Zemětřesení

Vznik zemětřesení, klasifikace, základní pojmy
Seismické vlny
Intenzita a velikost zemětřesení
Hlavní postižené oblasti
Zemětřesení jako hazard: účinky a rizika
Předpověď a ochrana
Velké katastrofy spojené s otřesy
Seismicita území ČR
Náměty k dalšímu studiu
Odkazy

Zemětřesení je asi největším přírodním hazardem. To platí nejen pro počty obětí a míru škod, ale i pro velikost zasaženého území. K tomu dále přispívá také psychologický faktor. Otřesy většinou přichází náhle, často bez jediného varování, a za několik desítek sekund za sebou zanechávají obrovské neštěstí. I v současné době, přes pokroky ve výzkumu seismiky a dynamiky zemského tělesa, je předpověď zemětřesení a ochrana před touto katastrofou stále velmi obtížná.

Obr. 1: San Francisco poničené zemětřesením v roce 1906 (zdroj: http://www.wikipedia.org).

Vznik zemětřesení, klasifikace, základní pojmy

Otřesy vznikají, pokud dojde k náhlému uvolnění energie v zemském tělese. Ta se pod povrchem hromadí v důsledku silových pochodů, které v horninách zemské kůry a pláště neustále vytvářejí napěťové stavy. Mezi tyto procesy patří konvekční proudění, izostáze, gravitační působení apod. Jestliže dojde k náhlému uvolnění této nashromážděné energie, vzniká zemětřesení, které můžeme definovat jako "soubor krátkodobých pohybů reprezentující proces při změně napěťového stavu hornin" (cit. BRÁZDIL, R., et al, 1988, 137).

Obr. 2: Základní pojmy studia zemětřesení - ohnisko, hypocentrum a epicentrum (zdroj: http://www.kennislink.nl/).

Při studiu zemětřesení je důležité správně chápat základní používané termíny (obr. 2). Ohnisko zemětřesení je místo v zemské kůře nebo plášti, kde dané otřesy vznikají. Ohnisko samo o sobě není prostorově omezeno a může dosahovat velkých rozměrů, někdy i několika set kilometrů (dlouhá zlomová území, subdukční zóny). Proto jej nahrazuje jedním bodem, hypocentrem, který představuje těžiště plochy ohniska (BRÁZDIL, R., et al, 1988, 137). Kolmý průmět hypocentra na zemský povrch nazýváme epicentrem. Jde o bod na povrchu, který je nejblíže k oblasti vzniku otřesů. Vzdálenost mezi epicentrem a hypocentrem udává hloubku ohniska (obr. 3).

Obr. 3: Graf zemětřesení (magnitudo 5 a více) na celém světě od roku 1990. Barva rozlišuje hloubku ohniska, na ose y je uvedena velikost otřesů. Z grafu je patrné, že ničivější zemětřesení mají tendenci vznikat v menších hloubkách (zdroj: http://www.usgs.gov/).

Hypocentrální čas je doba vzniku zemětřesení v ohnisku, epicentrální čas je okamžik, kdy seismické vlny dorazí do epicentra. Oba časy se většinou udávají v UTC, aby byla možné porovnávat projevy konkrétního zemětřesení v rámci celé planety. Epicentrální vzdálenost je vzdálenost epicentra od daného místa pozorování (animace). Pleistoseistní oblast je termín používaný k označení území v okolí epicentra, které je zpravidla nejvíce postiženo účinky otřesů.

Intenzita zemětřesení je veličina, která charakterizuje jeho účinky na základě makroseismických projevů, tedy projevů, které jsou subjektivně pozorované lidmi v krajině (ničení staveb, sesuvy, pukliny v povrchu apod.). Oproti tomu velikost zemětřesení udává množství energie otřesy uvolněné. Jde o objektivní veličinu, která vychází z měření mikroseismických účinků, tedy těch, které jsou zaznamenávány speciálními přístroji, seismografy (viz. dále).

Obr. 4: Zlom San Andreas v Kalifornii na západě USA. Tato zlomová oblast je známá díky častým a ničivým tektonickým zemětřesením (zdroj: http://www.usgs.gov/).

Zemětřesení můžeme klasifikovat z několika hledisek. Kromě hodnocení intenzity a velikosti můžeme otřesy dělit podle původu vzniku a hloubky ohniska.
Podle vzniku dělíme zemětřesení na řítivá, vulkanická a tektonická (BRÁZDIL, R., et al, 1988, 138). Řítivá zemětřesení vznikají řícením stropů různých podzemních dutin. Může se jednat o přírodní útvary (např. krasové jeskyně) nebo o člověkem vytvořené dutiny (opuštěné doly apod.). Řítivá zemětřesení mají pouze lokální dosah, přesto škody mohou být značné (např. obydlené průmyslové důlní oblasti). Zemětřesení vulkanická jsou vázána na přívodní dráhy vulkanického materiálu. Často doprovázejí nebo předcházení sopečné erupce. Intenzita nabývá veliká, a většinou mají pouze lokální dopad. Charakteristický je výskyt otřesů ve skupinách (tzv. zemětřesné roje). Zemětřesení tektonická jsou nejčastějším a nejnebezpečnějším typem zemětřesení. Vznikem jsou vázána na poruchy v litosféře (zlomy, subdukce), kde často dochází k náhlým a intenzivním procesům, které uvolňují velké množství nahromaděné energie (obr. 4). Prostorový dopad otřesů může být obrovský a rozsah postižené oblasti až stovky km2. Velké bývají rovněž škody i oběti na životech. Podle procentuálního vyjádření představují tektonická zemětřesení 90%, vulkanická 7% a řítivá asi 3% všech otřesů v zemském tělese.

Obr. 5: Seismické oblasti světa mezi roky 1990 - 2000 s uvedenou hloubkou ohniska. Z obrázku je jasné, že ve většině oblastí vnikají otřesy v hloubkách do 70 km. Hlubší ohniska jsou vázána čistě na desková rozhranní, především subdukční zóny Tichého oceánu
(zdroj: http://www.usgs.gov/).

Podle hloubky ohniska (obr. 3 a 5) rozlišujeme zemětřesení mělká, středně hluboká a hluboká (BRÁZDIL, R., et al, 1988, 138). Mělká zemětřesení vznikají v zemské kůře a svrchní části pláště v hloubce do 60 km. Patří sem všechny řítivé, vulkanické i většina tektonických otřesů, spolu s projevy různých dalších procesů jako je řícení skal, pád lavin nebo odpal náloží. Středně hluboká zemětřesení jsou charakteristická hloubkou hypocentra 60 - 300 km. Vznikají tedy výhradně v zemském plášti a jsou vázána především na okraje litosférických desek (subdukční zóny). Hluboká zemětřesení (nad 300 km) jsou generována výhradně ve významných subdukčních zónách, především v tichomořské oblasti (tzv. Wadati-Benioffovy zóny - obr. 6 a 7). Nejhlubší světové zemětřesení bylo, podle Z. Kukala (1983, 50), zaznamenáno v oblasti Indonésie v roce 1934. Hloubka ohniska byla vypočtena na 720 km. Nejhlubší evropské zemětřesení se datuje do roku 1954 na území Sierra Nevady (655 km).

Obr. 6 a 7: Wadati-Benioffova zóna. Tyto zóny jsou tvořeny ohnisky zemětřesení, které utvářejí ukloněné linie totožné s průběhem subdukce na deskových rozhranních (obr. 6). Podobné subdukční zóny dávají vzniku otřesům s nejhlubšími ohnisky ležícími až ve svrchním plášti. Obr. 7 zachycuje Wadati-Benioffovu zónu, která se nachází pod japonským ostrovem Honšú
(zdroj: http://www.uwrf.edu/ a http://wwwrses.anu.edu.au/).

Otřesy můžeme dále dělit podle oblasti vzniku na kontinentální a podmořská. Kontinentální způsobují většinou okamžité škody a ztráty na životech, podmořská jsou naopak příčinou vzniku vln tsunami. Rovněž můžeme rozlišit otřesy přírodní a člověkem podmíněné (odpal náloží, řícení dolů, užitá seismika).

Seismické vlny

Pokud dojde uvnitř zemského tělesa nebo na jeho povrchu k uvolnění nashromážděné elastické energie, je generováno vlnění, které nazýváme seismickými vlnami. Při zemětřesení vzniká několik typů seismických vln, které se liší rychlostí, vlastním pohybem částic i ničivými účinky (animace).

Prvním druhem jsou vlny podélné, neboli P-vlny (též primární, longitudinální vlny). Jednotlivé částice kmitají shodně se směrem šíření vlny, jedná se o jakési periodické zhušťování a zřeďování hmoty (obr. 8). P-vlny se mohou šířit v jakémkoli prostředí (pevné, kapalné, plynné), prochází tedy celým zemským tělesem. Ačkoli jsou nejrychlejším typem elastických vln, způsobují minimální škody a jejich účinky je možno přirovnat ke zvukové rezonanci (např. otřesy okenních tabulek).

Obr. 8: Podélné seismické vlnění. Částice kmitají ve směru šíření vlny, dochází k zhušťování a zřeďování hmoty
(zdroj: http://www.lamit.ro/).

Dalším typem seismických vln jsou vlny příčné, neboli S-vlny (též sekundární, transverzální). Částice kmitají kolmo na směr šíření vlny, a to buďto v horizontální nebo vertikální rovině (obr. 9). Přestože S-vlny jsou pomalejší než vlny primární (přibližně 0,5 - 0,6 rychlosti P-vln), představují mnohem větší nebezpečí, neboť při jejich působení dochází k fyzickému pohybu zemského povrchu (ničení staveb). Sekundární vlny ale neprocházejí celým zemským tělesem, nemohou se totiž šířit v kapalinách a plynech. Na opačné straně planety proto vzniká typická oblast zastínění S-vln za překážkou v podobě kapalného jádra Země (obr. 10).

Obr. 9: Příčné seismické vlnění. Částice kmitají kolmo na směr šíření vlny. Obrázek dále ukazuje dvě hlavní charakteristiky vlny - vlnovou délku a amplitudu (zdroj: http://www.lamit.ro/).

Obr. 10: Oblast zastínění S-vln na opačné straně zeměkoule za překázkou, kterou představuje kapalné jádro Země
(zdroj: http://www.parautochthon.com).

Po zemském povrchu se elastické vlnění šíří v podobě dvou typů povrchových, neboli s-vln (tj. surface waves), které pohybem částic připomínají vlny transverzální (obr. 11). Rychlejší Loveho vlny kmitají částicemi kolmo na směr vlnění v horizontální rovině. Vlny Rayleighovy naopak v rovině vertikální, přičemž jednotlivé částice hmoty vykonávají pohyb po eliptické trajektorii. Povrchové vlny jsou celkově pomalejší než vlny objemové (tj. primární a sekundární), ale představují maximální rizika. Vzhledem k jejich velkým amplitudám pohybují značně zemských povrchem, a to v horizontálním i vertikálním směru.

Obr. 11: Povrchové vlny. Vlny Loveho kmitají v horizontální rovině, vlny Rayleighovy v rovině vertikální kolmo na směr šíření vlny
(zdroj: http://www.lamit.ro/).

Podle jejich rychlostí by do daného místa měly seismické vlny dorazit v pořadí P-S-s, tedy primární, sekundární a nakonec povrchové. Ve skutečnosti se ale toto pořadí může měnit. Rychlosti šíření vln je totiž do značné míry ovlivněna fyzikálními vlastnostmi prostředí, jímž dané vlny procházejí (BRÁZDIL, R., et al, 1988, 129). Je to především minerální složení, porozita a teplota hornin. Například P-vlny se při povrchu pohybují v čedičových horninách rychlostí asi 7 km/s, v žulových 6 km/s a v jílovitých pouze 2-4 km/s (KUKAL, Z., 1983, 31). Rychlost vln dále klesá s rostoucí teplotou prostředí, to znamená směrem do nitra Země.
Při průchodu seismických vln zemským tělesem dochází rovněž k jejich vzájemné přeměně, lomu, odrazu nebo refrakci (ohybu). Vnitřní prostředí Země není jednolité, ale střídají se vrstvy s různými jejichž fyzikální vlastnosti ovlivňují charakter šíření vln. Na každém rozhranní může proto docházet k odrazu, přeměně nebo lomu seismického vlnění, což závisí především na úhlu dopadu, hustotě prostředí a rychlosti šíření vln v něm. Následně vzniklé vlny odražené, přeměněné nebo lomené se dál šíří zemským tělesem. Jestliže se hustota v určité vrstvě mění spojitě, vzniká vlny refragovaná (obr. 12). Zkoumání všech těchto typů vln je důležité pro získání informací o nitru Země i pro studium v rámci užité seismiky.

Obr. 12: Průchod seismických vln zemským tělesem, jejich odraz, přeměna, lom a refrakce (zdroj: http://www.parautochthon.com).

Při šíření seismických vln zemským tělesem se dále uplatňují tři hlavní principy (BRÁZDIL, R., et al, 1988, 126). Podle Huygensova principu platí, že každou částici k níž dospěla elastická vlna je možno považovat za nový zdroj vlnění. Fermatův princip udává, že vlny prochází prostředím po dráze, které odpovídá minimálními času průchodu (není vždy geometricky nejkratší trajektorie). Princip superpozice stanovuje, že vlny se šíří prostředím nezávisle na sobě (tj. vzájemně se neovlivňují).

Intenzita a velikost zemětřesení

Intenzita zemětřesení, jak bylo uvedeno výše, je veličina, která je určována na základě pozorování makroseismických účinků zemětřesení. Tyto zahrnují různé stupně poškození staveb, vznik prasklin a puklin v povrchu, případný pokles nebo vzestup terénu, sesuvy apod. Intenzita je tedy čistě subjektivní veličina závislá na určení míry škod, které vznikly v souvislosti s otřesy. Je důležité si uvědomit, že z tohoto důvodu je její velikost v každém místě pozorování odlišná a klesá se vzdáleností od epicentra. Maximálních hodnot dosahuje v pleistoseistních oblastech.
Pro určení intenzity zemětřesení slouží zemětřesné stupnice. Mezi dvě nejznámější a mezinárodně používané patří dvanáctistupňová škála MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg), rovněž známá jako stupnice MM (Modified Mercalli), nebo dvanáctistupňová škála MSK-64 (Medveděv-Sponheuer-Kárník). Každá stupnice obsahuje označení stupně intenzity zemětřesení, jeho název, popis účinků a hodnotu zrychlení, které bylo vyvolané danými otřesy (tab. 1). Pro stupnici MSK-64 platí, že hodnoty zrychlení jsou 4-5x větší než u škály MCS. Uvedené stupnice ale nejsou jediné. Například Japonsko používá vlastní škálu JAM, která udává sedm stupňů intenzity otřesů.

Tab. 1: Popis stupnice MM s uvedeným zrychlením povrchu (sestaveno podle: BRÁZDIL, R., et al, 1988, 141 a http://www.converter.cz/).

Stupeň	Označení	Zrychlení (mm/s)	Popis
I.	nepozorovatelné	do 2,5	Člověk nerozpozná, pouze přístroje.
II.	velmi slabé	2,5 - 5	Rozpoznatelné v horních patrech budov citlivými lidmi.
II.	slabé	5 - 10	Vibrace, lustry se pohybují; srovnatelné s vibracemi způsobenými projíždějícím těžkým nákladním automobilem.
IV.	mírné	10 - 25	Drnčení oken, cinkot příborů a nádobí, zdi vydávají praskavé zvuky.
V.	málo silné	25 - 50	Lze rozpoznat v krajině, probouzí spící, praskání oken, kyvadlové hodiny se mohou zastavit.
VI.	silné	50 - 100	Vrávorání při chůzi, padají předměty, rozbíjí se nádobí, praskliny v omítce.
VII.	velmi silné	100 - 250	Lze jen obtížně stát, zvony zvoní, trhliny ve zdech.
VIII.	bořivé	250 - 500	Padají komíny, poškození budov, pohybující se těžký nábytek.
IX.	pustošivé	500 - 1000	Panika, vážné poškození domů, větší trhliny v půdě.
X.	ničivé	1000 - 2500	Zničené budovy, porušení přehrad, velké trhliny v půdě.
XI.	katastrofické	2500 - 5000	Roztržení kolejí a potrubí, zničené mosty, změny terénu.
XII.	globální	přes 5000	Velké předměty létají vzduchem, úplné zničení, rozsáhlé terénní změny.

Z měření intenzity zemětřesení se posléze sestavují mapy zemětřesné aktivity (BRÁZDIL, 1988, 141). Při jejich sestavování je využíváno třech izolinií, a to izoseist (stejná pozorovaná intenzita zemětřesení), izoblab (místa stejných škod), a izakust (místa zaznamenání shodných doprovodných akustických projevů zemětřesení, tj. dunění, hřmění apod).
Měření intenzity otřesů má kromě mapování zemětřesné aktivity i historický význam. Pro jednotlivé stupnice totiž existují převodní vztahy pro určení magnituda (viz. dále). Díky tomu můžeme alespoň přibližně určit velikost historických zemětřesení z dob, kdy ještě neexistovala žádná měření pomocí přesných přístrojů a k dispozici jsou pouze záznamy očitých svědků katastrof (např. lisabonské zemětřesení z roku 1755).

Velikost zemětřesení je, oproti intenzitě, objektivně změřitelnou veličinou. Její hodnota je stanovena na základě pozorovaní mikroseismických účinků zemětřesení, tedy těch, které registrují speciální přístroje - seismografy (obr. 12).

Obr. 12: Vyobrazení stavby a funkce seismografu (zdroj: http://www.parautochthon.com/).

Seismografy jsou přístroje, které tvoří upravená horizontální a vertikální kyvadla a jejichž měření využívá principu setrvačné hmoty. Tato hmota (závaží) je umístěna tak, aby byla vzhledem k zemi co nejvíce pohyblivá (animace). Při otřesech povrchu se snaží zůstat v klidové poloze, čímž se dostává do relativního pohybu se zbytkem seismografu, který se chvěje spolu s okolním prostředím. Některé moderní seismografy mohou být založeny i na princip magnetické indukce. Jednotlivé kmity jsou posléze přenášeny na registrační papír, čímž vzniká zápis zemětřesení zvaný seismogram (obr.13). Na seismogramu je možno lehce rozlišit jednotlivé druhy vlnění, dobu jejich příchodu i maximální amplitudu.

Obr. 13: Příklad seismogramu. Jako první jsou registrovány přímé, odražené a přeměněné vlny podélné (P), po nich přicházejí přímé, odražené nebo přeměněné vlny sekundární (S). Jako poslední dorazí vlny povrchové (LR), které způsobují maximální rozkmit seismografu (zdroj: http://www.okgeosurvey1.gov/).

Na základě měření seismografy stanovujeme veličinu magnitudo M, která je reprezentuje velikost zemětřesení. Tato veličina, kterou zavedli C. Richter a B. Gutenberg, je definována jako "dekadický logaritmus amplitudy zemětřesení vyjádřené v mikrometrech registrované standardním Woodovým-Andersonovým krátkoperiodovým seismografem v epicentrální vzdálenosti 100 km (cit. BRÁZDIL, R., et al, 1988, 143). Pro magnitudo tedy platí:

M = log a,

kde a je maximální amplituda povrchových vln v mikrometrech.
Magnitudo je objektivní veličinou, která je totožná pro všechny místa pozorování. S její pomocí můžeme určit množství elastické energie E uvolněné při konkrétním otřesu. Platí:

log E = 11,8 + 1,5 M.

Magnitudo zemětřesení je základem Richterovy stupnice. Tato škála v podstatě nemá horní ani dolní hranici. Za horní hranici můžeme považovat až mez soudržnosti hornin. Je důležité si uvědomit, že nejde o stupnici lineální, nýbrž logaritmickou. To znamená, že každý další stupeň je desetinásobkem stupně předchozího. Malá zemětřesení jsou tak milionkrát slabší než ta velká. Za nejsilnější zemětřesení jsou považovány otřesy v Chile roku 1960 (uvažované M = 9,5). Zemětřesení, které způsobilo katastrofu tsunami 2004 mělo velikost 9,0 - 9,3 Richterovy škály. Pro jednotlivá magnituda zemětřesení platí statistické zákony (obr. 14). Podle E. Bryanta (2005, 180) se za rok pravděpodobně vyskytne asi 49 000 otřesů o M = 3,0 - 3,9, ale pouze 1 otřes o M > 8,0.

Obr. 14: Porovnání statistické pravděpodobnosti výskytu zemětřesení a skutečného počtu události v letech 2000 - 2006 pro velikost otřesů M > 6,0 (zdroj: http://www.usgs.gov).

Velikost a intenzita zemětřesení jsou samozřejmě porovnatelné. Tab. 2 uvádí takové srovnání, spolu s údajem o množství uvolněné energie. Pro zajímavost můžeme uvést, že např. energie otřesů o M = 5,5 odpovídá výbuchu 1000 tun výbušniny TNT.

Tab. 2: Přibližné porovnání stupnice Richterovy a MCS, s uvedením množství uvolněné energie (sestaveno podle: BRÁZDIL, R., et al, 1988, 143).

M	E (J)	MCS
3,0 - 3,9	9,5 . 10⁸ - 4,0 . 10¹⁰	0 - III
4,0 - 4,9	6,0 . 10¹⁰- 8,8 . 10¹¹	IV - V
5,0 - 5,9	9,5 . 10¹¹ - 4,0 . 10¹³	VI - VII
6,0 - 6,9	6,0 . 10¹³ - 8,8 . 10¹⁴	VII - VIII
7,0 - 7,9	9,5 . 10¹⁵- 4,0 . 10¹⁶	IX - X
8,0 - 8,9	6,2 . 10¹⁶ - 8,8 . 10¹⁷	XI - XII

Hlavní postižené oblasti

Geografické rozmístění ohnisek zemětřesení je značně nerovnoměrné. Zajímavé je, že zemětřesením je postižena asi 1/10 zemského povrchu, ale hazardu otřesů musí čelit zhruba polovina světové populace (KUKAL, Z., 1983, 26). Z toho vyplývá, že často velmi hustě obydlené oblasti se nacházejí na územích ohrožena rizikem této katastrofy (Japonsko, západ amerického kontinentu, Pákistán apod.).
Hlavní seismické oblasti jsou vázány na všechny typy rozhranní litosférických desek, tedy konvergentní, divergentní i transformní (obr. 15). Pohyb jednotlivých desek není plynulý, ale děje se epizodicky. Každý takový pohyb desky může dát vzniknout menším nebo větším otřesům. Průměrná rychlost těchto procesů je asi 5 cm/rok. Nicméně při intenzivních událostech může dojít najednou k posunu podél zlomové plochy až o několik m (např. při zemětřesení, které způsobilo tsunami 2004 došlo ke smyku bloku až o 30 m). Při takto rychlém pohybu dochází k uvolnění obrovského množství energie, která může generovat katastrofální seismické vlnění. Velmi známou oblastí, kde dochází k téměř neustálým pohybům na deskovém rozhranní, je transformní zlom San Andreas na západě USA (obr. 4). Účinky častých zemětřesení jsou zde ještě násobeny velkou hustotou obyvatel na tichomořském pobřeží Kalifornie.

Obr. 15: Rozhranní litosférických desek s naznačením směru jejich pohybu. Oblasti deskových rozhranní přímo korelují s polohou ohnisek většiny zemětřesení (zdroj: http://www.dnr.mo.gov/).

Ohniska otřesů se podél okrajů litosférických desek koncentrují do úzkých pásů (obr. 16). Asi nejvýznamější z nich je pás cirkumpacifický (též "Kruh ohně"), který probíhá po okraji desky Pacifické a Nasca. Do této zóny, která odpovídá za vznik 90% všech světových zemětřesení, patří západní pobřeží obou Amerik, Aleuty, Kurily, Kamčatka, Japonsko, a dále Filipíny, Nový Zéland a severní část Antarktidy. Druhý významný pás prochází od Azor přes oblast Středozemí (včetně Alp a Karpat) a země Blízkého Východu (Turecko, Irák, Írán) do Himaláje, a dále přes jižní Čínu do oblasti Indonésie. Další pásma tvoří středooceánské hřbety Tichého, Indického a Atlantského oceánu. Pokud se ohniska zemětřesení vyskytují vně litosférických desek, jsou vázána na území významných zlomů (Rýnský prolom), na riftové zóny (Východoafrický rift) nebo mohou být způsobena sopečnou činností závislou na přítomnosti horkých skvrn (Havajské ostrovy).

Obr. 16: Ohniska zemětřesení v letech 1963 - 1998. Je jasně vidět, že ohniska jsou koncetrována do úzkých pásů, které odpovídají okrajům litosférických desek (zdroj: http://www.wikipedia.org).

Podle průměrného výskytu událostí zemětřesení můžeme na zemském povrchu vyčlenit tři kategorie oblastí (BRÁZDIL, R., et al, 1988, 145). Oblasti seismické jsou charakteristické vysokým počtem otřesů, oblasti peneseismické postihují otřesy jen zřídka. Území, která jsou zcela ušetřena tohoto hazardu nazýváme jako aseismická.

Zemětřesení jako hazard: účinky a rizika

Základní rozdělení zemětřesných hazardů je na skupinu primárních a sekundárních projevů (SMITH, K., 2002, 130). Primární hazardy souvisí přímo otřesy povrchu. Velikost rizika je závislá na vlastní velikosti zemětřesení, na epicentrální vzdálenosti a na místních geologických a topografických podmínkách.
Samotný pohyb povrchu je charakterizován hodnotou zrychlení. Je možné měřit rychlost chvění v horizontálním i vertikálním směru. Vlastní hodnoty se nejčastěji udávají v procentech tíhového zrychlení Země g (9,8 m/s). Pokud by rychlost pohybu dosáhla 1,0 g, předměty by volně po povrchu skákaly. Průměrné maximální naměřené hodnoty zrychlení při zemětřesení se pohybují okolo 0,5 g, ale naměřena byla i hodnota 2,0 g. Předpokládaná možná rychlost chvění povrchu se uvádí při sestavování map seismického rizika pro jednotlivé oblasti.
Z hlediska druhů vln představují nejmenší nebezpečí vlny typu P, které bychom mohli přirovnat k šíření zvukových impulzů. Maximálně rozechvějí okenní tabulky, ale větší zkázu nezpůsobují. Hlavní škody způsobují vertikální a horizontální pohyby povrchu, tedy vlny typu S a oba typy vln povrchových. Největší nebezpečí ze všech ale hrozí od Loveho vln, které kmitají v horizontální rovině. Většina staveb totiž odolá určité síle vertikálního otřesu, ale v horizontálním směru může velké škody způsobit i zemětřesení o hodnotě zrychlení od 0,1 g.
Na míru škod májí velký vliv i místní podmínky, především charakter horninového podkladu a georeliéf. Ničivější a déle trvající pohyby jsou zaznamenávány v nezpevněných materiálech (půdy, písčité povrchy; souvisí i s efektem ztekucení), zatímco rigidní horniny účinky otřesů zmírňují. Zrychlení povrchu naopak akceleruje členitý reliéf.
Mezi hlavní sekundární hazardy patří ztekucení půdy, svahové pohyby a vlny tsunami. Ztekucení půdy může nastat, jestliže je povrchová vrstva saturována vodou. Při otřesu následně dochází k přetrhání kohezních vazeb mezi jednotlivými částicemi, tím narůstá vztlaková síla vody v materiálu a celá horninová masa se začne chovat jako tekutina. Při zemětřesení často dochází k sesuvům půdy a sněhovým lavinám, zvláště v členitých hornatých oblastech. Jednou z největších podobných katastrof byly následky svahových pohybů pod peruánskou horou Huascarán po zemětřesení v roce 1970. Pokud leží ohnisko zemětřesení pod oceánskou hladinou, existuje reálné nebezpečí vzniku vln tsunami.

Účinky konkrétního zemětřesení jsou různě vnímány jednotlivými obyvateli, nebo se liší podle aktuálního místa pozorování. Z. Kukal (1983, 58) rozděluje čtyři možné varianty percepce projevů velkého zemětřesení:

fyziologické pocity - pocit nestability, pády, neschopnost běhu nebo chůze, srdeční slabost;
projevy na ulici - drnčení oken, padání omítky a nestabilního zdiva, pády vysokých komínů, praskliny v dlažbě a na vozovce;
projevy uvnitř budov - rozhoupání zavěšených předmětů, pády předmětů ze stolů a polic, pády kusů nábytku, řícení stěn a stropů;
projevy v přírodě - praskliny v půdě, sesuvy, porušení soudržnosti povrchu, subsidence.

Zemětřesení navíc doprovázejí i světelné a zvukové efekty. Bývá slyšet hřmění nebo dunění, projevy, které jsou pravděpodobně způsobeny náhlými změnami tlaku vzduchu. Rovněž se mohou vyskytnout blesky nebo světelná záře, jevy, které nebyly dosud uspokojivě vysvětleny, ale které souvisejí s narušením fyzikálního stavu prostředí.

Zajímavé je srovnání primárních a sekundárních hazardů z hlediska počtu obětí a způsobených škod. Podle statistik jsou na prvním místě účinky sesuvů, následované dopady vln tsunami. Teprve na třetím místě jsou ztráty vzniklé v souvislosti s vlastními otřesy, hlavně řícením staveb. Další škody pak způsobují nepřímo způsobené doprovodné projevy zemětřesení, jako například požáry nebo epidemie různých onemocnění.

Předpověď a ochrana

I přes pokroky ve výzkumu dynamiky zemského tělesa v posledních desetiletí zůstává předpověď zemětřesení stále velmi obtížnou záležitostí. Je možné určit pravděpodobnost výskytu otřesů v určité oblasti, někdy dokonce i konkrétní rok. Nicméně přesná předpověď na hodinu či den je přece jen téměř nereálná.
Důležitým nástrojem pro dlouhodobou předpověď otřesů zemského povrchu je vytváření map seismického ohrožení, neboli tzv. seismické rajónování (BRÁZDIL, R., et al, 1988, 146). Jde o určování pravděpodobných projevů zemětřesení pro konkrétní oblasti, a to především na základě analýzy údajů o předchozích zemětřesení. Podle Z. Kukala (1983, 95) jsou při určování stupně ohrožení důležité tři skutečnosti, a to znalost starších zemětřesení, znalost geologické stavby území a znalost inženýrsko-geologických poměrů. Výsledné údaje jsou zpracovány v mapách, které udávají buďto předpokládanou intenzitu otřesů (obr. 19) nebo pravděpodobné zrychlení zemského povrchu (obr. 17).

Obr. 17: Mapa globálního seismického ohrožení, které je uvedeno na základě předpokládaného zrychlení zemského povrchu. Barevné odlišení odpovídá zrychlení v intervalu 0 - 5 m/s (zdroj: http://www.seismo.ethz.ch/).

Ačkoli hlavní roli při předpovědi zemětřesení hrají statistické metody analýzy známých předchozích zemětřesení, na jejichž základě se určuje pravděpodobnost výskytu otřesů, existují i další metody, které mohou předpověď doplňovat nebo zpřesňovat (BRÁZDIL, R., et al, 1988, 146). Mezi jinými jde o studium změn fyzikálních polí Země, především elektrického, magnetického a tíhového, sledování chemizmu podzemních vod a plynů unikajících ze země nebo registrace výškových změn zemského povrchu. Další metodou je zaznamenání předtřesů, tedy menších otřesů, které předcházejí hlavním pohybům. Důležité se ukazuje i pozorování chování zvířat (KUKAL, Z., 1983, 101). Zvířata totiž mohou zaznamenat tlakové a zvukové projevy, které člověk nevnímá a které mohou souviset s blížícím se zemětřeseních (fluktuace atmosférického tlaku apod.).

Vlastní ochrana před následky katastrofy spočívá vedle seismického rajónování i v správném projektování stavebních prací a v zásadách stavební činnosti. Hlavním primárním nebezpečím zemětřesení je kolaps staveb. Toto riziko je velké jak pro rurální oblasti LDCs, kde je často stavební materiál zcela nevyhovující a velmi náchylný ke zničení (nepálené cihly apod.), tak i pro velké metropolitní oblasti, ve kterých jsou obyvatelé koncentrování do křehkých panelových domů. Podle K. Smithe (2002, 144) existují tři hlavní faktory, jenž ovlivňují bezpečnost staveb. Prvním z nich je použitý materiál. Jak již bylo řečeno, cihlové nebo panelové konstrukce jsou při otřesech velmi zranitelné. Oproti tomu budovy, které obsahují ocelové jádro, jsou odolnější, neboť ocel dokáže absorbovat velké množství energie otřesů. Druhým faktorem je tvar staveb. Jednopodlažní budovy jsou zranitelnější, neboť reagují ihned na všechny laterální tlaky, zatímco u výškových konstrukcí se energie rozkládá na větší ploše. Asymetrický tvar budov znamená, že celá stavba nebude schopná čelit žádným rotačním pohybům. Oslabujícím prvkem je i střídání vrstev o různé pevnosti (např. přítomnost garáží v některých podlažích). Vliv má konečně i pozice stavby. Například na svahu může hrozit riziko sesuvu, na zlomové ploše zase nebezpečí vertikálního pohybu povrchu.
Při projektování stavební činnosti musí být kladen hlavní důraz na bezpečnost důležitých objektů. Mezi tyto patří nemocniční komplexy, přehradní nádrže nebo jaderné elektrárny. Stavební normy o seismickém zatížení staveb by měly být nezbytnou součástí legislativních norem jednotlivých zemí.

Prevence hazardu zemětřesení zahrnuje i informovanost a připravenost obyvatelstva postižených oblastí. Nezbytné jsou různé civilní cvičení, při kterých jsou poskytovány základní rady jak se chovat při a po zemětřesné katastrofě. Důkladnou připraveností svých občanů je proslulé především Japonsko, ve kterém probíhají pravidelná civilní cvičení, které se týkají nejen rizika otřesů, ale i ostatních přírodních hazardů.

Velké katastrofy spojené s otřesy

Statistiky katastrof způsobených zemětřesením

Popis vybraných zemětřesených katastrof

Seismicita území ČR

Území ČR je stejně jako většina Evropy téměř zbaveno rizika velkých zemětřesných událostí. Největší katastrofou v rámci hranic bývalého Československa bylo komárenské zemětřesení z roku 1763. Tehdy přišlo o život 63 lidí, 7 kostelů a 273 dalších budov bylo zničeno. Intenzita byla odhadnuta na stupeň VIII - IX stupnice MCS (obr. 17).

Obr. 18: Dobové vyobrazení komárenského zemětřesení z roku 1763 (zdroj: http://www.ig.cas.cz/).

Česká republika díky své geotektonické struktuře, kterou tvoří převážně blok Českého masivu, vykazuje malou seismickou aktivitu. Ta je omezena pouze na hraniční oblasti, kde působí tlaky Alpínské soustavy na tento stabilizovaný blok. Nejaktivnější oblastí ČR je Kraslicko v západních Čechách. Typickým úkazem jsou zde zemětřesné roje, které někdy trvají i několik dnů (např. v letech 1985 - 86). Nejsilnější zemětřesení nepřesáhlo magnitudo M = 4,6. Dalšími aktivními oblastmi jsou mariánskolázeňský, podkrušnohorský a hronovsko-poříčský zlom a oblast Slezska. Převážná část České republiky je charakterizována makroseismickými stupni V a VI (obr. 18).

Obr. 19: Mapa očekávané intenzity zemětřesení na území ČR a SR. Izoseisty jsou vyznačeny na základě dosavadních pozorování makroseismické aktivity (zdroj: http://www.ig.cas.cz/).

I na území ČR je zřízena síť zemětřesných stanic. Ty jednak monitorují globální seismicitu planety, jednak regionální seismicitu v rámci ČR. Důležitou funkci hrají při sledování zemětřesné aktivity na místech důležitých objektů, jako jsou vodní nádrže nebo jaderné elektrárny. Základní seismickou síť ČR, kterou spravuje Geofyzikální ústav AV ČR, tvoří tyto stanice: