Seizmologija (grč. seismos = potres + grč. logos = znanost) jest geofizička disciplina koja proučava nastajanje potresa, rasprostiranje seizmičkih valova, njihov učinak na površini Zemlje i objekte na njoj te samu građu Zemlje. Neki od osnovnih problema i pitanja kojima se bavi seizmologija odnose se na procese koji dovode do pojave potresa, procese koji se odvijaju tijekom potresa i pojave koje su njihova posljedica. Seizmologija ima svoju primjenu ponajprije u građevinarstvu (potresno inženjerstvo) i urbanom planiranju, pri procjeni hazarda i rizika od potresa, te u istraživanjima ležišta plina i nafte, odnosno općenito u određivanju građe Zemljine unutrašnjosti. Stručni rad u seizmologiji uključuje bilježenje potresa, njihovo lociranje i katalogiziranje, kartiranje učinaka, razmjenu podataka s međunarodnim institucijama itd.
Seizmika je skup geofizičkih metoda koje se temelje na proučavanju zapisa umjetno izazvanih potresa radi istraživanja geološke građe Zemlje ili nekog drugog planeta.
Potres je iznenadno oslobađanje nakupljene energije unutar ograničenog područja u Zemlji. Današnja seizmologija poznaje nekoliko različitih uzročnika i vrsta potresa, no najčešći su tektonski potresi (> 90 %) koji nastaju na rasjedima i rezultat su djelovanja tektonskih sila. Oslobođena energija može biti gravitacijsko potencijalna (urušni potresi), hidrodinamička (vulkanski potresi), energija elastičkih deformacija (tektonski potresi) i dr., pa tako razlikujemo vulkanske (7 %), urušne (3 %), impaktne (npr. udar meteorita) i umjetne potrese (npr. inducirani nuklearnim eksplozijama, punjenjem i pražnjenjem akumulacijskih jezera i sl.). Prirodni potresi su kvaziperiodični, što znači da se ponavljaju u nepravilnim razmacima. Iz žarišta potresa šire se u svim smjerovima putujući elastički valovi, tj. seizmički ili potresni valovi.
Mjesto nastanka potresa u Zemljinoj unutašnjosti naziva se žarište ili hipocentar, a točka na Zemljinoj površini vertikalno iznad zove se epicentar. Prema dubini na kojoj se nalazi žarište potresa, razlikuju se plitki (do 60 km), srednje duboki (od 60 do 350 km) i duboki potresi (dubine veće od 350 km).
Rasjedi su posmične pukotine u stijenama Zemljine kore po kojima je ostvaren vidljiv pomak stijenskih blokova, odnosno rasjednih krila – rasjedna ploha odjeljuje dva susjedna rasjedna krila, među kojima se kod nagnutih rasjeda razlikuju: podinsko krilo (dio stijena ispod rasjedne plohe) i krovinsko krilo (dio stijena iznad rasjedne plohe).
Tektonski potres je potres koji nastaje uslijed oslobađanja energije elastičke deformacije. Vezu između energije elastičke deformacije i nastanka potresa daje tzv. teorija elastičkog odraza. 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 (naprezanja) 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 seizmički 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.
Potresi koji slijede nakon glavnogaa i najjačega potresa nazivaju se naknadnim potresima: oni su slabiji od glavnoga potresa i nejednoliko su raspoređeni u vremenu. U pravilu, što je glavni potres jači, naknadni će potresi biti jači i učestaliji, a postseizmičko razdoblje pojačane seizmičke aktivnosti trajat će dulje. Završetak neke potresne serije može se proglasiti tek naknadno, kad se ustanovi da je seizmička aktivnost oslabila na razinu koja odgovara onoj prije glavnoga potresa. Ponekad glavnom potresu prethode slabiji potresi – to su takozvani prethodni potresi, no je li nešto prethodni potres, može se ustvrditi tek naknadno, nakon što je u određenom vremenu i određenom području uslijedio još jači potres.
Seizmički valovi su zapravo elastički valovi koji nastaju na površini loma na rasjednoj plohi ili zbog nekog poremećaja (npr. udar meteorita ili eksplozija). 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 i površinski valovi.
Prostorni valovi nastaju u samome žarištu, odnosno izvoru potresa i putuju na sve strane kroz Zemljinu unutrašnjost. Kad bi Zemlja bila idealno elastično, homogeno i izotropno tijelo, valne fronte prostornih valova bile bi koncentrične sfere sa središtem u žarištu potresa. Prostorni se valovi mogu podijeliti na tzv. P-valove (od lat. primus = prvi) i S-valove (od lat. secundus = drugi).
P-valovi su zapravo longitudinalni valovi, što znači da kod njih čestice titraju oko svog ravnotežnog položaja u smjeru rasprostiranja vala (takvi su npr. zvučni valovi). Često se još nazivaju i kompresijskim valovima jer uzrokuju kompresiju (sažimanje, zbijanje) sredstva kroz koje prolaze. P-valovi su najbrža vrsta seizmičkih valova, približne prosječne brzine 6 km/s u Zemljinoj kori, i stoga uvijek prvi nailaze na prijemnik.
S-valovi su transverzalni valovi i kod njih čestice titraju okomito na smjer samog putovanja vala (kao i kod npr. valova na vodi). Nazivaju se i posmičnim valovima jer uzrokuju smicanje dijelova sredstva kroz koje se šire. S-valovi su sporiji, približne brzine 3.5 km/s u Zemljinoj kori, te nailaze na prijemnik nakon P-valova, no njihove amplitude mogu biti višestruko veće od amplituda P-valova, stoga uzrokuju jače podrhtavanje površine. S obzirom na geometrijsku orijentaciju oscilacija u prostoru, tj. polarizaciju, razlikuju se SH- i SV-valovi: SH-valovi su S-valovi polarizirani u horizontalnoj ravnini, dok su SV-valovi 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 putuju uz površinu Zemlje i njihova amplituda opada s dubinom. Nastaju međudjelovanjem prostornih valova s diskontinuitetima u Zemljinoj unutrašnjosti. Postoje dvije vrste površinskih valova: Loveovi i Rayleighjevi valovi.
Loveovi valovi (prema britanskom matematičaru A.E.H. Loveu) uzrokuju pomicanje čestica sredstva s jedne na drugu stranu. 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 (prema znanstveniku Johnu Williamu Struttu poznatijem kao Lord Rayleigh). Pri prolasku Rayleighjevog vala, čestice osciliraju po elipsima; na površini to su elipse čija je horizontalna os približno jednaka 2/3 vertikalne osi. Osciliranje može biti retrogradno (pomaci čestica na “uzdignutom” dijelu elipse usmjereni su kao i smjer rasprostiranja vala) ili suprotno od toga, direktno.
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). Površinski valovi perioda između 15 i 30 s koji na seizmološku postaju nailaze posljednji zbog malih grupih brzina, čine tzv. Airyjevu fazu. Na seizmogramima dalekih potresa, ta skupina vrlo često ima najveću amplitudu te se koristi za definiranje magnitude površinskih valova. 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 i grupna brzina. 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. Ukoliko je grupna brzina veća od fazne radi se o tzv. anomalnoj disperziji. Ako je grupna brzina manja od fazne, disperzija je normalna. 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.
Seizmograf 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 je zapis seizmografa, tj. zapis gibanja tla u ovisnosti o vremenu. Seizmografi najčešće 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.
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.
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.