech, při největších zemětřesení může dosahovat až 10 metrů. Rychlost posunu bloků se nazývá rychlost posunutí a čas, během kterého k tomuto posunutí došlo se nazývá náběhový čas.[zdroj?]
Z hypocentra se trhlina šíří po deformované zlomové ploše všemi směry, jediným omezením je geometrie zlomu a změna fyzikálních podmínek (např. pokud nenarazí na volný povrch anebo na místo s deformací nepostačující na šíření trhliny). Místa, kde se šíření trhliny zastaví, může energii akumulovat a stát se tak místem menších zemětřesení v podobě tzv. dotřesů. Předtřesy jsou naopak menší zemětřesení, které předcházejí hlavnímu otřesu a upozorňují na příchod hlavního úderu. Jejich vznik je spojován s existencí míst s velmi velkým napětím, které se během uvolnění nerozšíří na celou zlomovou plochu, ale dojde tak pouze k lokálně omezenému uvolnění. Jak je zlom nehomogenní a neudrží kumulaci napětí, dochází k zemětřesným rojům - sérii slabších zemětřesení v relativně krátkém čase (týdny až měsíce). Vícenásobné zemětřesení nastává tehdy, když se v krátkém časovém sledu (sekundy až minuty) uvolní energie v podobě sérií izolovaných zemětřesení.
Zemětřesení není jedinou událostí, ke které na zlomě dochází. Je jen krátkou epizodou tektonického vývoje v oblasti. Po uvolnění nahromaděné energie se celý cyklus opakuje. Hypocentrum a porušená část zlomové plochy však zpravidla nebývá shodná s předcházející oblastí zemětřesení.
Seismické vlny jsou elastické vlny šířící se v zemském tělese, které jsou vyzařované v důsledku šíření trhliny ve zlomě. Jsou jedním z projevů zemětřesení a připadá na ně asi 30 % celkové uvolněné energie (zbytek spotřebuje uvolnění zaklesnutých bloků, jejich posun a přeměna na teplo). Vyjma zemětřesení mohou být vytvářeny i fázovými přechody v zemském nitru, dopady meteoritů, svahovými sesuvy anebo projevy lidské činnosti (výbuchy, start rakety atd.). Výzkum šíření zemětřesných vln poskytuje informace o vnitřní stavbě Země pomocí vzniku seismických modelů Země.
Seismické vlny se rozděluji na povrchové a prostorové. Povrchové vlny se šíří jen po zemském povrchu do určité hloubky (tato hloubka závisí na periodě, např. dlouhoperiodické povrchové seismické vlny s periodou okolo 200 s zasahují do svrchního pláště) Dělí se na Rayleighovy vlny a Loveovy vlny. Prostorové vlny se naopak můžou šířit i do nitra zemského tělesa. Rozdělují se na primární (tzv. P-vlny, či příčné vlny), které se šíří celou Zemí a na sekundární (S-vlny, či podélné), které nemohou procházet kapalinami a tedy vnějším jádrem Země. Jak se seismické vlny šíří tělesem Země, dochází k jejich postupnému útlumu vlivem zmenšování jejich amplitudy s časem. Současně horniny se nechovají zcela elasticky a část mechanické energie vlnění se přemění na teplo.
Energii uvolněnou zemětřesením, respektive část vyzářená v podobě seismických vln, zaznamenávají seismometry a seismografy. Účinky na lidi a stavby měří makroseismická stupnice intenzity a na odhad velikosti uvolněné energie se využívá magnitudo a seismické momenty.
Makroseismické účinky zemětřesení jsou účinky zemětřesení, které se projevují v přírodě, na budovách a lidech v určité lokalitě. Jsou definované za pomoci tzv. makroseismické intenzity, které je určována škálou makrosiesmické stupnice. Jeden stupeň této stupnice je charakterizovaný souborem pozorovatelných projevů. Například třetí stupeň Mercalliho stupnice je typický slabými otřesy, které může pocítit člověk na vyšších poschodích budov, případně jako projev rozkývání zavěšených předmětů. Posledná dvanáctý stupeň této stupnice s epak projevuje destrukcemi velkých staveb, zdvíháním či poklesáváním povrchu Země a vznikem trhlin.
V součanosti se využívají dvanácti stupňové stupnice (MCS, MM, EMS-98, MKS) a sedmistupňová stupnice JMA. Jednotlivé stupnice jsou využívány v různých státech, např. JMA je využívána v Japonsku a pro evropské státy EMS-98.
Definování síly zemětřesení pomocí stupnic je poměrně subjektivní, jelikož záleží na pozorovateli a jeho odhadu rozsahu škod. Proto se zavádí objektivnější popis zemětřesení v podobě magnituda, které je funkcí dekadického logaritmu amplitudy vlny. Měření síly zemětřesení pomocí magnituda navrhl poprvé japonský seismolog Kijoo Wadati ve 30. letech 20. století a do praxe uvedli Charles Richter a Beno Gutenberg v roce 1935. Na základě jejich práce vznikla metoda, která umožňovala analyzovat seismogramy pro zemětřesení v jižní Kalifornii. Tato metoda měří tzv. lokální magnitudo (ML) jako dekadický logaritmus poměru amplitudy a periody seismické vlny, veřejnosti známa jako Richterova stupnice. Richter se při jejím názvě inspiroval hvězdnou magnitudou. V souvislosti s Richterovou stupnicí je rozšířená častá chyba mezi veřejností využívat tuto stupnici celosvětově. Samotná stupnice byla totiž vymyšlena pouze pro měření síly zemětřesení v jižní Kalifornii.
| Postižená oblast | Počet obětí | Rok | Magnitudo |
|---|---|---|---|
| Ťan-šan, Čína | 240 000 | 1976 | 8,2 |
| Nan-šan, Čína | 200 000 | 1927 | 8,3 |
| Kan-su, Čína | 180 000 | 1920 | 8,6 |
| Tokio, Jokohama, Japonsko | 143 000 | 1923 | 8,3 |
| Messina, Itálie | 83 000 | 1908 | 7,5 |
| Kvéta, Balúčistán, Pákistán | 60 000 | 1935 | 7,5 |
| Peru | 50 000 | 1970 | 7,7 |
| Erzincan, Turecko | 40 000 | 1939 | 7,9 |
| Arménie | 25 000 | 1988 | 8,0 |
| Chorásán, Írán | 12 000 | 1968 | 7,4 |
Ohnisko zemětřesení
Je to prostor konečných rozměrů, ve kterém vzniká zemětřesení. Jeho délkové rozměry dosahují až několika set kilometrů.
Hypocentrum
Tímto bodem nahrazujeme ohnisko a klademe jej do těžiště ohniska.
Epicentrum
Je to kolmý průmět hypocentra na povrch Země.
Hloubka ohniska
Takto nazýváme vzdálenost mezi hypocentrem a epicentrem.
Epicentrální vzdálenost
Je vzdálenost epicentra od místa pozorování.
Epicentrální čas
Tímto pojmem označujeme okamžik, v němž se zemětřesení projeví v epicentru.
Pleistoseistní oblast
Okolí epicentra nejvíce postižené zemětřesením.
Intenzita zemětřesení
Veličina charakterizující velikost zemětřesení na základě pozorování makroseismických účinků. Směrem od pleistoseistní oblasti klesá intenzita na všechny strany.
Zemětřesné roje
Pokud se objeví skupina po sobě následujících otřesů podobné intenzity - nejsme-li tedy schopni určit hlavní, nazýváme toto zemětřesné roje.
Tento článek je zčásti nebo zcela založen na překladu článku Zemetrasenie na slovenské Wikipedii.
