Previous PageNext Page

9. Szeizmicitás

Eppur si muove...

Bevezetés

A földrengések katasztrófális jelenségek, melyeket a földkéregben felszabaduló energia vált ki. Észlelésük és vizsgálatuk többszáz évre nyúlik vissza. Ezt az a törekvés motiválja, hogy a katasztrófális jelenségeket minél jobban megismerjük, s ha lehet, előre jelezhessük. E téren még mindig csak kezdeti próbálkozásoknál tartunk. 

A szeizmicitás a Föld belsejének hullámokkal való "átvilágitására is alkalmas. A Föld belső öveiről jóval kevesebb információnk van, mint a felszínről, a mélytengerekről, vagy akár a szomszédos égitestekről. 1000 km nem nagy távolság, ha a felszínen kell megtennünk, és néhány perc csupán a mesterséges égitestek számára, de elérhetetlen távolság a Föld belseje felé. A legmélyebb fúrás az oroszországi Kola félszigeten 15 km mélységre mélyült.  Ezért a Föld belseje felé közvetett vizsgálatok eredményére és következtetésekre vagyunk utalva. Ezek a következtetések jelentős részben a szeizmicitás vizsgálatokból, azaz a Föld belsejében történő hullám terjedés vizsgálatokból származnak. 

Földrengések

Földrengés akkor keletkezik, amikor a Föld belsejében valahol feszültség, s ennek következtében rugalmas energia halmozódik fel, ami hirtelen felszabadul. Az energia felszabadulás miatt a  centrumból kiindulva rugalmas hullámok haladnak különböző irányokban a Föld belsejében. A felszínre érkező lökéshullámok talajmozgást, jelentősebb méretű mozgást esetében katasztrófa jellegű jelenségeket okoznak.

A kőzetanyag deformációja majd tönkremenetele valamilyen felület mentén következik be, ahol az anyag eltörik, s viszonylag gyors elmozdulás jön létre.

Korábban a földrengéseket a megfigyelt jelenségek alapján osztályozták, amelyekhez későbbi megfigyelések során lehetett pontosabb gyorsulási intervallumokat rendelni:

Földrengéserősségi fokozatok - Mercalli-Cancani-Sieberg skála - gyorsulás mgalban

1 nem érzékelhető <250  
2 nagyon gyenge 250-500 kisebb rezgések épületen belül
3 gyenge 500-1000 falak gyenge vibrációja
4 mérsékelt 1000-2500 erősebb vibráció
5 elég erős 2500-5000 ablaküvegek törnek, függesztett tárgyak kilengenek
6 erős 5000-10000 Bútorok elcsúsznak
7 nagyon erős 10000-25000 Gyengébb falkárosodások
8 romboló 25000-50000 Gyengébb épületek sérülnek
9 erősen romboló 50000-100000 Épületek fele súlyosan károsodik
10 pusztító 100000-250000 Épületek 75 %-a károsodik, összeomlik, földcsuszamlások
11 katasztrofális 250000-500000 Épületek, hidak, csővezetékek jelentős része károsodik
12 teljesen katasztrofális 500000-1000000  

A jelenlegi erősség méréseknél a földrengések magnitudóját adják meg. A magnitudó a földrengés nagyságára jellemző dimenzió nélküli szám, ami az eipcentrumtól 100 km-re szabványos szeizmográffal felvett szeizmogram mikronokban mért maximális amplitudójának 10-es alapú logaritmusa. A magnitudó M és a felszabadult energia E közötti összefüggés:

                                        log E = 11.4 + 1.5 M (erg)

A Richter skála szerint 0,4-nél erősebb rengést már műszerek észlelik, 2,5-nél erősebb rengések közvetlenül érzékelhetők. A 6-7 magnitudója rengések katasztrofálisak. A magnitudó 1-gyel való növekedése a logaritmikus skála miatt 10-szer nagyobb energia felszabadulást jelent. A mikroszeizmikus jelenségek száma évenként több millió, az érzékelhető földrengések száma mintegy 150 ezer.

Földrengés veszélyeztetettség
A szeizmicitás valamely területen a földrengés bekövetkezésének valószinűségét jelenti. A szeizmikus területek azok, amelyeknél a rengések valószinűsége és erőssége kicsi. Szeizmikus területek a tektonikailag és vulkanológiailag aktív területek. Az alábbi térkép Magyarország földrengés gyakoriságát mutatja. Látható, hogy a szeizmikusan aktív területek elhelyezkedése követi a Magyar Középhegység vonulatát. 

 A LEGNAGYOBB ERŐSSÉGŰ MAGYAR FÖLDRENGÉSEK
Év Hely Magnitudó (Richter)
1911 Kecskemét 5,4
1903 Eger 5
1952 Mór 4,5
1956 Dunaharaszti 5,6

Szeizmikus szökőárak - tengerrengés

Közepes vagy erősebb epicentrumu földrengések óceáni területeken tengerrengést hozhatnak létre, ezek során pedig szökőárak (tsunami)  keletkezhetnek. A szökőárak hullámokból álló sorozatok, rezgésidejük 10-30 perc, hullámhosszuk 100 km-t is elérheti, sebességük a vízmélységtől függően változó, 1000 m-ben 99 m/sec. Felszinen az amplitudójuk 30-40 m-t is elérhet. A legtöbb szökőár a modern időkben Chile partjaitól indult. Az 1868-as rengés sorána szökőár Chilétől 18 óra alatt érte el Új Zélandot. Az alábbi diagramon egy kettős fókuszból induló tengerár hatását láthatod, ami 15 óra alatt ért Chile partjaitól Uj Zélandig.

A szeizmicitás okai és mérése

Ha egy szilárd halmazállapotú tárgyban feszültséget ébresztünk (például ráütünk kalapáccsal), vagy a feszültség hirtelen megváltozik (pl a tárgy eltörik), a kapcsolódó alakváltozás rugalmas hullámként, vibrációként terjed. Vibráció a talajban illetve kőzetekben sokféle forrásból keletkezhet (közlekedés, hullámverés, vulkán kitörés stb). Az intenzivebbeket  földrengés, földalatti robbantás válthatja ki. A földrengéseket ismereteink szerint földkéregbeli törések menti feszültség feloldódás váltja ki, és sokszor kapcsolódnak törések menti elmozdulásokhoz. Az elmozdulási pont a mélyben a földrengés hipocentruma, ennek felszíni vetülete az epicentrum.  A keletkező hullámok időtől függő rezgések, melyek a térben tovaterjednek. A szeizmikus hullámok nagy hullámhosszú - alacsony frekvenciájú rezgések. 

A talajban és kőzetekben létrejövő rezgéseket szeizmográffal mérhetjük. A szeizmográf rugóra felfüggesztett tehetetlen tömeg, amely lökés hatására viszonylag mozdulatlan marad, míg a felfüggesztő váz, s vele együtt a regisztráló, elmozdul. Különböző elrendezésű szeizmográfok a lökéshullámok különböző összettevőinek  mérésére képesek. A felvett regisztrátum a szeizmogram. 

Hullámterjedés

A hullám periódus hossza T egy teljes hullámhossz megtételéhez szükséges idő. A frekvencia ennek reciproka, 1/T. A  körfrekvencia. A hullámterjedési egyenlet:

                                                            y = A sin (w t - k x)

ahol A az amplitudó, t az idő, k a hullámszám, azaz 2p/l.

A szeizmikus hullámok periódusa néhány tized mp-től több percig terjedhet. A talajmozgás egy nagy földrengés esetében kb. fél mm olyan rengés esetében, ahol az epicentrum többezer km-re van.

A izotróp szilárd testekben kétféle rugalmas  hullám alakulhat ki:

P-hullám - kompressziós -longitudinális hullám:    az anyagrészecskék a hullámterjedés irányában végzik rezgéseiket (elsőként érkezik be a szeizmográfokhoz, ezért primér hullám, P-hullám)

S-hullám - nyíró - transzverzális hullám:    a részecskék a terjedés irányára merőlegesen rezegnek- másodikként érkezik be a szeizmográfokhoz, ezért szekunder, S hullám).

A két hullám terjedési módját az alábbi ábra szemlélteti:

A kőzetekben átlagos nyomás és hőmérséklet viszonyok között a kétféle hullám terjedése sebessége néhány km/sec tartományba esik.  A hullámterjedési sebesség a kőzet sűrüségének és nyírási modulusának  függvényében változik. Folyadékként viselkedő testekben csak kompressziós hullámok terjednek, az S hullámok kimaradnak.

Három észlelő állomás beérkezési idői alapján a földrengés epicentruma meghatározható:

Az azonos erősségű helyeket összekötő görbék az izoszeizták.  ezek lefutásából az energia kisugárzás módjára, a terület mélyszerkezeti viszonyaira lehet következtetni.

A hullámok terjedési sebessége változó, nagyobb sűrűségű közegben nagyobb hullámterjedési sebességek alakulnak ki. A különböző sűrüségü anyagok határfelületén a szeizmikus hullámok is megtörnek, azaz terjedési irányuk a sebességkülönbségek arányának megfelelő mértékben megváltozik.

A szeizmikus hullámok, amennyiben eltérő sűrüségű és kőzetfizikai jellemzőkkel rendelkező kőzetek határfelületéhez érkeznek, részben visszaverődnek, részben irányt változtatva - megtörve - haladnak tovább.

A visszaverődési szög a beesési szöggel azonos, a törési szög pedig a Snell-törvény szerint alakul. A beérkező hullám terjedési útja a beesési merőlegestől törik, amennyiben a közegben a terjedési sebesség nagyobb.

A fenti diagramból következik az is, hogy amennyiben a hullám a kritikus szög alatt érkezik a határfelületre, a hullám nem lép be a sűrűbb közegbe, hanem a határfelületen halad, refraktálódik.  Ha a szög a kritikus szögnél nagyobb, akkor teljes visszaverődés, reflexió következik be.

A Föld belső szerkezetének szeizmikus jellegei

A gravitáció tényéből logikusan következik az, hogy a Föld belső szerkezete csak öves elrendezésű lehet. Az öves elrendezés első bizonyítéka a sűrüség eloszlás, amely nő a Föld belseje felé. A Föld átlagos sűrüsége 5,5 g cm-3, mig a Föld felszíni kőzetek sűrüsége 2,5 és 3,4 között változik. A kéreg átlagos sűrüsége 2,85 g cm-3, a köpeny sűrüsége 3,3 g cm-3.

Egy szeizmikus rengés során az F fókuszból kiinduló hullámok a köpeny/mag határfelületen, majd a külső mag-belső mag határfelületen részben reflektálódva, részben refraktálódva haladnak tovább. A rekonstruálható hullámképből lehet az egyes övek vastagságára és sűrűség eltérésére következtetni.

A Föld szerkezetére  kapható információkat az alábbiakban összegezhetjük:

1.A szeizmikus hullámok sebessége, Vp és Vs egyaránt nő a föld belseje felé. Az útidő görbék igen bonyolultak, tükrözve a Föld inhomogén összetételét. 2900 km mélységben  a Vs 0-ra csökken, s a Vp is lecsökken.Ezt a határfelületet Gutenberg-Wichert felületnek nevezzük. Ez a jelenség  zéró merevséget, azaz folyadék állapotot jelent. Kb 5100 km mélységben a Vp hirtelen megnő, jelezve egy belső magot.
2. A vékony récens üledék réteg alatt 30-70 km vastag kéreg található a kontinentális területeken, 6-8 km kéreg az óceáni területeken. A Vp kb 5-6,8 km/sec, és lefelé nő. A kéreget a köpenytől a Mohorovicic- felület választja el, amely felett a Vp 8.1 km/sec körüli.
3. A köpeny felső 200 km szeletében a Vs a mélységgel csökken, Vp állandó marad.

4. 200 kmtől 1000 km mélységig a Vp és a Vs egyaránt gyorsan, de nem egyenletesen nő, ezt követően a növekedés lassúbb.
5. Nagy diszkontinuitási felület van 2900 km mélységben, Vp 13.7-ről 8,1-re csökken, Vs 7.2-ről 0-ra esik.

6. A külső magban, 2900 és 5000 km között Vp lassan nő, a külső mag valószinüleg folyadék, Vs = 0.

7. A belső magban (kb 1200 km sugárral) az anyag valószínűleg szilárd, komplex szerkezetű.

Az öves szerkezetet a következő diagramon láthatod:

Szeizmikus kutatási módszerek

Főleg a kőolajkutatásban használják ezt a módszert, bár indirekt módszerként más nyersanyagok esetében is használják. A természetes földrengésekkel szemben itt ismert helyen és időpontban keltenek ismert nagyságú rezgést, és ennek jelentkezését mérik különböző helyeken telepített észlelő berendezéseken, geofonokon. A kapott regisztrátum a szeizmogram.

A különböző sűrűségű kőzetekben a hullámterjedés is különböző, s ez tovább bonyolódik a képződmények dőlésének változásával. A módszer - más egyéb eljárásokkal kombinálva - a földtani szerkezet és a képződménysor litológiai jellegének kimutatására használható. Az alábbi két ábrán különböző dőlésű rétegfelületekről beérkező reflexiók megjelenése látható a szeizmogramokon.

         

P hullámok terjedési sebessége egyes kőzetekben és földi anyagokban

Anyag

Sebesség, m/sec

Levegő 330
Talaj, homok 170-800
Víz 1450
Homokkő 2000-2800
Márvány 2000-3000
Jég 3670
Kréta 2200-4200
Agyagpala 2750-4270
Mészkő 1000-4500
Gránit 4000-5500
Kősó 4500-7000
Bázisos magmás kőzetek 5500-8000

A fenti képen egy Északi-tengeri terület tengerfenéken készült sekély mélységű szeizmikus felvétele látható. Ennek behatolási mélysége néhány tíz méter, és mérnöki alkalmazásokra használják (pl. tengeri fúróplatform alapozáshoz). Kőolajkutató szeizmikus felvételek mélységi behatolása több ezer méter lehet.

Kérdések: 

1. Milyen Richter skála szerinti rengések észlelhetők műszer nélkül?
2. Mi a földrengés magnitudója?
3. Melyek Magyarország földrengés veszélyes területei?
4. Milyen földtani nagyformákhoz kapcsolódnak a világ szeizmikus zónái? 
5. Mi a tengerrengés, és mi a szeizmikus hullámok terjedése sebessége vízben?
6. Mi a kapcsolat a rengés epicentruma és hipocentruma között?
7. Mennydörgésnél előbb látod a jelenséget, s utána hallod a hanghatást. Mi a helyzet a szeizmikus hullámok esetében?
8. Melyiknek nagyobb a hullámhossza - a látható fénynek vagy a szizmikus hullámoknak?
9. A tömegnek milyen tulajdonságát használták ki a szeizmográf létrehozásakor?
10. A szeizmográfhoz elsőként a nyíró vagy a nyomáshullámok érkeznek be?
11. A Föld melyik belső öve viselkedik folyadékszerűen a hullámterjedés során?
12. Mik az izoszeizták?
13. Mikor refraktálódik a rengéshullám?
14. Sűrűbb közegbe érkezve a határfelületnél a refrakció szöge nagyobb vagy kisebb-e mint a beesési szög?  
15. A sűrűbb közegbe érve lassúbb vagy gyorsabb lesz-e a hullámterjedés?
16. Mennyi a Föld átlagos sűrűsége? Ez kb. milyen ásvány sűrűségének felelne meg?
17. Mennyi a kéreg átlagos sűrűsége?
18. Mi a különbség a Mohorovicic és a Gutenberg-Wichert határfelüeltek között?
19. Milyen különbség feltételezhető a külső és a belső mag állapota között?
20. A téli Balatonon rian (megroppan) a jég. A roppanás keltette rezgéshullám hány sec alatt ér az északitól a déli partra a Badacsonynál (a tó szélessége itt 6 km).

Ajánlott weboldalak 
http://pubs.usgs.gov/publications/text/dynamic.html
http://vcourseware5.calstatela.edu/VirtualEarthquake/VQuakeIntro.html

Irodalom, ha többet akarsz tudni:

Feynman R.P., Leighton R.B., Sands, M. (1970): Mai fizika. 1-9 v. Műszaki Könyvkiadó, Budapest

Némedi Varga Z. (1990): Általános és szerkezeti földtan. Tankönyvkiadó, Budapest, 336 p.

Steiner F (1969): A Föld fizikája. Tankönyvkiadó, Budapest 245 p.

Verhoogen, J., Turner, F.J., Weiss L.E., Wahrhaftig C., Fyfe W.S.(1970): The Earth. An Introduction to Physical Geology. Holt, Rinehart and Winston, Inc. New York. 748 p.