[Projekt u razvoju!]
Seizmologija (engl. seismology) je grana geofizike koja se bavi proučavanjem potresa uzrokovanih tektonskim pokretima na rasjedima, eksplozijama, vulkanskom aktivnošću ili nekakvim drugim pojavama. Proučavaju se fizikalni procesi u žarištu (hipocentru) potresa, oslobođeni seizmički valovi i njihovo djelovanje na sredstvo kojim se rasprostiru, površinu i objekte koji se na njoj nalaze. Istraživanja se primjenjuju u građevinarstvu (potresno inženjerstvo, protuseizmička gradnja), urbanom planiranju, pri procjeni hazarda i rizika od potresa, u istraživanjima ležišta plina i nafte te općenito određivanju građe Zemljine unutrašnjosti. Stručni rad u seizmologiji uključuje bilježenje potresa, njihovo lociranje i katalogiziranje, kartiranje učinaka, razmjenu podataka s međunarodnim institucijama itd.
Seizmika (engl. seismics) je skup geofizičkih metoda koje se temelje na proučavanju zapisa umjetno izazvanih potresa radi istraživanja geološke građe Zemlje ili nekog drugog planeta.
Seizmograf (engl. seismograph) ili seizmometar (engl. seismometer) je mjerni instrument kojim se mjeri i zapisuje gibanje tla. Površina Zemlje stalno se više ili manje giba pod utjecajem čitavog niza uzročnika kao što su: potresi, eksplozije, vulkanska aktivnost, gibanje zračnih masa, ljudska aktivnost, položaj Mjeseca i ostalih bližih tijela u Sunčevom sustavu itd. Gibanje tla može se prikazati pomoću fizikalnih veličina pomaka, brzine i akceleracije. Kod mjerenja i bilježenja gibanja tla potrebno je obratiti pozornost na referentnu točku prema kojoj će se mjeriti gibanje tla. Takva točka ne smije biti u čvrstoj vezi s tlom jer se tijekom potresa "sve" trese. Zbog toga se koristi njihalo čije će težište ostati mirovati ako objesište doživi dovoljno mali pomak u dovoljno kratkom vremenu. Za razliku od njihala, kućište seizmografa slobodno se giba, pa je moguće bilježiti razliku njihova međusobnog položaja. Prvi seizmografi radili su na principu mehaničkog djelovanja, a danas se gibanje tla najčešće pretvara u električni signal koji se dalje obrađuje i pohranjuje.
Seizmogram (engl. seismogram) je zapis seizmografa, tj. zapis gibanja tla u ovisnosti o vremenu. Seizmografi istodobno bilježe tri međusobno okomite komponente pomaka (vertikalnu i dvije horizontalne), pa je na temelju seizmograma moguće u potpunosti rekonstruirati gibanje tla određenog područja. Na seizmogramima se uočavaju osnovne vrste seizmičkih valova nastalih uslijed potresa i njihove mnogobrojne faze koje nailaze na prijemnik nakon refleksija i refrakcija na diskontinuitetima u Zemljinoj unutrašnjosti. Nastupna vremena pojedinih faza omogućuju precizno lociranje žarišta potresa, te uvid u strukturu dijela Zemlje kojim su valovi putovali.
Potres (engl. earthquake) se definira kao iznenadno oslobađanje nakupljene energije unutar ograničenog područja Zemlje. Oslobođena energija može biti gravitacijsko potencijalna (urušni potresi), hidrodinamička (vulkanski potresi), energija elastičkih deformacija (tektonski potresi) i dr. Tektonski potresi su najčešći potresi koji se događaju na Zemlji (čine preko 90% od ukupnog broja svih potresa). Mjesto nastanka potresa u Zemljinoj unutašnjosti naziva se hipocentar (engl. hypocenter) ili žarište (engl. focus), a točka na Zemljinoj površini neposredno iznad se zove epicentar (engl. epicenter).
Prema dubini na kojoj se nalazi hipocentar, razlikuju se plitki (do 60 km), srednje duboki (od 60 do 350 km) i duboki potresi (dubine veće od 350 km). Iz žarišta potresa šire se u svim smjerovima putujući elastički valovi, tj. seizmički ili potresni valovi. Seizmički valovi djeluju na sredstvo kroz koje putuju i na Zemljinoj površini uzrokuju slabije ili jače podrhtavanje tla što ovisi o mnogobrojnim parametrima (dubina žarišta, epicentralna udaljenost, lokalna svojstva tla, itd.). Općenito, potresi se na površini najjače osjećaju u epicentru i području oko njega. Ovisnost vremena putovanja vala do nekog mjesta o epicentralnoj udaljenosti predočuje se krivuljom koja se naziva hodokrona (engl. hodocrone). Hodokrone ovise o vrsti vala i dubini na kojoj se nalazi hipocentar promatranog potresa, a dijele se na empirijske i teorijske.
Tektonski potres (engl. tectonic earthquake) je potres koji nastaje uslijed oslobađanja energije elastičke deformacije. Vezu između energije elastičke deformacije i nastanka potresa daje tzv. teorija elastičkog odraza (engl. elastic rebound theory). Teoriju je 1911. godine postavio H. F. Reid na temelju proučavanja geodetskih mjerenja duž San Andreas rasjeda prije i poslije velikog potresa u San Franciscu koji se dogodio 18. travnja 1906. U svojoj teoriji Reid navodi kako je lom stijene, uslijed kojeg dolazi do tektonskog potresa, rezultat elastičke napetosti veće nego što ju čvrstoća stijene može podnijeti. Premašivanje čvrstoće uzrokuje relativni pomak duž rasjednih krila. Maksimumi relativnih pomaka ne postižu se iznenada s početkom loma, nego postupno u određenom dužem ili kraćem vremenskom razdoblju. Na površini loma nastaju potresni valovi.
Budući da postoji mogućnost da se ukupni pomak duž rasjednih krila ne dogodi odjednom, nego u nekoliko koraka, svako iznenadno prekidanje i počinanje gibanja uzrokovat će nastanak valova. Energija oslobođena za vrijeme potresa bila je neposredno prije početka loma pohranjena u obliku energije elastičkih deformacija.
Seizmički valovi (engl. seismic waves) su zapravo potresni valovi koji nastaju na površini loma. Prilikom potresa će oko 90% ukupne energije utrošiti na trenje i razne toplinske efekte, dok će se 10% osloboditi u vidu seizmičkih valova. Razlikuju se dvije osnovne skupine seizmičkih valova: prostorni (engl. body waves) i površinski valovi (engl. surface waves). Prostorni valovi putuju kroz čitavu Zemljinu unutrašnjost, dok se površinski valovi mogu rasprostirati samo unutar Zemljine kore. Nadalje, prostorni su valovi brži i viših frekvencija od površinskih, pa se zato prvi uočavaju na seizmogramima.
Prostorni se valovi mogu podijeliti na tzv. P-valove (od engl. primary waves) i S-valove (od engl. secondary waves). P-valovi su zapravo longitudinalni valovi, što znači da kod njih čestice titraju u smjeru rasprostiranja vala (takvi su npr. zvučni valovi). P-valovi su najbrži valovi i stoga uvijek prvi nailaze na prijemnik. Često se još nazivaju i kompresijskim valovima (engl. compressional waves) jer uzrokuju kompresiju (sažimanje, zbijanje) sredstva kroz koje prolaze (animacija). S-valovi su transverzalni valovi i kod njih čestice titraju okomito na smjer samog rasprostiranja (kao i kod npr. valova na vodi). Nazivaju se i posmičnim valovima (engl. shear waves) jer uzrokuju smicanje dijelova sredstva kroz koje se šire (animacija). S obzirom na geometrijsku orijentaciju oscilacija u prostoru, tj. polarizaciju, razlikuju se SH- i SV-valovi. Dakle, SH-valovi su transverzalni S-valovi polarizirani u horizontalnoj ravnini, dok su SV-valovi transverzalni S-valovi polarizirani u vertikalnoj ravnini.
Za razliku od longitudinalnih valova koji se mogu rasprostirati kroz plin, tekućinu ili čvrsto sredstvo, transverzalni valovi se mogu širiti samo kroz kruta tijela. Ovo svojstvo je ključan razlog zašto znamo da je Zemljina vanjska jezgra tekuća, a ne kruta - kroz nju ne mogu putovati S-valovi. S-valovi su sporiji te nailaze na prijemnik tek nakon P-valova. Međutim, kako su njihove amplitude u pravilu oko pet puta veće od amplituda P-valova, uzrokovat će jače podrhtavanje tla na površini. Dakle, prilikom potresa moguće je osjetiti dva podrhtavanja tla: slabije uzrokovano nailaskom P-valova i jače koje uzrokuju S-valovi. Naravno, ukoliko je žarište potresa relativno blizu, obje vrste valova stići će u isto vrijeme, pa će se moći osjetiti samo jedna trešnja. Isto tako će kod slabijih potresa većina ljudi osjećati samo podrhtavanje koje je uzrokovano S-valovima.
Površinski valovi na seizmogramu se najbolje uočavaju u slučaju dalekih snažnih potresa čije se žarište nalazi na dubinama manjim od 70 km. Karakterizirani su izraženim amplitudama, velikim periodima i poprilično pravilnim hramonijskim oblicima te pokazuju svojstvo disperzije (brzine im ovise o frekvenciji). Nastaju uslijed interakcije P- i S-valova, a dijele se na tzv. Rayleighjeve (engl. Rayleigh waves) i Loveove valove (engl. Love waves). Nadalje, površinski valovi perioda između 15 i 30 s koji na seizmološku postaju nailaze posljednji zbog malih grupih brzina, čine tzv. Airyjevu fazu (engl. Airy phase). Na seizmogramima dalekih potresa, ta skupina vrlo često ima najveću amplitudu te se koristi za definiranje magnitude površinskih valova.
Loveovi valovi koji su svoj naziv dobili po britanskom matematičaru A.E.H. Loveu, uzrokuju pomicanje čestica sredstva s jedne na drugu stranu (animacija). Polarizirani su u horizontalnoj ravnini, pa ih je moguće uočiti samo na horizontalnim komponentama seizmograma i pošto su brži, na prijemnik nailaze prije Rayleighjevih valova. Rayleighjevi valovi, koji imaju i horizontalnu i vertikalnu komponentu gibanja, svoje su ime dobili po znanstveniku J.W.S. Lord Rayleighju. Pri prolasku Rayleighjevog vala, čestice osciliraju po elipsima; na površini to su elipse čija je horizontalna os približno jednaka 2/3 vertikalne osi (animacija). Osciliranje može biti retrogradno (pomaci čestica na 'uzdignutom' dijelu elipse usmjereni su kao i smjer rasprostiranja vala) ili suprotno od toga, direktno.
Brzine seizmičkih valova su reda veličine nekoliko kilometara po sekundi (km/s) i pošto ovise o vrsti materijala, na temelju seizmograma moguće je odrediti kompoziciju dijela Zemljine unutrašnjosti kroz koji su valovi putovali (brzine su manje ukoliko je materijal gušći i obratno). Nažalost, ovaj postupak nije uvijek toliko jednostavan jer ponekad različiti materijali mogu imati isti efekt na iznos brzine. Nadalje, brzine seizmičkih valova ovise i o nekim drugim faktorima kao što su tlak i temperatura. Tlak, koji raste s dubinom zbog sve veće nadležeće mase, uzrokuje povećanje brzine s dubinom. S druge strane, porast temperature prema Zemljinoj unutrašnjosti uzrokovat će smanjenje brzine valova. Kako je utjecaj tlaka dominantniji od utjecaja temperature, seizmičke brzine generalno rastu s porastom dubine.
Inače, u kontekstu valova općenito se razlikuju dvije vrste brzina: fazna brzina (engl. phase velocity) i grupna brzina (engl. group velocity). Fazna brzina prava je brzina rasprostiranja valova, dok se grupna brzina odnosi na brzinu maksimalne amplitude određene grupe valova, tj. brzinu kojom se rasprostire njezina energija. Pojava da fazna i grupna brzina ovise o frekvenciji vala naziva se disperzija (engl. dispersion). Ukoliko je grupna brzina veća od fazne radi se o tzv. anomalnoj disperziji (engl. anomalous dispersion). Ako je grupna brzina manja od fazne, disperzija je normalna (engl. normal dispersion). Za izravno mjerenje faznih brzina nužno je razmatrati vremena nailazaka seizmičkih valova na više postaja. Iz poznavanja fazne brzine moguće je jednoznačno odrediti grupnu brzinu, ali obrat ne vrijedi. Grupne brzine mogu se odrediti ukoliko je poznato vrijeme od trenutka nastanka potresa do nailaska vala na postaju te udaljenost epicentra od prijemnika. Dakle, korištenjem podataka samo jedne seizmološke postaje, relativno je lagano odrediti krivulju disperzije grupne brzine od žarišta potresa do postaje. Usporedbom empirijskih vrijednosti i teorijskih krivulja grupne brzine moguće je definirati model koji opisuje strukturu unutrašnjosti Zemlje.
Općenito su zabilježeni pomaci na seizmogramu definirani mehanizmom u žarištu potresa, utjecajem sredstva kroz koje se valovi šire, lokalnim oblikovanjem i djelovanjem samog seizmografa. Instrumentalni utjecaj najlakše je ukloniti s obzirom na to da je definiran konstrukcijom mjernog uređaja. Lokalni utjecaji također se mogu relativno jednostavno ukloniti ukoliko su poznata svojstva lokalnih struktura i sredstva u blizini postaje. Za izdvajanje doprinosa od propagiranja valova kroz sredstvo koriste se pojednostavljeni modeli koji uvode određenu dozu nepouzdanosti. Razlog tome je činjenica da seizmički valovi prilikom prolaska kroz Zemljinu unutrašnjost međudjeluju sa strukturama koje se u njoj nalaze - dolazi do refleksija, refrakcija, difrakcija, pretvorbe jedne u drugu vrstu vala (konverzija), povećanja ili smanjenja amplitude itd. Svi ovi efekti čine dio kompleksnog zapisa pomaka na seizmogramu i vrlo ih je teško pojedinačno odrediti, pa je modeliranje neophodan korak. Uklanjanjem svih navedenih doprinosa omogućuje se izdvajanje onog koji se odnosi na žarišni mehanizam.
Žarišnim mehanizmom (engl. focal mechanism) opisuje se polje deformacija koje generira seizmičke valove u izvoru potresa. Glavnina seizmičkih izvora uključuje rasjedanje ili smicajna gibanja u Zemljinoj unutrašnjosti, ali postoje i izvori koji su uzrokovani kontroliranim podzemnim eksplozijama. Osnovna karakteristika izvora uzrokovanih eksplozijama je sferna simetričnost samog izvora i polja pomaka koja se ne uočava kod izvora koji uključuju rasjedanje. Rasjedanje (engl. faulting) opisuje relativni pomak dvije geološke cjeline, stvaranje novog rasjeda ili smicanje po već postojećem rasjedu. Položaj, orijentacija i vrsta rasjeda mogu se odrediti korištenjem različitih metoda (npr. pomoću orijentacije prvog pomaka P-vala zabilježenog na seizmogramu).
Seizmički valovi koji nastaju u žarištu potresa pod utjecajem su razdiobe deformacija u blizini samog izvora i oni prenose tu informaciju na udaljene lokacije. Za predodžbu žarišnog mehanizma koriste se razni matematički modeli kao što su model jednostrukog (engl. couple) ili dvostrukog para sila (engl. double-couple), ali i mnogi drugi puno kompleksniji modeli. Nadalje, kako bi se geometrijski opisale amplitude početnog gibanja u blizini izvora raspodijeljenog na P- i S-valove, uvodi se pojam modela prostorne razdiobe zračenja (engl. wave radiation pattern). Položaj rasjeda u prostoru uzrokuje određenu razdiobu intenziteta zračenja. Stoga će predviđanje odnosa između modela prostorne razdiobe zračenja, valnog gibanja i orijentacije rasjednih ravnina omogućiti određivanje udaljenih rasjednih procesa koji su prethodili potresu.
Dakle, kako bi odredili žarišni mehanizam, seizmolozi stvarno polje pomaka predočuju prosječnim modelom pomicanja koji je dovoljno jednostavan da bi bio zamijenjen nekakvim sustavom sila. Pri tome je potrebno zadovoljiti uvjet da su te sile dinamički ekvivalentne stvarnome mehanizmu u žarištu, tj. da uzrokuju ekvivalentno zračenje seizmičkih valova.
Koncept dinamički ekvivalentnih prostornih sila.
Makroseizmički intenzitet
Kako bi se predočila jakost i utjecaj potresa na Zemljinoj površini koriste se različiti parametri. Jedan od njih je tzv. makroseizmički intenzitet (engl. macroseismic intensity). Makroseizmički intenzitet opisuje učinak seizmičkog izvora koji ovisi o jakosti i udaljenosti potresa te lokalnim svojstvima tla. Pri računu intenziteta u obzir se prvotno razmatraju ponašanje objekata na površini i načinu na koji su ljudi doživjeli događaj. Pomoću razdiobe makroseizmičkih intenziteta moguće je odrediti intenzitet u izvoru, tj. epicentru te dubinu žarišta potresa. Razlikuju se razne ljestvice za određivanje makroseizmičkog intenziteta kao što su: MCS (kratica od engl. Mercalli-Cancani-Sieberg Scale), MSK (kratica od engl. Medvedev-Sponheuer-Karnik Scale), MM (kratica od engl. Modified Mercalli Scale), EMS (kratica od engl. European Macroseismic Scale) i dr.
Magnituda
Osim intenziteta, za procjenu snage i oslobođene energije potresa koriste se magnitude. U želji da definira realističnu veličinu koja će se moći koristiti pri procjeni seizmičkog hazarda, Charles F. Richter 1935. definirao je magnitudu potresa po uzoru na magnitudu kojom se opisivao sjaj zvijezda. Magnituda (engl. magnitude) je mjera koja služi za opis relativne veličine/količine oslobođene elastične energije potresa. Njezina vrijednost proizlazi iz najveće amplitude pomaka seizmičkog vala zabilježenog na seizmogramu. Najveće amplitude pomaka upravo su one koje odražavaju energiju oslobođenu u žarištu. Ovdje je bitno napomenuti da je energija oslobođena u hipocentru potresa većim dijelom utrošena na trenje, tj. da tek manji dio nje putuje prostorom u obliku seizmičkih valova. Nadalje, seizmički valovi će izgubiti dio svoje energije duž svoje putanje uslijed povećanja njihovih valnih fronti (geometrijskog rasprostiranja) i svojstava sredstva (atenuacije zbog neelastičnosti i heterogenosti sredstva). Stoga je pri definiranju magnitude potrebno provesti korekcije vezane uz gubitke energije.
[Projekt u razvoju!]
