Kapitola 4: Endogenní geologické procesy a jejich vliv na životní prostředí

4.1  Vulkanická činnost a její doprovodné jevy

4.1.1  Základní typy vulkanismu

4.1.2  Původ vulkanické činnosti

4.1.3  Doprovodná činnost vulkanismu

4.1.4  Rizika vulkanické činnosti

4.1.5  Předpovídání vulkanických rizik

4.1.6 Využití vulkanické aktivity

4.1.7 Vulkanická aktivita v České republice a případná rizika

4.2  Zemětřesení a související rizika

4.2.1  Vznik zemětřesení

4.2.2  Mechanismus zemětřesení

4.2.3  Zemětřesný cyklus

4.2.4  Vliv zemětřesení na životní prostředí

4.2.5  Zmírnění dopadů zemětřesení

4.2.6  Zemětřesení v České republice

Geologické procesy probíhající uvnitř zemského tělesa jsou vyvolány jeho stavbou a složením. Obecně je přijímán vrstevnatý model Země s několika velmi odlišnými kulovými zónami:

• vnitřní jádro má přibližnou velikost měsíce, konkrétně je jeho poloměr 1300 km. Předpokládá se, že složení odpovídá z 90 % kovovému Fe v pevném stavu, zbytek připadá na sloučeniny síry, kyslíku a niklu. Jeho teplota se předpokládá asi 4500° C, což je více než má povrch slunce.

• vnější jádro tvoří slupku o mocnosti asi 2100 km (okraj je asi 2900 km od povrchu Země). Jeho složení je podobné vnitřnímu jádru (průměrná hustota kolem 11 g/cm³), ale jeho skupenství je kapalné, což velmi ovlivňuje řadu jeho fyzikálních vlastností.

• zemský plášť dosahuje mocnosti kolem 3000 km, průměrná hustota je 4,5 g/cm³ a je tvořen převážně silikáty Fe a Mg.

• zemská kůra je nejtenčí vnější slupka Země s mocností 10-70 km. Od spodního pláště je oddělena zřetelnou diskontinuitou (MOHO). Kůra je složena z běžných silikátů s průměrnou hustotou 2,8 g/cm³.

Obrázek 4.1. Vrstevný model zemského tělesa se skládá z jádra, pláště a zemské kůry. Většina endogenní pochodů, které ovlivňují lidskou společnost, probíhá
v oblasti litosféry, tzn. zemské kůry a svrchního pláště.

Tento jednoduchý model nepostihuje však důležité skutečnosti v připovrchové stavbě zemského tělesa. Nejsvrchnější část pláště a zemská kůra spolu vytvářejí pevnou vrstvu o mocnosti asi 20-400 km, která se běžně označuje jako litosféra. V těsném podloží se nachází částečně natavená vrstva plášťových hornin, pro kterou se používá označení astenosféra. Mocnost litosférických desek je různá v závislosti na typu zemské kůry – kontinentální, oceánské nebo přechodní. Obecně platí, že oceánská zemská kůra je relativně málo mocná a její stáří je obvykle do 200 milionů let, zatímco kontinentální kůra je silnější a obvykle velmi stará (až miliardy let). Oba typy kůry se také velmi podstatně liší ve složení.

Takové uspořádání umožňuje pohyb litosféry, která ale není jednolitá, nýbrž je rozdělena na povrchu planety do různě velkých litosférických desek. Pohyb těchto desek je vyvolán konvexí plášťové hmoty o různé teplotě. V určitých místech vystupují teplejší horniny nebo taveniny vzhůru, zatímco na jiných místech klesají směrem k jádru. Jedná se o velmi pomalý pohyb, předpokládá se délka jednoho cyklu kolem 0,5 miliardy let.

Obrázek 4.2. Svrchní pevná část planety se skládá z litosférických desek, které se velmi pomalu pohybují po astenosféře a navzájem spolu různě kolidují.

Pohyb litosférických desek po povrchu planety popisuje tzv. desková tektonika. Jako tektonické pochody označujeme soubor událostí, které vedou k deformaci litosféry a umožňují vznik oceánských bazénů, kontinentů nebo horských pásem. Jednotlivé litosférické desky se vzájemně pohybují po astenosféře a navzájem spolu kolidují. Tato místa se označují jako desková rozhraní a mohou být různého typu. Podle typu kolize se rozlišují divergentní, konvergentní a transformní desková rozhraní.

Divergentní desková rozhraní jsou místa vzniku nové litosféry, kde se obě litosférické desky vzájemně vzdalují. Takovým místem jsou středooceánské hřbety s centrálním riftovým údolím, kde dochází k výstupu plášťové taveniny a jejímu tuhnutí za vzniku nové oceánské kůry doprovázené oddalováním litosférických desek.

Obrázek 4.3. Divergentní desková rozhraní najdeme nejčastěji v oblasti středooceánských hřbetů, kde vzniká nová oceánská kůra. Litosférické desky se v těchto místech od sebe vzájemně vzdalují.

Konvergentní desková rozhraní vznikají při vzájemné kolizi (protisměrnému pohybu) litosférických desek. Kolidovat spolu mohou různé typy litosférických desek, a proto můžeme rozlišit:

• při kolizi oceánské a kontinentální desky dochází k podsouvání oceánské desky s vyšší hustotou pod desku kontinentální za vzniku tzv. subdukční zóny. Dochází tím ke zkrácení zemského povrchu, které tak kompenzuje jeho zvětšování na divergentních deskových rozhraních.

• při kolizi dvou oceánských desek se jedna podsouvá pod druhou, což se obvykle projeví vznikem vulkanického ostrovního oblouku.

• při kolizi dvou kontinentálních desek dochází ke vzniku sutury spojené s intenzivním vrásněním, vznikem zlomových systémů, tj. vznikem rozsáhlých pohoří.

Obrázek 4.4. Konvergentní deskové rozhraní na příkladu oceánské a pevninské litosférické desky tvoří tzv. subdukční zónu, ve které se oceánská deska podsouvá pod kontinentální.

Transformní desková rozhraní vznikají v místech vzájemného bočního posunu litosférických desek.

Existence litosférických desek a především různých typů jejich rozhraní úzce souvisí se vznikem zemětřesení a vulkanickou činností, jejichž vliv na životní prostředí je popsán v následujících kapitolách. Obě endogenní síly velmi výrazně modelují horninové prostředí, zemský povrch, případně morfologii oceánského dna, ale v současné době ohrožují početnou část lidské populace.

Obrázek 4.5. Transformní rozhraní vzniká na místech bočního vzájemného posunu dvou desek. Často se s ním setkáváme na středooceánských hřbetech a používá se označení transformní zlomy.

4.1  Vulkanická činnost a její doprovodné jevy

Během jednoho roku dojde na Zemi k asi 50–60 vulkanickým erupcím. Značná část probíhá v odlehlých oblastech bez větších ztrát na životech a majetku, ale stovky miliónů lidí žijí v dosahu vulkanické aktivity. S nárůstem populace se zvyšuje i počet ohrožených lidí, především v oblastech Japonska, Mexika nebo Tichomoří.

4.1.1  Základní typy vulkanismu

Projevy vulkanické činnosti úzce souvisí s deskovou tektonikou. Většina vulkanických center je v těsné blízkosti deskových okrajů, kde se roztavené plášťové nebo korové horniny přibližují ve formě magmatu k povrchu. Dosáhne-li magma až na povrch, označuje se jako láva. Tyto události jsou vázány především na okraje pacifické litosférické desky a celá oblast se někdy označuje jako „ohnivý kruh“.

Obrázek 4.6. Desková rozhraní ohraničující pacifickou litosférickou desku jsou hustě obsazena vulkanicky aktivními místy a vytváří tzv. "ohnivý kruh".

Obrázek 4.7. Vulkanická aktivita je vázána na oblasti deskových rozhraní různých typů nebo je spojena s existencí tzv. horkých skvrn ve svrchním plášti.

Vulkanickou aktivitu můžeme rozdělit podle typů erupcí, které velkou měrou závisí na složení lávy nebo magmatu. Magma s vyššími obsahy SiO₂ má vyšší viskozitu a obtížněji „teče“.  Naopak bazická magmata jsou velmi viskózní a jejich povrchové výlevy nejsou obvykle doprovázeny explozivní činností.

Centra vulkanické aktivity můžeme rozdělit podle různých hledisek. Vezmeme-li v úvahu jejich tvar a velikost, rozlišujeme centra bodová, lineární a plošná. Bodovými centry jsou jednotlivé vulkány, liniová centra vulkanismu mohou vznikat na zlomech a plošné sopky se vyskytují v některých velmi aktivních oblastech.

Bodovými centry jsou například složené vulkány (stratovulkány). Obvykle mají typickou morfologii kuželovitých hor a produkují lávy s průměrnou viskozitou (andezity). Lávové výlevy se pravidelně střídají s explozivní činností, kdy vznikají mocné komplexy pyroklastického materiálu a lávových příkrovů. V mnoha oblastech představují velmi vážnou hrozbu pro okolní obyvatelstvo (St. Helens, Fuji).

Obrázek 4.8. Typická morfologie kuželu stratovulkánu, který je bodovým centrem vulkanické činnosti.

Štítové sopky jsou obvykle velmi rozsáhlé vulkány s bodovým, liniovým nebo i plošným zdrojem, zpravidla pozvolně vyklenutého tvaru. Jedná se o sopečnou činnost bez explosivní fáze, magma je málo viskózní a tím snadno pohyblivé. Bazaltové lávy se často rozlévají na rozsáhlá území nebo do moře a mohou znamenat značné ohrožení pro obyvatelstvo. Produkce pyroklastického popela, strusky nebo bomb je silně omezená.

Formu vulkanických dómů vytváří silně viskózní ryolitová magmata. Vulkanická aktivita je silně explozivní a tím i velmi nebezpečná. Vulkanické kužely jsou obvykle menší tělesa složená z pyroklastického materiálu různé velikosti, který se nahromadil v těsném okolí vulkanického průduchu. Typickým příkladem je vznik sopky Paricutin v Mexiku, kdy uprostřed pole začala 20. února 1943 vulkanická činnost a za pár let vznikl několik set metrů vysoký kužel.

Obrázek 4.9. V případě silně viskózních láv je jejich pohyb velmi omezený a vznikají kupovitá nebo dómovitá vulkanická tělesa.

4.1.2  Původ vulkanické činnosti

Jak již bylo uvedeno, vulkanická aktivita velmi úzce souvisí s deskovou tektonikou. Na různých typech deskových rozhraní vznikají různé typy vulkanické činnosti. Zjednodušeně můžeme původ magmatu rozdělit do těchto skupin:

• vulkanismus středooceánských hřbetů má bazaltový charakter a ve většině případů je podmořský. Na pevnině se projevuje jako štítový vulkanismu (Island).

• vulkanická aktivita nad horkými skvrnami má rovněž bazaltový charakter štítových vulkánů. Horké skvrny jsou stacionární místa v zemském plášti, kde se horké magma přibližuje k litosférické desce a často se přes ni dostává k povrchu. Vznikají tak často celé řetězce sopečných ostrovů, např. Hawai.

• vulkanická aktivita spojená se subdukcí litosférických desek má andezitový charakter a obvykle vznikají stratovulkány.

4.1.3  Doprovodná činnost vulkanismu

S vulkanickou činností jsou spojeny další související jevy. Prvním z nich je charakteristická morfologie krajiny. Typické sopečné kužely, často vysoké několik kilometrů, jsou charakteristickým projevem. Na vrcholu nebo i na bocích se můžeme setkat se sopečnými krátery, někdy o rozměrech až několik kilometrů. Explozí a následným zhroucením kráteru mohou vznikat kaldery o průměru několika desítek kilometrů.

Obrázek 4.10. Vulkanicky aktivní oblasti mají charakteristickou morfologii a po skončení sopečné činnosti.

Obrázek 4.11. Pro vulkanickou aktivitu je typický vznik kalder, které mohou být vyplněny vodou a vytvářet kalderová jezera.

Exhalace sopečných plynů v těsné blízkosti činných vulkánů se označují jako fumaroly. Jejich teplota kolísá od 250 do 1000°C. Níže temperované jsou postvulkanické exhalace H₂S, CO₂, SO₂ a vodních par označované jako solfatary. Chladné exhaláty CO₂ se označují jako mofetty (SOOS).

Obrázek 4.12. Dozvuky vulkanické činnosti najdeme nedaleko Chebu v geoparku SOOS, kde v moffetech unikají studené plyny oxidu uhličitého.

Typickou doprovodnou činností vulkanické aktivity jsou horké prameny a gejzíry. Vznikají v místech, kde podzemní voda přichází do kontaktu s žhavou horninou a mineralizovaná voda se vylévá na povrch. Gejzíry zpravidla fungují v intervalech, kdy v prvním kroku dojde k naplnění vhodných prostor vodou a jejímu ohřátí a v druhém kroku je voda pod tlakem hnána na zemský povrch.

Obrázek 4.13. Doprovodným jevem vulkanické činnosti jsou gejzíry, která periodicky tryskají vodu na povrch. Teplo spojené s vulkanickou činností ohřívá podzemní vodu, která pak pod tlakem proudí k povrchu.

4.1.4  Rizika vulkanické činnosti

Vulkanická činnost může být provázena řadou rizik, která obvykle dělíme na primární a sekundární. Mezi primární rizika patří lávové proudy, pyroklastický spad a produkce plynů. Druhotnými riziky jsou požáry, bahnotoky, lahary a globální znečištění ovzduší.

Primárním rizikem vulkanické činnosti jsou lávové proudy. Rychlost jejich pohybu závisí na složení a teplotě lávy. Silně kyselé taveniny (vysoký obsah SiO₂) jsou velmi viskózní a pohybují se pomalu. Bazaltové taveniny s nízkou viskozitou se mohou pohybovat rychlostí několika desítek až stovek metrů za hodinu a při velmi intenzivních výlevech může láva pokrýt značné území, např. erupce sopky Kilauea na Havaji. Lávové proudy nejsou obvykle přímým ohrožením lidských životů, protože pohyb lávy lze předvídat s ohledem na morfologii terénu. Láva však může způsobit značné materiální škody. V některých případech lze ovlivnit tok lávy například rychlým ochlazování čela proudu, čímž se vytváří podmínky pro změnu směru proudění. Tato technika může být doplněna stavbou umělých betonových zátaras.

Obrázek 4.14. Silně bazické lávy mají nízkou viskozitu a velmi dobře a často i rychle tečou. Při rozsáhlých výlevech mohou představovat značné riziko pro obyvatele i jejich majetek.

Obrázek 4.15. Lávy kyselejšího složení jsou více viskózní a jejich pohyb je tak pomalejší. Přesto mohou představovat vážnou hrozbu.

Obvykle větším rizikem je pyroklastická aktivita vulkánu, kdy ze sopouchu je do ovzduší chrleno obrovské množství tefry různé velikosti. Při větším nahromadění vulkanických plynů může dojít k  výbuchu, který může rozmetat značnou část sopečného kuželu (viz. St. Helen 1980). Dopadající částice mohou mít velikost popela až bloků o hmotnosti řádově desítek kilogramů. Je zřejmé, že těžší částice budou dopadat blíže ke zdroji, ale při extrémně silných explozích může být jejich dosah značný. Často také vznikají žhavá pyroklastická mračna, která sjíždějí po svazích rychlostí až 100 km/h a mají někdy velký dosah. Tato mračna vykazují neuvěřitelnou ničivou sílu také díky teplotě několik set °C.

Obrázek 4.16. Významným primárním rizikem vulkanické činnosti je pyroklastické mračno, které se dokáže pohybovat značnou rychlostí a má obrovskou ničivou sílu.

Spad vulkanického popílku je obrovským vulkanickým rizikem. V prvé řadě má vulkanický popel ve vzduchu značný dolet, takže bývají postižena rozsáhlá území a u obzvláště silných erupcí jsou mračna vidět z vesmíru a dokáží ve velkých výškách i několikrát obletět celou planetu. Mezi rizika spojená s vulkanickým spadem patří:

• zničení veškeré vegetace

• dočasná kontaminace povrchových vod a jejich okyselení

• zničení budov pod vahou popílkového spadu

• zdravotní problémy pro obyvatele – dýchací obtíže, poškození zraku

• poškození strojů a motorů nejjemnějšími částicemi spadu.

Obrázek 4.17. Vulkanický popel může pokrýt zemský povrch do velké vzdálenosti. Při velkém množství dokáže jeho váha zničit většinu staveb.

Během vulkanické činnosti je produkováno značné množství plynů. Asi 90 % tvoří vodní pára a CO₂, do ovzduší se ale dostávají nebezpečné plyny jako CO, SO₂ nebo H₂S. Oxidy síry mohou reagovat se vzdušnou vlhkostí za vzniku kyselých dešťů, část nebezpečných látek může být vázána na popílkový spad a může dojít k rozsáhlé kontaminaci půd.

Sekundárním projevem vulkanické činnosti mohou být sesuvy půd a lahary. Vulkanická aktivita může rozpouštět obrovské množství sněhu ve vrcholových partiích sopky. Vytvoří se směs vody, pyroklastik a půdy, která se pohybuje do údolí rychlostí až 80 km/h a objem unášeného materiálu může být gigantický. Tyto jevy jsou nejen rychlé, ale mají dosah mnoho kilometrů od místa výbuchu.

Obrázek 4.18. Sekundárním rizikem vulkanické činnosti mohou být půdní sesuvy různých velikostí.

Obrázek 4.19. Lahary jsou směsí vody, pyroklastik a půdy, které sestupují do údolí značnou rychlostí a mají velkou ničivou sílu.

4.1.5  Předpovídání vulkanických rizik

Včasné varování před vulkanickým výbuchem může mít neocenitelný přínos, zvláště v silně obydlených oblastech. Vyžaduje to dlouholeté pozorování a zpracování měřených dat ve vztahu ke skutečné vulkanické aktivitě. Při sledování a předpovídání sopečné činnosti se využívá zejména:

• sledování seismické aktivity – výstup magmatu je velmi často spojen se zvýšenou seismickou aktivitou.

• termální, magnetický a hydrologický monitoring – vystupující magma ohřívá horniny na povrchu a zvyšuje se tepelný tok, mohou se měnit i magnetické vlastnosti hornin.

• topografické změny – drobné změny reliéfu, roztahování puklin, změny vodního režimu v blízkém okolí mohou naznačovat nastupující magma.

• složení vulkanických plynů – změny ve složení unikajících plynů mohou znamenat výstup magmatu.

• studium geologické historie – mnohé může napovědět studium geologických podmínek, některé erupce se opakují v pravidelných cyklech.

4.1.6 Využití vulkanické aktivity

Vulkanická aktivita je pro lidskou populaci nejen značným nebezpečím, ale je svým způsobem nezbytná i pro rozvoj lidské společnosti. Jako první pozitivum vulkanické činnosti uveďme, že vulkanický spadový materiál (popílek) tvoří základ pro velmi úrodné půdy, které jsou pro zemědělství hojně využívány.

Obrázek 4.20. Popílkový materiál obsahuje významné množství živin a je proto velmi úrodný a hojně využívaný v zemědělství.

S rozvojem technologií je stále více využívána geotermální zemská energie, která má největší „příkon“ právě v aktivních vulkanických oblastech. Sleduje se zejména tepelný tok, který představuje množství tepla, které projde jednotkovou plochou za určitý čas a geotermický gradient, vyjadřující změnu teploty s hloubkou pod povrchem (°C/km). Ve vulkanicky aktivních oblastech (např. Island) jsou budovány geotermální elektrárny a tepelná vulkanická energie je využívána k vytápění. V obou případech se jedná o velmi ekologický bezodpadní způsob získávání energie.

Obrázek 4.21. Geotermální energie umožňuje ohřev vody, která je druhotně použita na výrobu elektrické energie. Celý cyklus je zpravidla uzavřený a bez produkce odpadních materiálů.

Česká republika nemá příliš dobrý geotermální potenciál. Zvýšené tepelné toky byly zaznamenány pouze v oblasti krušnohorského zlomu, v centrální a západní části české křídové pánve na východním okraji v hornoslezské a Vídeňské pánvi. Lokální anomálie jsou zpravidla spojeny s vývěrem horkých pramenů (Karlovy Vary, Teplice, Jáchymov nebo Velké Losiny). I mírně zvýšené teplotní gradienty jsou využitelné pro instalaci tepelných čerpadel, což je v současnosti slibně se rozvíjející technologie.

Obrázek 4.22. Mapa teplotního gradientu České republiky prozrazuje místa se zvýšeným tepelným tokem.

4.1.7 Vulkanická aktivita v České republice a případná rizika

Poslední významná vulkanická aktivita na území České republiky proběhla před 15-25 milióny let a její poslední velmi drobné dozvuky jsou datovány na 100-300 tisíc let (Komorní a Železná hůrka). Nejbližší aktivní vulkanická oblast se nachází ve Středomoří na jihu Itálie (Lipary, Vesuv, Etna, Vulcano). Tato oblast ohrožuje naše území pouze možným popílkovým spadem při intenzivnější aktivitě těchto sopek. V případě gigantické vulkanické erupce kdekoliv na světě, mohou nastoupit velmi katastrofické scénáře. Obrovský výbuch doprovázený erupcí obrovského množství vulkanického materiálu může způsobit omezení slunečního svitu i na několik měsíců, což je doprovázeno globálním ochlazením a celkovou změnou klimatu. V geologické historii máme záznamy o takových událostech a je s nimi spojeno rozsáhlé vymírání druhů.

Obrázek 4.23. Komorní Hůrka u Chebu je považována za jedno z nejmladších vulkanických těles na našem území. Dnes jsou zde pouze zbytky po lomu, kterým se těžil vulkanický materiál.

4.2  Zemětřesení a související rizika

Každý rok proběhne na Zemi kolem 1 miliónů zemětřesných událostí, ale pouze malé procento představuje větší hrozbu pro lidskou společnost. Každé zemětřesení může být definováno svojí polohou (epicentrem a hypocentrem) a energií, která se při něm uvolní.

Poloha zemětřesení je definována jeho ohniskem, které je často vyjádřeno jedním bodem tzv. hypocentrem, tj. místem ve kterém zemětřesení skutečně vzniká. Epicentrum zemětřesení je místo na povrchu Země, které je k hypocentru nejblíže. Polohu zemětřesení lze určit pomocí celosvětové sítě seismografických stanic, které zaznamenávají čas a intenzitu seismických vln.

Intenzitu zemětřesení odvozujeme od amplitudy seismických vln a vyjadřujeme ji pomocí jednotky magnitudo. Ta je rovna dekadickému logaritmu z amplitudy zemětřesení v mikrometrech. Hodnoty magnituda jsou rozděleny do Richterovy stupnice intenzity zemětřesení. Intenzita zemětřesení se také může posuzovat podle jeho následků. Používanými stupnicemi jsou MCS (Maracalli-Cancani-Sieberg nebo MM (Mercali).

4.2.1  Vznik zemětřesení

Zemětřesné procesy jsou ve většině případů spjaty s pohybem horninových mas podél tektonických linií. Vyneseme-li epicentra zaznamenaných zemětřesení do světové mapy, zjistíme, že převážná část kopíruje rozhraní litosférických desek a významné tektonické linie.

Obrázek 4.24. Vyneseme-li epicentra významných zemětřesení do světové mapy, kopírují většinou hranice mezi litosférickými deskami.

Tzv. mezidesková zemětřesení na hranicích dvou litosférických desek vznikají na obrovských plochách zlomových linií. Při pomalém vzájemném pohybu litosférických desek se nahromadí obrovské pnutí, které se může uvolnit při posunu ve velmi krátkém časovém okamžiku. Tento proces je doprovázen uvolněním obrovské energie, která vyvolá zemětřesení a šíření zemětřesných vln do okolí. Vzájemný posun litosférických desek se počítá maximálně na desítky milimetrů za rok.

Zlomy, které jsou centrem vzniku zemětřesení, mohou být různého typu. Prvním případem je boční posun – pravostranný nebo levostranný. Dvě kry se posunují vůči sobě ve stejné horizontální úrovni. Jiným typem zlomu je přesmyk, kdy se jedna kra nasouvá nad jinou a dochází ke kompresi prostoru. V opačném případě vzniká pokles, při kterém se vzájemně mění horizontální úroveň obou ker a dochází k extenzi prostoru.

Obrázek 4.25. Schematické vyjádření bočního posunu dvou ker podél zlomové linie. Zde pravostranný posun.

Obrázek 4.26. Schematické vyjádření  přesmyku dvou ker podél zlomové linie. Dochází ke zmenšení celého prostoru.

Obrázek 4.27. Schematické vyjádření vzájemného poklesu dvou ker podél zlomové linie. Dochází ke zvětšení prostoru.

Z hlediska historie pohybů na zlomu se rozlišují aktivní zlomy, kam se řadí takové, kde došlo k pohybům za posledních 10 000 let. Zlomy, které byly aktivní v období do 1,65 miliónů let, jsou potenciálně aktivní. Zlomy nevykazující aktivitu v tomto časovém intervalu jsou neaktivní.

Existuje jev označovaný jako tektonický creep, který se projevuje velmi pomalým posunem podél zlomové linie, ale tento posun není provázen zemětřesnými projevy.

4.2.2  Mechanismus zemětřesení

Intenzita otřesů obecně závisí na třech faktorech:

• intenzitě zemětřesení (magnitudo)

• vzdálenosti od epicentra

• typu hornin a půd

Energie uvolněná při zemětřesení se šíří formou seismických vln, která můžeme podle vlastností rozdělit do dvou skupin:

• P-vlny (podélné) jsou rychlejší a šíří se pevným i kapalným prostředím. Při šíření vzduchem mohou být pro člověka slyšitelné. Při jejich šíření dochází ke kontrakci a natahování prostředí, kterým postupují a to ve směru pohybu vlny.

• S-vlny se šíří pomaleji a pouze pevným prostředím. Mají charakter oscilací kolmých na směr jejich pohybu.

Obrázek 4.28. Princip šíření rychlejších podélných vln (vlevo) a ničivějších příčných vln (vpravo).

Dostanou-li se seismické vlny na povrch, vznikají tzv. povrchové R-vlny. Mají charakter vlnitého pohybu povrchu a způsobují obrovské materiální škody na stavbách, silnicích nebo železnicích.

Významnou charakteristikou zemětřesných vln je jejich frekvence. Většina P- a S-vln má frekvenci v intervalu 0,5-20 Hz (až 20 cyklů za sekundu), povrchové seismické vlny mají frekvenci kolem 1 Hz. Při zemětřesení vznikají vlny v širokém frekvenčním intervalu. Se vzdáleností od epicentra se vysokofrekvenční vlny zeslabují. Obecně platí, že vysokofrekvenční otřesy způsobují vibraci nízkých budov, zatímco nízkofrekvenční ovlivňují stabilitu vysokých budov. Vlny s nízkou frekvencí 0,5-1 Hz mají značný dosah a mohou způsobit destrukci budov ve velké vzdálenosti od epicentra.

Dalším činitelem ovlivňujícím šíření zemětřesných vln je materiál, kterým prochází. V nezpevněných horninách dochází k nárůstu síly otřesů oproti pevným, nezvětralým horninám. Někdy se hovoří o materiálovém zesílení.

Obrázek 4.29. Schematická závislost intenzity šíření zemětřesných vln na povaze horninového prostředí. Nejlépe se vlny šíří v nezpevněném sedimentu, k největšímu zeslabení dochází krystalických horninách.

Hloubka hypocentr, tj. místa vzniku zemětřesení, se může pohybovat od několika kilometrů do asi 700 km pod povrchem. Nejhlubší zemětřesení jsou vázána na subdukční zóny. Z předcházejícího textu je zřejmé, že hluboko vzniklá zemětřesení ztrácejí část své energie cestou k povrchu a tím následně ztrácejí i na své ničivé síle.

4.2.3  Zemětřesný cyklus

Působí-li napětí na horninu, dochází k její deformaci. Při odeznění se hornina vrací do původního stavu. Při intenzivním působení může dojít k nevratné deformaci horniny a v konečném důsledku se může elastická deformace změnit ve vznik ruptury – zlomové linie se současným uvolněním energie.

Předpokládá se, že zemětřesný cyklus probíhá asi ve 4 fázích:

• prvním stupněm je seismická pasivita po velké zemětřesné události s následnými otřesy

• druhým stupněm je akumulace elastického pnutí, které místy překročí pevnost horniny a tak je tento proces provázen drobnými otřesy

• třetím stupněm jsou série drobných otřesů, které mohou o několik hodin předcházet velkou seismickou událost. Někdy se třetí stupeň neobjeví.

• čtvrtou fází je samotné velké zemětřesení s uvolněním velkého množství energie.

Tento cyklus byl sestaven na základě mnoha pozorování, ale průběh událostí může být i odlišný.

4.2.4  Vliv zemětřesení na životní prostředí

Zemětřesení je událost, která může ohrožovat nejen lidskou společnost a její hodnoty, ale výrazně přetváří i naše životní prostředí, např. morfologii krajiny. Primárními vlivy zemětřesení jsou vlastní otřesy a zemní praskliny, které způsobují škody na životech a majetku. Druhotnými dopady seismické aktivity jsou sesuvy půdy, požáry, záplavy, tsunami nebo změny reliéfu krajiny.

Během otřesů mohou vznikat puklinové srázy, lineární struktury dlouhé až kilometry s převýšením až několik metrů. Tento vertikální pohyb podloží ničí infrastrukturu jako jsou silnice, železnice, produktovody a jiná zařízení. Při otřesech dochází k destrukci budov, přehrad, mostů nebo tunelů.

Obrázek 4.30. Výsledkem zemětřesení může být vznik puklinových srázů, často s převýšením několika metrů.

Obrázek 4.31. Běžným projevem zemětřesných aktivit jsou různě velké praskliny v půdě.

Obrázek 4.32. Primárním rizikem všech zemětřesení je poškození budov. Intenzita poškození závisí na síle zemětřesení a vzdálenosti od epicentra.

Otřesy mohou vyvolat rozsáhlé sesuvy půdy, zvláště při dostatečném nasycení půdy vodou. Při zvláště silných otřesech bývají tyto sesuvy značného rozsahu.

Zemětřesení bývá doprovázeno ničením plynovodů a elektrického vedení a tato kombinace může vést k rozsáhlým a těžko zvladatelným požárům.

Obrázek 4.33. Poškození elektrického a plynového vedení má často při zemětřesení za následek vznik těžko zvladatelných požárů.

Obrázek 4.34. Porovnání původního řečiště na leteckém snímku vlevo a vodní hladiny, která vznikla přehrazením toku po sérii zemětřesení. Čína 2008.

Během zemětřesení se mohou rovněž vytvořit příznivé podmínky pro přenos různých typů nemocí. Návrat do normálního života může trvat i řadu měsíců a špatné hygienické podmínky a oslabení lidského organismu může vést k šíření epidemií.

Samostatnou kapitolou je tsunami. Tato katastrofální vlna je druhotným projevem zemětřesení, při kterém náhle poklesla nebo byla vyzdvižena část mořského dna, vznikl podmořský sesuv nebo může být iniciována vulkanickou činností. Vyloučit nelze ani dopad mimozemského tělesa do oceánu. Na otevřeném oceánu je vlna vysoká kolem 1 m a její rychlost může dosáhnout až 750 km/h. V mělké příbřežní zóně se hromadí energie a vlna dramaticky stoupá. Často je její příchod předznamenán ústupem mořské hladiny. Náraz na pobřeží může jít ve více vlnách, často mnohem větší škody napáchá voda vracející se do moře. Záludnost tsunami je především v její schopnosti šířit se na velké vzdálenosti.

Obrázek 4.35. Letecký snímek Banda Acehu v roce 2004. Letovisko před a po ničivé vlně tsunami.

Obrázek 4.36. Schéma monitorovacího záchranného systému pro vlny tsunami, který je provozován v oblasti Pacifiku.

4.2.5  Zmírnění dopadů zemětřesení

Zemětřesení představuje obrovské riziko pro stamilióny lidí po celém světě. Seismologové se snaží najít co nejspolehlivější metody, jak s maximální pravděpodobností předpovědět místo a intenzitu zemětřesení. Oblasti s velkým rizikem seismické aktivity jsou dobře známé, je to především na deskových rozhraních a významných zlomech. Při předpovědích se požívá analýza frekvence drobných otřesů, které mohou větší událost předcházet. Významným indikátorem mohou být drobné výzdvihy a poklesy na zemském povrchu, případně vznik drobnějších prasklin a poruch. Předzvěstí blížícího se zemětřesení je zvýšená emise radonu a radioaktivních plynů. Poměrně spolehlivě poznávají blížící se zemětřesení divoká zvířata, ale je to obvykle velmi těsně před samotnou událostí.

Pro omezení následků zemětřesení používá řada zemí (USA, Japonsko) propracované systémy skládající se zejména z těchto činností:

• snaha o předpověď zemětřesení

• systém varování

• technicky pokročilé konstrukce

V seismicky aktivních oblastech je pečlivě zvažováno umístění velkých staveb, přehrad, elektráren a produktovodů, aby se případné škody minimalizovaly. Konstrukce budov se provádí speciálním způsobem, který dokáže lépe odolávat přicházejícím vlnám. Jsou vypracovány krizové plány a všechny složky záchranných služeb mají přesné informace o své činnosti během i po zemětřesení.

Obrázek 4.37. V seismicky aktivních oblastech je třeba používat některé speciální stavební technologie, jako je např. pohyblivé uložení produktovodů.

Rovněž obyvatelstvo je informováno o správném chování a nutných přípravách před seismickou aktivitou. Lidé v postižených oblastech se řídí těmito hlavními pravidly:

• v domě je třeba mít věci řádně upevněné, zvláště drahé a křehké předměty

• v každé místnosti je třeba znát bezpečné místo – pod pevnou deskou stolu, u nosné zdi

• jakmile je to možné, vypnout přívod plynu a elektřiny

• mít neustále k dispozici zásobu jídla a vody

• první přichází P-vlny, které mohou být slyšet, po nich přichází S- a R-vlny, které mají největší pustošivou sílu.

4.2.6  Zemětřesení v České republice

V České republice se objevují zemětřesení jen ojediněle a mají poměrně malou energii. Jejich epicentra jsou soustředěna do oblasti krušnohorského zlomu na křížení s jáchymovskou poruchou (západní Čechy), na hronovskou poruchu a na severní Moravu. Větší riziko spojené se seismickou aktivitou je na našem území málo pravděpodobné.

Obrázek 4.38. Mapa epicenter zemětřesení zaznamenaných v České republice.