Věda a technika v pozadí
Podzemní zvuky

Teorie

Zemětřesení je jakýkoliv pohyb země, bez ohledu na příčinu. Otřesy půdy bývají nepostřehnutelné, ale mohou být tak silné, že srovnávají se zemí celá města. K zemětřesení dochází následkem uvolnění energie při pohybu litosférických desek, posunu hornin či jejich pukání. Někdy k zemětřesení dojde i po dopadu meteoritu nebo umělém výbuchu. Prostor, v němž zemětřesení vzniká, označujeme jako ohnisko zemětřesení. Jeho rozměry mohou dosahovat i několika set kilometrů. Vzhledem k rozměrům Země toto ohnisko nahrazujeme bodovým hypocentrem. Kolmý průmět hypocentra na zemský povrch je epicentrum zemětřesení.

Přičiny zemětřesení se pokoušeli lidé vysvětlit již v době 2000 let před naším letopočtem. První solidní vysvětlení podal John Michell po zemětřesení v Lisabonu v roce 1755. Tvrdil, že zemětřesní tvoří vlny, které vznikly díky posunu horninových masivů pod zemským povrchem. Konečnou rychlost šíření vln v zemském nitru odhadoval i Thomas Young.

V dávné nebo v méně dávné minulosti došlo k vzájemnému posunutí plastických hornin v zemské astenosféře, který v křehkých horninách litosféry částečně vyvolá napětí. Některé zlomy jsou aktivní i dnes a vykazují roční posunutí až několik cm. Některá aktivní místa jsou bez pohybu. To jsou nebezpečná místa zaklesnutí, v nichž se připravuje budoucí zemětřesení. Kinetická energie pohybu bloků se zde přeměňuje v potenciální energii deformace. Zemětřesení je pak rychlým uvolněním zaklesnutí. Takové zlomy je pak někdy vidět i na povrchu země. Např. v roce 1899 při aljašském zemětřesení došlo k jednorázovému vertikálnímu zdvihu až o 15 m. Z místa se pak šíří seismické – zemětřesné vlny. To jsou ale méně časté případy. Daleko častěji zemětřesení vznikají v hloubce až 720 kilometrů. Zemětřesení, která se projevují na povrchu, ale nevznikají hlouběji než 70 kilometrů pod povrchem. Předpokládá se, že energie uvolněná při silnějším zemětřesení je řádově 10¹⁸ J.

Letecký pohled na zlom v San Andreas, nedaleko Los Angeles.
Zdroj: commons.wikimedia.org. Public domain.

Zemětřesení se dělí podle svého původu na řítivá (tvoří asi 3 % všech zemětřesení a vznikají propadnutím stropů podzemních dutin), sopečná (tvoří asi 7 % všech zemětřesení, jejich vznik souvisí se sopečnou činností) a tektonická (tvoří asi 90 % všech zemětřesení, jejich vznik souvisí s pohybem litosférických desek).

Uvolněná energie z pohybů litosférických desek se šíří jako pružné vlnění (tzv. sesmické vlny) s frekvenčním spektrem v rozsahu 6 až 20 Hz. Vlnění je při průchodu prostředím tlumeno, část energie je přeměňována na tepelnou. Země je dobrým zvukovým vodičem, proto nás zvukové vlny šířící se Zemí informují o procesech uvnitř Země. Tyto vlny nazýváme seismické. Jsou to vlastně zvukové vlny o velmi nízké frekvenci (s periodou 0,1 s až 25 s). Porovnáním časů, kdy dorazily na různé seizmické stanice, můžeme určit rychlost jejich šíření v různých hloubkách pod povrchem Země. Tato rychlost závisí jednak na hustotě prostředí, jednak na jeho pružnosti. Analýzou velkého množství seizmických dat bylo zjištěno, že rychlost seizmických vln se prudce mění v hloubce přibližně 12 km (pod oceány) až 60 km (pod kontinenty) a dále v hloubkách 2 900 km a 4 980 km pod povrchem. Tyto tři hranice dělí nitro Země na zemskou kůru, plášť, vnější jádro a vnitřní jádro. Seismické vlny se vyskytují ve čtyřech základních typech: P-vlny, S-vlny, Rayleighovy vlny a Loveovy vlny.

P-vlny jsou seismické vlny, které dosahují nejvyšších rychlostí. Na seismickou stanici dorazí jako první (primary – odtud název p-vlny). Jedná se o podélné vlnění tj. o vlny, které průchozí těleso/hmotu stlačují a rozpínají ve směru šíření vln. Někdy se také nazývají elastické tlakové vlny. Jsou schopny projít skrz celé zemské těleso, což nám přináší cenné poznatky o složení Země. P-vlny mají tendenci na přechodných oblastech měnit svojí rychlost a směr, z čehož se dá zpětně odvodit, jaké minerály/horniny se ve vrstvách nacházejí.

S-vlny jsou příčným vlněním, jehož rychlost je nižší než u p-vln. Dorazí na pozorovací stanici až tedy jako druhé (second – odtud název s-vlny). Při jejich průchodu začne těleso oscilovat, částice tělesa začnou kmitat kolmo ke směru procházejícího vlnění, což má destruktivní účinky. Protože jsou s-vlny příčným vlněním, nemohou procházet kapalným prostředím.

Rayleighovy vlny se dají popsat jako kruhové vlnění (podobá se vlnění, které probíhá v mořských vlnách). Tyto vlny se šíří při povrchu Země a vyvolává jeho oscilaci. Jedná se o nejpomalejší zemětřesné vlny.

Loveovy vlny jsou druhem vlnění, kdy se částice pohybují vzhledem ke směru vlnění na šířku v pravém úhlu. Podobně jako Rayleighovy vlny se i tyto vlny šíří při povrchu Země. Pro Loveovy vlny se používá také označení q-vlny. Jejich existence byla matematicky předpovězena roku 1911 Augustem Lovem.

Seismické vlny.
Zdroj: commons.wikimedia.org. Under Creative Commons.

Seismické vlny zaznamenáváme velmi citlivými přístroji, tzv. seismografy. Při průchodu seizmických vln seismografem dochází k relativnímu pohybu mezi částí seismografu spojenou s vlnící se zemí a druhou částí, setrvačnou hmotou seizmografu, která má určitý stupeň volnosti pohybu. Seismografy jsou konstruovány k zaznamenání co nejširšího rozsahu frekvencí (lokální slabá zemětřesení mají frekvenci až do 60 Hz, silná vzdálená zeměřesení až setiny Hz).

Jestliže k měření použijeme víc seismických stanic, získáme z doby šíření jednotlivých druhů vln informace o rychlosti i směru jakéhokoli posunu. Na základě těchto informací pak můžeme lokalizovat ohnisko na dálku. Při husté síti seismických stanic je možné takové místo získat s přesností desítek nebo stovek metrů. Při řídké síti seismických stanic se chyba zvyšuje až na desítky kilometrů.

Jako zemětřesení označujeme jakékoli vychýlení seismografu. Není proto divu, že ročně jich je několik set tisíc. Intenzita podélných a příčných vln klesá se čtvercem vzdálenosti od zdroje, protože se šíří prostorem v kulových vlnoplochách. Jako poslední dorazí povrchová vlna, jejíž intenzita klesá se vzdáleností, protože se šíří v ploše v kruhových vlnoplochách. Z toho důvodu je také nejintenzivnější, má největší účinky.

K vyjádření intenzity zemětřesení v epicentru se používají makroseizmologické stupnice, např. Mercalliho-Cancaniho-Siebergova (MCS), modifikovaná stupnice Mercalliho MM (používá se hlavně v USA) apod. Obě stupnice jsou uvedeny v následující tabulce.

V roce 1935 vyvinul americký seismolog Charles Francis Richter postup k hodnocení energie zemětřesení, která se vyjadřuje tzv. magnitudou. Jako měřítko si vzal výchylku fiktivního seismografu, který je umístěn ve vzdálenosti 100 km od epicentra zemětřesení. Skutečná zemětřesení se přepočítávají na tuto standardní situaci. Richterova stupnice není lineární, ale logaritmická se základem 10. Každý vyšší stupeň odpovídá 10násobně silnějšímu zemětřesení (např. stupeň 4 je 100krát silnější než stupeň 2). Richterova stupnice je shora neomezená, ale vyšší stupeň než 10 není reálný. Při síle 100 by se uvolnila energie, která by roztříštila zeměkouli.

Nejvyšší hodnota naměřená na Richterově stupnici je 9,5 (zemětřesení 1960 u pobřeží Chile). Zemětřesení 26. prosince 2004 mělo magnitudu 9,0 a bylo pátým nejsilnějším zemětřesením.

Oba typy stupnic jsou srovnány v následující tabulce.