Geologie

Prozkoumejte příčiny a běžná místa zemětřesení

V této části se dozvíte, co způsobuje zemětřesení a proč. Dozvíte se také, kde se běžně vyskytují zemětřesení.

Příroda zemětřesení

Seismologie

Příčiny zemětřesení

Následující video vysvětluje příčiny zemětřesení.

Tektonická zemětřesení vznikají kdekoli v zemi, kde je uložena dostatečná energie pružné deformace, která pohání šíření zlomu podél roviny zlomu. Strany zlomu se kolem sebe pohybují plynule a aseismicky pouze v případě, že podél povrchu zlomu nejsou žádné nepravidelnosti nebo asperity, které by zvyšovaly třecí odpor. Většina poruchových povrchů takové asperity má, což vede k jisté formě chování typu „stick-slip“. Jakmile dojde k zablokování zlomu, pokračující relativní pohyb mezi deskami vede ke zvyšování napětí, a tím i k ukládání deformační energie v objemu kolem povrchu zlomu. To pokračuje, dokud se napětí nezvýší natolik, že dojde k proražení asperity, což náhle umožní klouzání po zablokované části zlomu a uvolnění nahromaděné energie.

Tato energie se uvolní jako kombinace vyzařovaných seismických vln elastické deformace, třecího ohřevu povrchu zlomu a praskání horniny, což způsobí zemětřesení. Tento proces postupného narůstání deformace a napětí přerušovaný občasným náhlým selháním při zemětřesení se označuje jako teorie pružného návratu. Odhaduje se, že pouze 10 % nebo méně celkové energie zemětřesení je vyzářeno jako seismická energie. Většina energie zemětřesení je využita k napájení růstu zemětřesných trhlin nebo je přeměněna na teplo vznikající třením. Zemětřesení tedy snižují dostupnou elastickou potenciální energii Země a zvyšují její teplotu, i když tyto změny jsou zanedbatelné ve srovnání s konduktivním a konvektivním tokem tepla z hlubokého zemského nitra.

Typy zemětřesných zlomů

Existují tři hlavní typy zlomů, z nichž všechny mohou způsobit meziplanetární zemětřesení: normální, reverzní (tahové) a úderové. Normální a reverzní zlomy jsou příklady ponorného skluzu, kdy posun podél zlomu probíhá ve směru ponoru a pohyb na nich zahrnuje vertikální složku. Normální zlomy se vyskytují především v oblastech, kde dochází k rozšiřování zemské kůry, například na divergentní hranici. Reverzní zlomy se vyskytují v oblastech, kde se zemská kůra zkracuje, například na konvergentní hranici. Poruchy s příčným skluzem jsou strmé struktury, kde se obě strany poruchy posouvají vodorovně kolem sebe; zvláštním typem poruch s příčným skluzem jsou transformační hranice. Mnoho zemětřesení je způsobeno pohybem na zlomech, které mají složky jak ponorného, tak příčného skluzu; tento jev se nazývá šikmý skluz.

Zvratné zlomy, zejména podél konvergentních hranic desek, jsou spojeny s nejsilnějšími zemětřeseními, megatrustovými zemětřeseními, včetně téměř všech zemětřesení o síle 8 a více magnitud. Zlomy s příčným skluzem, zejména kontinentální transformace, mohou vyvolat silná zemětřesení přibližně do 8. magnituda. Zemětřesení spojená s normálními zlomy jsou obvykle menší než 7 magnitud. Na každou jednotku zvýšení magnituda připadá zhruba třicetinásobný nárůst uvolněné energie. Například při zemětřesení o magnitudě 6,0 se uvolní přibližně 30krát více energie než při zemětřesení o magnitudě 5,0 a při zemětřesení o magnitudě 7,0 se uvolní 900krát (30 × 30) více energie než při zemětřesení o magnitudě 5,0. Zemětřesení o síle 8,6 stupně uvolní stejné množství energie jako 10 000 atomových bomb, jaké byly použity za druhé světové války.

Je tomu tak proto, že energie uvolněná při zemětřesení, a tedy i jeho síla, je úměrná ploše zlomu, který se protrhne, a poklesu napětí. Čím větší je tedy délka a šířka porušené oblasti, tím větší je výsledné magnitudo. Nejsvrchnější, křehká část zemské kůry a chladné desky tektonických desek, které sestupují dolů do horkého pláště, jsou jedinými částmi naší planety, které mohou uchovávat elastickou energii a uvolňovat ji při zlomových trhlinách. Horniny teplejší než přibližně 300 stupňů Celsia v reakci na napětí tečou; při zemětřeseních nepraskají. Maximální pozorované délky zlomů a zmapovaných zlomů (které se mohou zlomit při jediném zlomu) jsou přibližně 1000 km. Příkladem jsou zemětřesení v Chile, 1960; na Aljašce, 1957; na Sumatře, 2004, všechna v subdukčních zónách. Nejdelší zemětřesné zlomy na zlomu s příčným skluzem, jako je zlom San Andreas (1857, 1906), severoanatolský zlom v Turecku (1939) a zlom Denali na Aljašce (2002), jsou přibližně o polovinu až třetinu delší než zlomy podél okrajů subdukčních desek a zlomy podél normálních zlomů jsou ještě kratší.

Nejdůležitějším parametrem, který řídí maximální sílu zemětřesení na zlomu, však není maximální dostupná délka, ale dostupná šířka, protože ta se mění 20krát. Podél konvergujících okrajů desek je úhel ponoru roviny zlomu velmi malý, obvykle kolem 10 stupňů. Šířka roviny uvnitř svrchní křehké zemské kůry tak může dosáhnout 50 až 100 km (Japonsko, 2011; Aljaška, 1964), což umožňuje vznik těch nejsilnějších zemětřesení.

Zlomové zlomy bývají orientovány téměř vertikálně, což má za následek přibližnou šířku 10 km uvnitř křehké zemské kůry, takže zemětřesení s magnitudou mnohem větší než 8 nejsou možná. Maximální magnitudy podél mnoha normálních zlomů jsou ještě omezenější, protože mnoho z nich se nachází podél center šíření, jako například na Islandu, kde je tloušťka křehké vrstvy jen asi 6 km.

Ve třech typech zlomů navíc existuje hierarchie úrovně napětí. Tahové zlomy jsou generovány nejvyšší, příčné skluzy střední a normální zlomy nejnižší úrovní napětí. To lze snadno pochopit, pokud vezmeme v úvahu směr největšího hlavního napětí, tedy směr síly, která „tlačí“ horninový masiv při poruše. V případě normálních zlomů je horninový masiv tlačen dolů ve svislém směru, proto se tlačná síla (největší hlavní napětí) rovná hmotnosti samotného horninového masivu. V případě tahu horninový masiv „uniká“ ve směru nejmenšího hlavního napětí, a to směrem vzhůru, čímž se horninový masiv zvedá, a proto se nadloží rovná nejmenšímu hlavnímu napětí. Zlomy s příčným skluzem jsou mezistupněm mezi ostatními dvěma výše popsanými typy. Tento rozdíl v režimu napětí ve třech prostředích zlomů může přispívat k rozdílům v poklesu napětí během zlomu, což přispívá k rozdílům ve vyzářené energii bez ohledu na rozměry zlomu.

Zemětřesení mimo hranice desek

Pokud se hranice desek vyskytují v kontinentální litosféře, deformace se rozprostírá na mnohem větší ploše než samotná hranice desek. V případě kontinentální transformace zlomu San Andreas se mnoho zemětřesení vyskytuje mimo hranici desek a souvisí s deformacemi vzniklými v širší zóně deformace způsobené velkými nepravidelnostmi ve stopě zlomu (např. oblast „Big bend“). Zemětřesení v Northridge bylo spojeno s pohybem na slepém tahu uvnitř takové zóny. Dalším příkladem je silně šikmá konvergentní desková hranice mezi arabskou a euroasijskou deskou v místě, kde prochází severozápadní částí pohoří Zagros. Deformace spojená s touto deskovou hranicí je rozdělena na téměř čistě tahové pohyby kolmo na hranici v široké zóně na jihozápadě a téměř čistě příčné pohyby podél hlavního recentního zlomu v blízkosti vlastní deskové hranice. To dokazují ohniskové mechanismy zemětřesení.

Všechny tektonické desky mají vnitřní napěťová pole způsobená jejich interakcí se sousedními deskami a sedimentárním zatížením nebo vyložením (např. deglaciací). Tato napětí mohou být dostatečná k tomu, aby způsobila selhání podél existujících zlomových rovin a dala vzniknout vnitroplošným zemětřesením.

Zemětřesení s mělkým a hlubokým ohniskem

Většina tektonických zemětřesení vzniká na ohniskovém prstenci v hloubkách nepřesahujících desítky kilometrů. Zemětřesení, která se vyskytují v hloubce menší než 70 km, se klasifikují jako zemětřesení s mělkým ohniskem, zatímco zemětřesení s hloubkou ohniska mezi 70 a 300 km se běžně označují jako zemětřesení se středním ohniskem nebo středně hluboká zemětřesení. V subdukčních zónách, kde starší a chladnější oceánská kůra klesá pod jinou tektonickou desku, může docházet k zemětřesením s hlubokým ohniskem v mnohem větší hloubce (od 300 do 700 km).

Tyto seismicky aktivní oblasti subdukce jsou známé jako Wadati-Benioffovy zóny. Zemětřesení s hlubokým ohniskem vznikají v hloubce, kde by subdukovaná litosféra již neměla být vzhledem k vysoké teplotě a tlaku křehká. Možným mechanismem vzniku hlubokých ohniskových zemětřesení jsou zlomy způsobené olivínem, který prochází fázovým přechodem do spinelové struktury.

Zemětřesení a vulkanická činnost

Zemětřesení se často vyskytují ve vulkanických oblastech a jsou zde způsobena jak tektonickými zlomy, tak pohybem magmatu v sopkách. Taková zemětřesení mohou sloužit jako včasné varování před sopečnými erupcemi, jako například při erupci hory Svatá Helena v roce 1980. Zemětřesné roje mohou sloužit jako ukazatele polohy proudícího magmatu v celých sopkách. Tyto roje mohou být zaznamenány seismometry a tiltmetry (zařízení měřící sklon terénu) a použity jako senzory pro předpověď blížících se nebo nadcházejících erupcí.

Dynamika zemětřesení

Tektonické zemětřesení začíná počáteční trhlinou v bodě na povrchu zlomu, což je proces známý jako nukleace. Rozsah nukleační zóny je nejistý, přičemž některé důkazy, například rozměry trhlin nejmenších zemětřesení, naznačují, že je menší než 100 m, zatímco jiné důkazy, například pomalá složka odhalená nízkofrekvenčními spektry některých zemětřesení, naznačují, že je větší. Možnost, že nukleace zahrnuje nějaký druh přípravného procesu, podporuje pozorování, že přibližně 40 % zemětřesení předchází předrážkové otřesy. Jakmile je trhlina iniciována, začne se šířit podél povrchu zlomu. Mechanika tohoto procesu je špatně pochopena, částečně proto, že je obtížné znovu vytvořit vysoké rychlosti posuvu v laboratoři. Také vliv silných pohybů půdy velmi ztěžuje zaznamenávání informací v blízkosti nukleační zóny.

Šíření trhliny se obvykle modeluje pomocí přístupu lomové mechaniky, který trhlinu přirovnává k šířící se smykové trhlině se smíšeným režimem. Rychlost trhliny je funkcí lomové energie v objemu kolem hrotu trhliny a roste s klesající lomovou energií. Rychlost šíření trhliny je řádově vyšší než rychlost posunu napříč poruchou. Trhliny se při zemětřesení obvykle šíří rychlostí, která se pohybuje v rozmezí 70-90 % rychlosti S-vlny, a to nezávisle na velikosti zemětřesení. Zdá se, že malá podskupina zemětřesných trhlin se šíří rychlostí větší, než je rychlost S-vln. Všechna tato supershear zemětřesení byla pozorována během velkých příčných skluzů. Neobvykle široká zóna koseismického poškození způsobená zemětřesením v Kunlunu v roce 2001 byla přičítána účinkům sonického třesku, který při takových zemětřeseních vzniká. Některé zemětřesné trhliny se pohybují neobvykle nízkou rychlostí a označují se jako pomalá zemětřesení. Zvláště nebezpečnou formou pomalého zemětřesení je zemětřesení tsunami, pozorované v případech, kdy relativně nízká citelná intenzita, způsobená pomalou rychlostí šíření některých velkých zemětřesení, nedokáže varovat obyvatelstvo sousedního pobřeží, jako tomu bylo v případě zemětřesení v Sanriku v roce 1896.

Skupiny zemětřesení

Většina zemětřesení tvoří součást sekvence, která spolu souvisí z hlediska místa a času. Většina shluků zemětřesení se skládá z malých otřesů, které nezpůsobí téměř žádné škody, ale existuje teorie, že zemětřesení se mohou opakovat v pravidelném vzorci.

Doprovodné otřesy

Doprovodný otřes je zemětřesení, které nastane po předchozím zemětřesení, hlavním otřesu. Následný otřes se nachází ve stejné oblasti jako hlavní otřes, ale vždy má menší sílu. Pokud je následný otřes větší než hlavní otřes, je následný otřes nově označen jako hlavní otřes a původní hlavní otřes je nově označen jako předotřes. Aftershoky vznikají tak, že se zemská kůra kolem posunuté roviny zlomu přizpůsobuje účinkům hlavního otřesu.

Zemětřesné roje

Zemětřesné roje jsou sekvence zemětřesení, která udeří v určité oblasti během krátkého časového období. Od zemětřesení následovaných sérií následných otřesů se liší tím, že žádné zemětřesení v sekvenci není zjevně hlavním otřesem, proto žádné nemá nápadně vyšší magnitudu než ostatní. Příkladem zemětřesného roje je aktivita v Yellowstonském národním parku v roce 2004. V srpnu 2012 otřásl údolím Imperial Valley v jižní Kalifornii roj zemětřesení, který vykázal největší zaznamenanou aktivitu v této oblasti od 70. let 20. století.

Někdy dochází k sérii zemětřesení, která se nazývá zemětřesná bouře, kdy zemětřesení zasahují zlom ve shlucích a každé z nich je vyvoláno otřesy nebo přerozdělením napětí předchozích zemětřesení. Podobně jako následné otřesy, ale na sousedních úsecích zlomu, se tyto bouře vyskytují v průběhu let a některá z pozdějších zemětřesení jsou stejně ničivá jako ta první. Takový vzorec byl pozorován u sekvence asi tuctu zemětřesení, která zasáhla severoanatolský zlom v Turecku ve 20. století, a byl vyvozen i pro starší anomální shluky velkých zemětřesení na Blízkém východě.

Obvyklá místa zemětřesení

Zemětřesení a hranice desek

Ověřte si své porozumění

Odpovězte na níže uvedené otázky, abyste zjistili, jak dobře rozumíte tématům probíraným v předchozí části. Tento krátký kvíz se nezapočítává do vašeho hodnocení v hodině a můžete jej opakovat neomezený početkrát.

Pomocí tohoto kvízu si můžete ověřit své porozumění a rozhodnout se, zda (1) budete předchozí část studovat dále, nebo (2) přejdete k další části.