Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
SEISMOLOGIE
(využití seismologie při studiu stavby Země a
tektonických procesů)
J. Havíř
Josef.Havir@ipe.muni.cz
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Seismologie se zaměřuje na problém generování, šíření a záznamů
elastických vln v Zemi a dalších přirozených kosmických tělesech.
S rozvojem kosmonautiky bylo seismické monitorování rozšířeno také na
Měsíc (Apollo) a na Mars (Viking - nepodařilo se získat data o přirozené
seismicitě).
instalace seismometru na Měsíci při misi Apollo-11
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Hlavním předmětem seismologie jsou zemětřesení – proces, při kterém
dochází ke generování krátkoperiodických elastických vln.
Studium zdrojů přirozených zemětřesení a šíření seismického signálu
zemským tělesem přináší zásadní poznatky o stavbě Země a upřesňuje
znalosti o charakteru tektonických procesů.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
CHARAKTERISTIKA SEISMICKÉHO SIGNÁLU
Zdroj (bodový) seismických vln nazýváme hypocentrum.
Jeho průmět na zemský povrch nazýváme epicentrum.
Seismický signál se šíří do všech stran od zdroje. Jeho charakteristiku
můžeme sledovat z pohledu seismického paprsku nebo seismické vlny.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Seismická vlna
Seismickou vlnu lze stručně charakterizovat jako kmitání částic kontinua,
které se šíří směrem od zdroje.
Jednorozměrně si můžeme seismickou vlnu znázornit vlnovou funkcí,
která popisuje amplitudu kmitání v závislosti na čase (ve skutečnosti
kmitají částice kontinua ve všech směrech třírozměrného prostoru).
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Na seismickém záznamu lze obvykle pozorovat tři základní skupiny
seismických fází – primární fáze (tvořené podélnými vlnami – jsou
polarizovány ve směru šíření signálu), sekundární fáze (tvořené
příčnými vlnami – jsou polarizovány v rovině kolmé na směr šíření
signálu) a povrchové vlny.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Kmitání (vlnění) dobře popisují goniometrické funkce sinus a cosinus.
Jejich složením může vzniknout libovolná nepravidelně kmitající křivka.
Funkci popisující vlnění v závislosti na čase si tedy můžeme představit
jako součet mnoha křivek funkcí sinus a cosinus lišících se frekvencí a
amplitudou (tzv. Fourierova řada).
 



1
0
2sin2cos
2
)(
n
nn ftnbftna
a
tu 
Joseph Fourier (1768-1830)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
V případě signálu ve formě jednoduché sinusovky můžeme vlnovou
funkci popsat jednoduše:
kde A je amplituda, T perioda a j fáze signálu, t je čas.
).t
T
2
sin(.Au(t) j


Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Příklad součtu tří vlnových funkcí:
).t
1
2
sin(.10(t)u1


).t
0.2
2
sin(.10(t)u2


)0.8.t
2
2
sin(.10(t)u3 

)0.8.t
2
2
sin(.10).t
0.2
2
sin(.10
).t
1
2
sin(.10(t)u4




Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Každou jakkoli složitou a nepravidelnou vlnovou funkci lze popsat jako
součet mnoha křivek funkcí sinus a cosinus (Fourierova řada)
   
  ...sincos...
2sin2cossincos)( 22110


tnbtna
tbtatbtaatu
nn 

 



1
0 sincos)(
n
nn tnbtnaatu 
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Seismický paprsek
Na seismický signál můžeme také pohlížet jako na seismický paprsek,
který se šíří zemským nitrem.
V případě, že prostředí, kterým se paprsek šíří, není homogenní,
dochází na rychlostních rozhraních k odrazu či lomu paprsku.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Odraz seismického paprsku:
Úhel dopadu je roven úhlu odrazu.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Lom seismického paprsku na rychlostním rozhraní je matematicky
popsán tzv. Snellovým zákonem:
Podíl sinu úhlu svíraného paprskem a přímkou kolmou k rozhraní vůči
rychlosti šíření paprsku (tj. paprskový parametr p) je konstantní.
Willebrord van Roijen Snell
(1580-1626)
2
2
1
1
v
sin
v
sin 

pkonstanta
v
sin


Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
-Pokud paprsek dopadá na rozhraní pod úhlem menším, než je tzv. kritický
úhel, láme se podle Snellova zákona do následující vrstvy.
-Pokud paprsek dopadá na rozhraní pod úhlem větším, než je tzv. kritický
úhel, nedojde k lomu, ale dojde k totálnímu odrazu paprsku od rozhraní.
- Pokud paprsek dopadá na rozhraní pod tzv. kritickým úhlem, láme se
podél rozhraní.
22
2
1
1
v
1
v
sin
v
sin


Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Ve vrstevním prostředí, v němž rychlost šíření vln do hloubky roste,
dochází postupně k lámání paprsků „od kolmice“ tak dlouho, až dojde k
překonání kritického úhlu a paprsek je totálně odražen zpět k povrchu.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
V případě plynulého zvětšování rychlosti do hloubky si lze situaci
představit jako průchod paprsku vrstevním prostředím s „velmi tenkými“
vrstvami a malými změnami rychlostí.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
V prostředí s lineárně rostoucí rychlostí seismických vln do hloubky se
do každého místa na povrchu šíří signál právě podél jedné dráhy (do
každého místa míří jen jeden paprsek).
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Délka dráhy i doba šíření signálu rostou se zvětšující se epicentrální
vzdáleností (vzdálenost mezi epicentrem a místem detekce).
Grafické závislosti (křivce) mezi epicentrální vzdáleností a časem
registrace říkáme hodochrona.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Zóny, v nichž rychlost do hloubky roste mnohem intenzivněji, způsobují
zakřivení paprsků tak, že se na povrchu vytváří zóna, v níž může být
detekován signál šířící se podél tří různých drah (zóna triplicity). V této
zóně tak jsou detekovány obecně tři různé fáze přímé vlny, které se liší
hodnotou paprskového parametru a které jsou detekovány obecně ve
třech různých časech (liší se délkou dráhy a průměrnou rychlostí).
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Zóny, v nichž rychlost do hloubky klesá, způsobují zakřivení paprsků tak,
že se na povrchu vytváří zóna, v níž není detekován žádný signál
(nemíří do ní žádné paprsky, tzv. zóna seismického stínu). Tato
skutečnost je dána tím, že v zóně snížených rychlostí se paprsky lámou
ke kolmici – v této zóně tedy nemůže být bod návratu.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Příkladem je např. zóna seismického stínu odpovídající zóně
snížených rychlostí ve vnějším jádře.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Existence zóny triplicity nebo zóny stínu se projevuje také na
hodochroně.
V zóně triplicity je křivka hodochrony „ztrojena“, v zóně stínu je
křivka hodochrony přerušena.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
VELIKOST ZEMĚTŘESENÍ
Velikost energie uvolněné při zemětřesení se může pohybovat ve velmi
širokém rozmezí. Důležitou charakteristikou seismického jevu je proto
jeho velikost.
Široce používané jsou dvě základní veličiny kvantifikující velikost
zemětřesení:
-Seismická intenzita
-Magnitudo
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Seismická intenzita
Kvantifikuje účinek zemětřesení v určitém místě. Je funkcí „velikosti
zemětřesení“ a místa. Zjištěné hodnoty seismické intenzity lze v mapě
konturovat – spojnice bodů se stejnými hodnotami intenzity se nazývají
izoseismy. Zvláštní význam má hodnota seismické intenzity zjištěná v
epicentru (epicentrální intenzita).
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Základními vstupními údaji pro určení seismické intenzity jsou
pozorované makroseismické účinky v daném místě. Lze tak kvantifikovat
jevy bez nutnosti záznamu na seismometru.
Klasifikace zemětřesení podle jejich účinků byly prováděny již před
rokem 1800 (doložena je kvantifikace účinků zemětřesení Schianterellim
v roce 1783).
Detail Schiantarelliho mapy z r.1783. U názvů obcí jsou značky označující
míru škod způsobených zemětřesením.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
První doložené použití seismické intenzity známe ale až z roku 1828
(použití veličiny intenzity Egenem při zpracování zemětřesení v Belgii).
První mezinárodně používanou škálou byla desetistupňová škála RossiForel
z roku 1883 (původně publikovali nezávisle na sobě své škály
seismické intenzity v r. 1874 respektive 1881, obě škály ale byly již od
počátku navzájem velmi podobné).
Francois Alphonse Forel (1841-1912)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
K dnes nejrozšířenějším škálám seismické intenzity patří:
-dvanáctistupňová škála MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg) z roku 1932
-dvanáctistupňová škála MSK-64 (Medveděv-Sponheur-Kárník) z roku
1964
- škála EMS (European Macroseismic Scale) publikovaná v roce 1998
Giuseppe Mercalli (1850-1914) Titulní strana publikace škály EMS.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Magnitudo
veličina úměrná výchylce seismometru v definované vzdálenosti od
hypocentra. Je funkcí pouze „velikosti zemětřesení“, nikoli funkcí místa.
Magnitudo původně definoval Richter v roce 1935 jako veličinu úměrná
logaritmu výchylky odečtené na Wood-Andersonově seismografu ve
vzdálenosti 100km od epicentra zemětřesení v oblasti jižní Kalifornie.
Charles F. Richter
(1900-1985)
 ΔlogAML L
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Richterovo magnitudo bylo odvozeno pro lokální jevy (vzdálenost D =
30-600 km). Nazývá se proto lokální magnitudo. Richter roku 1935
empiricky odvodil tabulku funkčních hodnot funkce L(D) v závislosti na
vzdálenosti.
 ΔlogAML L
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Výchylka seismometru (amplituda) je ale závislá také na prostředí,
kterým se signál šíří, na charakteru seismického zdroje, na frekvenční
charakteristice signálu a na aparatuře, kterou je zaznamenán. Vzorec
pro výpočet magnituda tyto závislosti drasticky zjednodušuje (vyjadřuje ji
jen několika empiricky odvozenými korekčními parametry), nebo zcela
opomíjí. Použitelnost vzorců pro výpočet magnituda je proto omezená.
V současnosti rozumíme pod pojmem lokální magnitudo takové
magnitudo, které je odvozeno ze záznamů krátkoperiodických senzorů
pro lokální otřesy. Tyto veličiny se nazývají také „mikrootřesové
magnitudo“ (micro earthquake magnitude).
Vzorce pro výpočet lokálního magnituda jsou odvozovány tak, aby platily
pro určitou studovanou oblast. Vycházejí ovšem z Richterova vzorce.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Obecná forma magnituda je:
M … magnitudo
A … amplituda
T … perioda
f … funkce popisující korekci pro epicentrální vzdálenost (D) a
hloubku hypocentra (h)
Cs … staniční korekce
Cr … korekce zohledňující vlastnosti zdrojové oblasti
  rs CChΔ,f
T
A
logM 






Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Na základě Richtrova lokálního magnituda odvodil Gutenberg v roce
1945 magnitudo počítané z objemových vln pro vzdálená
zemětřesení:
A ... maximální amplituda – posunutí v mikrometrech,
T ... perioda maximální vlny (pro vlnu P platí T=<3 sec.),
q ... kalibrační funkce závislá na epicentrální vzdálenosti a hloubce
 h,
T
A
logmB D





 q
Beno Gutenberg
(1889-1960)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Hodnoty kalibrační funkce q jsou určeny pro všechny vzdálenosti a
hloubky pomocí komplikovaného konturového grafu.
 h,
T
A
logmB D





 q
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
V roce 1945 pak odvodil Gutenberg pro vzdálená zemětřesení také
magnitudo počítané z povrchových vln, tento vztah platil pro stanici
Pasadena:
A ... maximální amplituda – posunutí v mikrometrech,
D... epicentrální vzdálenost ve stupních
Vztah platí pouze pro mělká zemětřesení, proto tu schází závislost na
hloubce (u vzdálených zemětřesení nejsou v případě hlubokých
zemětřesení pozorovány povrchové vlny).
818.1log*656.1logAMs D
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Graf závislostí mezi magnitudem a seismickou energií.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
STUDIUM STAVBY ZEMĚ
Seismologie umožňuje empirické odvození hodochron jednotlivých
seismických fází, jejichž studium je zdrojem významných informací o
vnitřní stavbě Země.
V první polovině 20.století došlo na základě seismologických studií k
zásadním objevům,které vedly k základnímu rozdělení Země na
kůru,plášť, vnější jádro a vnitřní jádro.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
V roce 1906 odvodil Oldham existenci zemského jádra na základě
zjištění zóny snížených rychlostí pro velké epicentrální vzdálenosti (zóna
seismického stínu v epicentrálních vzdálenostech 105°-143°)
Richard Dixon Oldham (1858-1936)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Zóna seismického stínu v epicentrálních vzdálenostech 105°-143°
prokázal v roce 1912 Gutenberg, který upřesnil hloubku rozhraní mezi
pláštěm a jádrem na 2900 km (Gutenbergova diskontinuita).
Beno Gutenberg (1889-1960)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
V roce 1909 odvodil Mohorovičic z křivek platných pro regionální
seismické vlny existenci diskontinuity na rozhraní zemské kůry a pláště
(MOHO – Mohorovičičova diskontinuita)
Andrija Mohorovicic (1857-1936)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
V roce 1935 publikovala Lehmannová hypotézu o existenci pevného
jadérka, které odvodila na základě slabých podélných vln zjištěných
v zóně seismického stínu v případě dvou silných zemětřesení na Novém
Zélandu (v letech 1928 a 1931) – zaregistrované podélné vlny byly
interpretovány jako vlny odražené na rozhraní vnějšího a vnitřního jádra
(vlny PKiKP).
Inge Lehmannová (1888-1993)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Další upřesnění hodochron vycházející z dalších (četnějších a přesnějších)
detekcí seismického signálu rozšiřující se světovou sítí seismologických
stanic umožnilo také přesnější poznání hlubší stavby Země.
V roce 1940 publikovali tabulky sumarizující časy potřebné k průchodu
seismických vln od hypocentra do místa detekce (v závislosti na
hypocentrální vzdálenosti) Jeffreys a Bullen.
sir Harold Jeffreys
(1891-1989)
Keith Edward
Bullen
(1906-1976)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
ISC (International Seismological
Centre) shromáždilo v letech 1964 až
1987 data umožňující vynést do grafu
přes pět milionů bodů popisující
závislost mezi epicentrální
vzdáleností a časem průchodu
různých seismických fází z
hypocentra do místa detekce. Tyto
experimentálně získané body ve
vyneseném grafu dobře ukazují
průběh hodochron jednotlivých
seismických fází.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Komplexnější pohled na problematiku vztahu času šíření různých
seismických fází a epicentrální vzdálenosti ukazuje graf asi 100.000
seismogramů pro zemětřesení s magnitudem vyšším než 5.7, které
byly shromážděny a zpracovány v letech 1988 až 1994.
Tyto záznamy mohou být ukázány buď pro vyšší nebo nižší
frekvence. V případě vyšších frekvencí jsou časy příchodů
seismických fází na stanice ostřejší, ale některé fáze mohou být
nerozpoznatelné (většina energie sekundárních fází je nesena vlnami
s delší periodou).
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Získaná data umožňují upřesnit
skutečný průběh hodochron.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Analýza takto experimentálně získaných
hodochron proti možným modelům zemského
nitra umožňuje jednak identifikovat jednotlivé
seismické fáze a jednak upřesnit a upravit co
nejvěrohodnější model hlubších struktur
Země.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
V roce 1981 uveřejnili Dziewonski a Anderson tzv. PREM (Preliminary
Reference Earth Model) model Země – jednorozměrný model závislosti
rychlosti šíření seismických vln na hloubce.
Don L.Anderson
(*1933)
Adam Dziewonski
(*1936)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
PREM model ukazuje zřetelně
rozdělení zemského tělesa na plášť,
vnější jádro a vnitřní jádro, přičemž
vnější jádro nenese příčné vlny a
není tedy rigidní.
Hustoty horninového prostředí a
rychlosti seismických vln podle
modelu PREM.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
PREM model ukazuje zřetelně
rozdělení zemského tělesa na plášť,
vnější jádro a vnitřní jádro, přičemž
vnější jádro nenese příčné vlny a
není tedy rigidní.
Hustoty horninového prostředí a
rychlosti seismických vln podle
modelu PREM.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Globální modely byly dále upřesňovány (1991 - model IASPEI91,
2005 - model ak135).
model IASPEI91 model PREM
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
V detailnější měřítku ukazují modely jednak zónu snížených rychlostí
ve svrchním plášti (astenosféra - Gutenberg zjistil tuto zónu v roce
1949 na základě analýzy dat monitorovaných v jižní Kalifornii) a jednak
existenci významnějších rychlostních rozhraní v hloubkách 450 a
670 km.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Velké množství seismologických dat umožňuje třírozměrné studium
struktur v Zemském nitru (seismická tomografie). První použitelné 3D
seismické modely byly sestaveny v roce 1984.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
STUDIUM TEKTONICKÝCH POHYBŮ
Studiem stavby zemské kůry a svrchního pláště na základě analýzy
seismického signálu produkovaného známým zdrojem (obvykle
umělým odpalem) se zabývá seismika.
Některé informace o strukturách v zemské kůře a plášti jsou ale
získávány také pomocí seismologického monitorování přirozených
zemětřesení (tedy jevů s neznámou polohou hypocentra).
Přirozená zemětřesení souvisí obvykle s recentní seismickou
aktivitou tektonických struktur. Monitorování této aktivity a studium
jejího charakteru poskytuje významné informace o charakteru
recentních tektonických procesů spjatých s danými strukturami.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Studium globální tektoniky
Distribuce zemětřesení je na povrchu Země velmi nerovnoměrná.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Narůstá počet registrovaných slabých otřesů, zatímco průměrné
množství silných otřesů se jeví jako relativně stabilní důvod:
zvyšující se detekční schopnost globální sítě.
globální seismicita: denní počty zemětřesení s M>4 (modrá) a M>5
(červená) a maximální magnituda v letech 1973-2009 (data převzata z
NEIC).
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Rozdělení zemětřesení podle velikosti (počty podle NEIC).
charakteristika
zemětřesení
magnitudo průměrný
počet za rok
ničivé 8.0 a více ~1
velké 7.0 – 7.9 ~ 17
silné 6.0 – 6.9 ~ 134
střední 5.0 – 5.9 ~ 1.319
lehké 4.0 - 4.9 ~ 13.000
menší 3.0 – 3.9 ~ 130.000
velmi slabé 2.0 – 2.9 ~ 1.300.000
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Studiem vztahu geologických struktur a výskytem zemětřesení se
zabývá řada vědců od konce 19.století.
Studium seismicity se opírá o dlouhodobé monitorování seismické
aktivity a využívá řady katalogů zemětřesení sestavených v různých
dobách pro různé regiony.
K prvním katalogům patří katalogy ze 17. a 18. století:
Johann Zahn - 1680; Moreira de Mendonca - 1758
Pro region střední Evropy jsou významné Kárníkovy katalogy z let
1969 a 1971.
Dnes se studium seismicity opírá o moderní katalogy jako jsou
katalogy ISC (International Seismological Centre, Newbury) nebo
NEIC (National Earthquake Information Service, Denver).
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
zlomové porušení zdi vily z
římské doby (Galli et al. 2008).
Zemětřesení se vyskytují v celé historii Země. Výzkum různě starých
zdrojů je založen na různých metodách.
Přístrojová měření jsou k dispozici teprve v posledních cca 100 letech.
Pro starší jevy jsou k dispozici písemné, archeologické či geologické
doklady použitelné pro makroseismické studie.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Pojem "seismicita" použil poprvé pravděpodobně Montessus de
Ballorne v roce 1906 k popisu distribuce zemětřesení a k jejich
charakterizaci v jednotlivých regionech.
Od roku 1910 začali Sieberg a Hobbs používat pojem
"seismotektonika" pro charakterizaci výskytu zemětřesení ve vztahu
k regionální tektonice a ke geodynamice.
August Heinrich
Sieberg
(1875-1945)
Fernando
Montessus de
Ballore
(1851-1923)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
V 60.letech minulého století byla zformulována teorie deskové
tektoniky, která vychází z Wegenerových představ o pohybech
kontinentů z let 1910 až 1912. Globální distribuce zemětřesení je
tedy od 60.let minulého století interpretována ve vztahu k deskové
tektonice.
Alfred Lothar Wegener
(1880-1930)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Zemětřesení se soustředí především do relativně úzkých zón. Zmíněné
seismicky nejaktivnější zóny, kde dochází k nejvýraznějšímu
tektonickému namáhání, odpovídají okrajům litosférických desek.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Přirozené zemětřesení je ve většině případů jev spojený s náhlým
prokluzem podél zlomové plochy. K takovému prokluzu může dojít jen
při splnění určitých fyzikálních podmínek:
a) Prostředí musí být tvořené křehkým materiálem.
b) Prostředí (a křehké struktury, které jej porušují) musí být schopno
odolat určitému napětí (je nutné dostatečně velké tření).
c) Musí docházet k takovým změnám napjatosti, při nichž dojde k
překonání meze pevnosti na již existujících poruchách nebo k novému
porušení prostředí.
Proto jsou zemětřesení soustředěna především do zemské kůry, která
se chová křehce.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Charakter seismicity se na různých typech deskových rozhraní liší.
Distribuce zemětřesení s mb>5 v letech 1964-1997 (Stein, Wysession 2003)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Úzká rozhraní (typická např. pro středooceánské rifty).
Distribuce zemětřesení s mb>5 v letech 1964-1997 (Stein, Wysession 2003)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Hloubky hypocenter v riftových oblastech jsou malé.
Čím vyšší je rychlost oddalování se od riftů, tím menší jsou hloubky
hypocenter otřesů na poklesových zlomech spojených s rifty.
Hloubka hypocenter otřesů na poklesových zlomech v
riftových strukturách v závislosti na rychlosti oddalování
(vlevo) a odpovídající pokles maxima seismického momentu
(vpravo) (Stein, Wysession 2003).
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Široká rozhraní (typická např. subdukční a zejména kolizní zóny).
Distribuce zemětřesení s mb>5 v letech 1964-1997 (Stein, Wysession 2003)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
V subdukčních zónách jsou známy nejhlubší zemětřesení, která
jsou soustředěna do tělesa ponořující desky.
Hypocentra mohou dosahovat hloubky až více než 600 km.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Výzkumu hlubokých zemětřesení se v Japonsku intenzivně věnoval v
letech 1927-1934 Wadati. V roce 1954 pak Benioff zjistil v regionu
Kamčatky, že ve vertikálním řezu jsou hluboká zemětřesení
soustředěna do úzké zóny nazývané dnes Wadati-Benioffova zóna.
Kiyoo Wadati
(1902-1995)
Victor Hugo
Benioff
(1899-1968)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Chladná deska se ponořuje vlivem gravitace. Vytváří tak relativně
úzké těleso schopné křehkého porušení zanořeného až stovky
kilometrů do plastického plášťového materiálu. V této chladné desce
mohou vznikat (a vznikají) zemětřesení soustředěná tak ve WadatiBenioffově
zóně.
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Podsouvaná deska může dosáhnout rozhraní v hloubce 670km
během cca 10 My. Za tuto dobu je zahřátá na teplotu odpovídající
polovině teploty okolního pláště, tj. přestává být rigidní.
(Stein, Wysession 2003)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
I když nemáme hypocentra otřesů s hloubkami přesahujícími 670km,
deska může pronikat hlouběji do pláště aseismicky (bez seismických
projevů).
(Stein, Wysession 2003)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Velikost zemětřesení na konvergentním rozhraní může být extrémní.
Subdukční zóny vykazují větší četnost silných zemětřesení ve srovnání s
ostatními typy deskových rozhraní.
(Stein, Wysession 2003)
Seismologiepodzim 2011, Brno Základy Geofyziky
Extrémně silné otřesy na
subdukčních rozhraních jsou
spojeny s náhlým vyrovnáním
napětí při zpětném prokluzu na
zlomech kompresního systému
na rozhraní obou sousedních
desek.