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.