Utórengés
Egy földrengés utórengése egy gyengébb földrengés, ami az erősebb rengés – a főrengés – után következik be, ugyanabban a földrajzi régióban. Ha a főrengésnél erősebb utórengés következne be, akkor azt fogják főrengésnek tekinteni, a korábbi főrengést pedig előrengéssé minősítik vissza. Az utórengéseket az váltja ki, hogy a földkéreg az elmozdult törésvonal környékén a főrengés hatására átrendeződik.[1] A nagyobb földrengéseket követő rengéssorozatban számuk elérheti a több százat, ezret is. Bár gyengébbek a főrengésnél, a megrongált épületekben komoly károkat okozhatnak.[2] Az utórengések erőssége és gyakorisága a főrengés óta eltelt idő függvényében statisztikai értelemben csökkenést mutat.[3]
Az utórengések eloszlása
szerkesztés
Az utórengések általában a főrengés törésvonalának környezetében találhatók meg, közvetlenül a rengés törésvonala, vagy a főrengés feszítő hatása által érintett más törésvonalak mentén. A földrengésben érintett kőzetlemeztől kb. a törésvonal hosszának megfelelő távolságban helyezkednek el.
Az utórengések mintázata segít a megcsúszott lemezterület méretének becslésében. A 2004-es indiai-óceáni szökőár és a 2008-as szecsuani földrengés esetében az utórengések elhelyezkedése igazolta, hogy az epicentrum a megcsúszás szélső területén található, ami a törés terjedésének erősen aszimmetrikus voltára utal.
Az utórengések méret- és időbeli eloszlása
szerkesztésAz utórengések magnitúdójával és gyakoriságával kapcsolatban létezik néhány empirikus szabály.
Az Ómori-törvény
szerkesztésAz utórengések mintázata követi Ómori törvényét.[4] Ómori törvénye, pontosabban a módosított Ómori-törvény megfigyelésen alapuló összefüggést tár fel az utórengések számának ritkulásával kapcsolatban. Ómori Fuszakicsi (大森 房吉 Ōmori Fusakichi) 1894-ben publikálta az utórengésekkel kapcsolatos eredményeit, melyek szerint az utórengések gyakorisága a főrengés óta eltelt idővel nagyjából fordítottan arányos.
ahol:
- n(t) a főrengés után t idővel mért földrengések száma,
- K az amplitúdó, és
- c az időeltolási (time offset) paraméter.
A mostanság használatos módosított Ómori-törvényt Ucu Tokudzsi (Tokuji Utsu) vezette be 1961-ben.[5][6]
ahol:
- p a hanyatlási rátát módosítja, értéke tipikusan 0,7–1,5 közé esik.
A fenti egyenletek szerint az utórengések száma időben gyorsan csökken, méghozzá a főrengés óta eltelt idő reciprokával egyenesen arányosan. Így aztán a rengés utáni második napon az utórengés bekövetkezésének esélye feleakkora, mint az első napon, a 10. napon pedig tizedakkora (feltéve, hogy p értéke éppen 1). Ezek a megfigyelések csak az utórengések tömeges viselkedésére vonatkoznak; az utórengések pontos időpontja, száma, helye véletlenszerű, bár a fenti mintákat követi. Mivel ez egy empirikus törvény, a paraméter értékét nem valamely fizikai törvényszerűség alapján kapják, hanem utólag határozzák meg oly módon, hogy a rengés mérési adatainak megfeleljen.
Båth törvénye
szerkesztésAz utórengésekre vonatkozó másik fontos megállapítás a Båth-törvény,[7][8] ami kimondja, hogy a főrengés és a legnagyobb utórengés magnitúdója közötti különbség nagyjából állandó, a főrengés amplitúdójától független, és nagyjából 1,1-1,2 magnitúdóra tehető az MMS-skálán.
Gutenberg–Richter-összefüggés
szerkesztés
A Gutenberg–Richter-összefüggés vagy Gutenberg–Richter-törvény (GR-törvény) összefüggést határoz meg bármilyen területen előforduló földrengések magnitúdója, és a legalább akkora magnitúdójú rengések előfordulási száma között.
Ahol:
- azon események száma, melyek magnitúdója
- és pedig konstansok.
Összefoglalva, sok apró utórengésre és néhány nagyobb utórengésre lehet számítani.
Az utórengések kihatása
szerkesztésAz utórengések veszélyességét az adja, hogy nem lehet előre jelezni őket, nagy magnitúdójúak lehetnek, és összedönthetik a főrengéstől meggyengített építményeket. A nagyobb földrengések után nagyobb számú és erősebb utórengés keletkezik, melyek akár évekkel, néha évtizedekkel később is jelentkezhetnek. Ez különösen jellemző a szeizmikusan csendes területeken fellépő nagyobb szeizmikai jelenségekre; például az Új-madridi Szeizmikus Zóna környékén a szeizmikus események az 1811-12-es főrengés óta követik Ómori törvényét. Az utórengés-sorozatot akkor tekinthetjük befejezettnek, ha a szeizmikus események visszaesnek a háttérszintre; tehát amikor az események gyakorisága az időben nem mutat már csökkenő tendenciát.
Az Új-madridi Zóna körül a földmozgás nem több évi 0,2 mm-nél,[9] míg Kaliforniában, a Szent András-törésvonalnál az évi 37 mm-t is elérheti.[10] A becslések szerint a Szent-András törésvonalnál az utórengések kb. 10 évig várhatók, míg az Új-Madridnál jelenleg fellépő földrengéseket is a 200 évvel ezelőtti, 1811–1812-es új-madridi földrengés utórengéseinek tartják.[11]
Előrengések
szerkesztésTöbb tudós próbálkozott már azzal, hogy az előrengésekből próbálja előre jelezni a földrengéseket, a kevés siker egyike az 1975-ös liaoningi (Kína) földrengés előre jelzése volt. Az East Pacific Rise-on viszont (egy óceánközépi hátság) a transzform vetők jól meghatározott előrengéses aktivitást mutatnak a fő szeizmikus eseményt megelőzően. A korábbi események és előrengések adatai azt mutatják, hogy ezeknél kevés utórengés és sok előrengés jelentkezik a kontinentális csapásirányú vetőkhöz képest.[12]
Jegyzetek
szerkesztés- ↑ What are Aftershocks, Foreshocks, and Earthquake Clusters?
- ↑ Gyakran feltett kérdések a földrengésekkel kapcsolatban[halott link]
- ↑ Seizmology.hu szótára
- ↑ (1894) „On the aftershocks of earthquakes”. Journal of the College of Science, Imperial University of Tokyo 7, 111–200. o.
- ↑ (1961) „A statistical study of the occurrence of aftershocks”. Geophysical Magazine 30, 521–605. o.
- ↑ (1995) „The centenary of the Omori formula for a decay law of aftershock activity”. Journal of Physics of the Earth 43, 1–33. o.
- ↑ Richter, Charles F., Elementary seismology (San Francisco, California, USA: W. H. Freeman & Co., 1958), page 69.
- ↑ (1965) „Lateral inhomogeneities in the upper mantle”. Tectonophysics 2, 483–514. o. DOI:10.1016/0040-1951(65)90003-X.
- ↑ Elizabeth K. Gardner: New Madrid fault system may be shutting down. physorg.com, 2009. március 13. (Hozzáférés: 2011. március 25.)
- ↑ Wallace, Robert E.: Present-Day Crustal Movements and the Mechanics of Cyclic Deformation. The San Andreas Fault System, California. [2006. december 16-i dátummal az eredetiből archiválva]. (Hozzáférés: 2007. október 26.)
- ↑ Earthquakes Actually Aftershocks Of 19th Century Quakes; Repercussions Of 1811 And 1812 New Madrid Quakes Continue To Be Felt. Science Daily. (Hozzáférés: 2009. november 4.)
- ↑ McGuire JJ, Boettcher MS, Jordan TH (2005). „Foreshock sequences and short-term earthquake predictability on East Pacific Rise transform faults”. Nature 434 (7032), 445–7. o. DOI:10.1038/nature03377. PMID 15791246.
Fordítás
szerkesztés- Ez a szócikk részben vagy egészben az Aftershock című angol Wikipédia-szócikk ezen változatának fordításán alapul. Az eredeti cikk szerkesztőit annak laptörténete sorolja fel. Ez a jelzés csupán a megfogalmazás eredetét és a szerzői jogokat jelzi, nem szolgál a cikkben szereplő információk forrásmegjelöléseként.