Óvatos mottó: „A földrengések prognózisa
valószínűleg tökéletesedni fog, de sohasem lesz tökéletes. Más szóval:
a hibás előrejelzés lehetőségével mindenkor számolnunk kell.”
Aszada Tosi (Toshi Asada) professzor,
Tokiói Egyetem Geofizikai Intézet (1984)
Optimista mottó: „Ha én briliáns tudós volnék, földrengések
előrejelzésével foglalkoznék.”
Riportalany nyilatkozata a Los Angeles-i rádiónak
a northridge-i földrengés után (1994)
A földrengések előrejelzése napjainkban az emberiség részéről a
földtudományok egésze felé támasztott elsőrendű, megoldandó feladat,
és valószínűleg még sokáig az lesz. A földtudományok részeként ez a
prognózis iránti igény a geofizika egyik alapvető problémája marad, és
ezen belül a szeizmológia legfontosabb kutatási célját jelenti, és
fogja jelenteni. A földrengések prognózisának kérdéskörébe három
megoldandó feladat sorolható. Mindenekelőtt meg kell határoznunk, hogy
egy adott térségben mekkora erősségű földrengésre kell számítanunk egy
bizonyos időszakban. Vitán felül ez a földrengés-prognosztika
legfontosabb stratégiai feladata, hiszen csak ennek ismeretében lehet
a különböző mérnöki létesítményeket a várható földrengésekkel szemben
ellenállónak tervezni. Természetesen egy jövőbeli földrengéssel
kapcsolatban a „mekkora erősségű”-re vonatkozó kérdés megválaszolása
mellett két további kérdés is foglalkoztat bennünket: „mikor lesz?” és
„hol lesz?”. A földrengés előrejelzésének ez a második alapvető,
mondhatnánk taktikai kérdése, amely a társadalmat a bekövetkező
esemény mérete mellett – érthető módon – elsősorban foglalkoztatja. A
két említett előrejelzésre vonatkozó feladat mellett létezik egy
harmadik is: egy adott helyen rövidesen bekövetkező, az emberi
életeket veszélyeztető és károkozásra potenciálisan képes földrengés
központjának környezetében az esemény bekövetkeztét röviddel megelőző
riasztás kérdésének megoldása.
Jelenleg a földtudományok művelőit és ezen belül
természetesen a szeizmológusokat elsősorban az első stratégiai kérdés
megoldása foglalkoztatja, mert hiába is tudnánk a közvéleményt
foglalkoztató „mikor lesz?” és „hol lesz?” kérdésekre a választ, ha a
várható földrengés epicentrumában és annak környezetében nem a
bekövetkező rengésre méretezett mérnöki létesítmények állnak.
Természetesen ez a második taktikai feladat is rendkívül fontos,
melyet a szeizmológia önmagában talán nem is tud megoldani, szükséges
a geofizika és más földtudományok közreműködése is. A harmadik,
riasztással kapcsolatos előrejelzési feladat a technikai fejlődés
következménye. Röviddel, néhány perccel az eseményt megelőzően kiadott
riasztó jelzés segítségével sok fontos megelőző lépés tehető.
Áramtalanítani lehet, csővezetékek lezárhatók, nagysebességű
közlekedési eszközök valamint ipari folyamatok lassíthatók vagy
megállíthatók, lakossági figyelmeztetés adható ki. Ez utóbbi az
emberek előzetes felkészítésével együtt az áldozatok és sérültek
számának mérséklését teszi lehetővé.
A földrengések gyakorisága és energiája
A földrengések prognózisának alapjául a jelenkori és a múltbéli
földrengések számának és energiájának meghatározása szolgál. Ezt a két
adatot – mint azt alább látni fogjuk – első látásra egyszerűnek tűnő
összefüggések kötik a Charles F. Richter által 1935-ben javasolt
magnitúdóhoz.
A magnitúdó kizárólag műszeres mérésekből
meghatározott adat. Használatát egyrészt indokolja az az igény, hogy a
földrengéseket objektív, az egyes események összevetésére alkalmas
mérőszámmal jellemezzük. A földrengések magnitúdóját –
egyszerűsítésekkel élve – a következő képlet segítségével kaphatjuk
meg:
M=lg(a/T)+f(Δ,h)+C,
ahol a a talajelmozdulás a szeizmométer alatt
mikrométerben egy adott T periódusú földrengéshullám hatására. Az
epicentrális távolságtól (Δ) és a rengés fészekmélységétől függő
f(Δ,h) lehetővé teszi, hogy minden földrengés adatait a fészektől
egységesen Δ=100 km távolságra vonatkoztassuk, míg a C az adott
állomásra vonatkozó korrekció, és a helyi talajviszonyok
rengéshullámokat befolyásoló viszonyait egy „szabványos” talajra
hivatott redukálni. Ha a magnitúdó meghatározása felületi Love- és
Rayleigh-hullámok keltette elmozdulásból történik, akkor a értékét
T=20 s periódus esetében szokták meghatározni (Ms − felületi hullám
magnitúdó), míg a térfogati longitudinális és transzverzális hullámok
esetében T=1 s periódust szükséges figyelembe venni (mb −
térfogati hullám magnitúdó). A magnitúdó
meghatározására szolgáló képlet jobb oldalán a vizsgált elmozdulás
logaritmus alatt szerepel. Ez lehetővé teszi, hogy rendkívül eltérő
energiájuk ellenére egyetlen jól kezelhető képlettel jellemezzük a
földrengéseket. Az eddig megfigyelt legkisebb és legnagyobb
magnitúdóérték Mmin= -3 és Mmax= 9,5 volt.1
A földrengések éves száma (N) és a felszabaduló
energia (E) kapcsolatát a magnitúdó értékével a következő szimbolikus
egyenletekkel szemléltethetjük:
lgN=A-B.M
lgE=C+D.M,
(ahol A, B, C és D a szeizmológiai adatbázisok
feldolgozásából kapott számállandók). A két egyenlet jelentése
egyszerű: a nagy rengések ritkábbak, mint a kicsik (első egyenlet), és
a rengések energiája a magnitúdó érték növekedésével drámaian nő
(második egyenlet). 0,1, 0,5, illetve 1 növekmény M értékében a
szeizmikus energiában 1,4-, 5,5-, illetve 32-szeres növekedést jelent.
A földrengések éves száma nagyságrendileg a következő: M≥8→n≈1 (az
éves energia mennyiségének 49%-a), • 7≤M≤7,9→n≈ 10 (az éves energia
mennyiségének 43%-a), • 6≤M≤6,9→n≈102 (az éves energia mennyiségének
4%-a), • 5≤M≤5,9→n≈103 (az éves energia mennyiségének 3%-a), •
4≤M≤4,9→n≈104 (az éves energia mennyiségének 1%-a).
Látható, hogy évente tízezres nagyságrendben pattan
ki károkozásra is alkalmas M≥4 földrengés (természetesen ezeknek csak
egy kis, a lakott helyekhez közel kipattanó része okoz kárt).
Összehasonlításul: Magyarországon 5≤M≤5,9 magnitúdótartományba
sorolható eseményekre évszázadonként 2–3 alkalommal kell számítani,
míg a 4≤M≤4,9 sávba tartozókra 6–7 alkalommal.
A földrengések során végbemenő
energiafelszabadulás döntő része a Föld felületének kis részére, a
tektonikai lemezhatárok övezetére, az úgynevezett szubdukciós zónákra
korlátozódik. Számításaink szerint a szubdukciós zónák hossza 80 000
km. Feltételezve, hogy a zónák szélessége 500 km, a földrengésenergia
döntő része a Föld felületének 7%-áról származik. Vizsgálataink
eredményei (1. ábra) azt mutatják, hogy
az energia forrása döntően egy szűk, 5 km széles
mélységtartományban helyezkedik el, melynek közepes távolsága a
földfelszíntől 30 km. A tektonikai aktivitást hordozó litoszféra
átlagos vastagsága 100 km, össztérfogata 5.1010 km3. A
szubdukciós zónákban felszabaduló földrengés-energia – a globális
szeizmikus energia 95%-a – 2.108 km3 kőzettérfogathoz, azaz
a litoszféra 0,4%-ához köthető. Az 1.
táblázatból látható, hogy a földrengésekből származó energia
döntő része (75−80%-a), a Csendes-óceán peremi földrengéses zónából
származik. Érdekes, hogy csak itt fordulnak elő mély fészkű
földrengések. Az eddig megfigyelt két legmélyebb földrengés a
Fülöp-szigeteken (1984, M=7,2, fészekmélység 632 km) és Peruban (1994,
M=8,2, fészekmélység 631 km) pattant ki. A perui földrengésről
feljegyezték, hogy az epicentrális zónában alig okozott kárt, viszont
hatására még New Yorkban is kilengtek a lakásokban a mennyezeti
lámpák.
Az említett tények távolról sem jelentik azt, hogy
a litoszféra 0,4%-át jelentő térfogaton kívül a földrengésveszély
elhanyagolható. Csupán arról van szó, hogy a földrengések, és
különösen a nagy földrengések gyakorisága ebben a viszonylag kis
kőzettérfogatban sokkalta nagyobb, mint másutt.
A földrengések nagyságának (erősségének)
meghatározására a magnitúdó mellett egy másik jellemzőt is használ a
szeizmológia. Ez a földrengés intenzitása (I), mely a megrázottság
szerinti osztályozáson alapul, méretezése a földrengések idején
megfigyelt jelenségeken és a rengés következtében fellépő változások
(károk) felmérésén nyugszik. Értéke általában – de távolról sem mindig
– a rengés epicentrumában a legnagyobb, és az ettől mért távolsággal
csökken. Segítségével – a magnitúdóval szemben – a megrázottság
területi eloszlása szemléltethető. Hátránya viszont, hogy lakatlan
területeken nincs lehetőség meghatározására, és a földrengések
egymással az intenzitás értéke alapján nem hasonlíthatók össze.
A földrengés-prognosztika legfontosabb stratégiai feladata: a
földrengésveszély (sebezhetőség) meghatározása
A földrengések hatását a szeizmológiai kockázat és veszély
segítségével jellemezhetjük. Bár ezt a két fogalmat gyakran egymással
felcserélhetően használják, a kockázat és a veszély alapvetően eltérő
jelentéssel bírnak. A mesterséges vagy természetes veszély a
társadalomra ártalmas jelenség. A veszély egy meghaladási
valószínűséggel kapcsolatos, adott időbeli kitettség során. Ezzel
szemben a kockázat egy szerkezet vagy berendezés meghibásodási
valószínűsége. Más szóval a kockázat a veszély és a sebezhetőség
(sérülékenység) kölcsönhatásának valószínű végeredményét írja le
(valaki vagy valami sebezhető vagy sérülékeny, ha veszélynek van
kitéve): kockázat = veszély × sebezhetőség.
A veszély, ezen belül a természeti folyamatok
veszélye nem csökkenthető. Ezzel szemben a kockázat mérsékelhető. A
szeizmikus veszély meghatározása döntően a földrengéskutatás feladata,
és maga a szeizmikus veszély a földrengések során végbemenő folyamatok
ismeretében határozható meg. Három mennyiséggel jellemezhető:
• veszélyeztetettségi szint, amely megadható
például a földrengés intenzitásával (I), magnitúdójával (M) vagy a PGA
maximális talajgyorsulással (PGA – peak ground acceleration);
• gyakoriság vagy visszatérési idő;
• földrajzi hely.
A földrengéskockázat a károsodási valószínűség, ha
valaki/valami földrengésveszélynek van kitéve adott helyen, adott
időszakban. A földrengéskockázat mindig mérsékelhető, szemben a
földrengésveszéllyel.
A földrengésveszély és -kockázat közötti kapcsolat
bonyolult. Egy építmény vagy berendezés kockázata függ a szeizmológiai
értelemben vett veszélyeztetettség mellett a mérnöki létesítmény
sérülékenységétől. A szerkezeti sérülés valószínűsége és e
valószínűség területi eloszlása nem ugyanaz, mint egy talajmozgási
szint meg nem haladásáé.
A földrengésveszély meghatározásának alapja a már említett lgN=A-B.M
egyenlet. Ennek érdekes tulajdonsága (2. ábra):
az egyes földrengésrégiók esetében az egyenes dőlését meghatározó
B értéke csak kisebb eltéréseket mutat, a földrengéses zónák
aktivitása közti eltérést A tükrözi: Magyarország szeizmikus
aktivitása nagyjából megegyezik az Egyesült Államok keleti részére
jellemzővel, és messze elmarad az aktív területekétől (Japán,
Fülöp-szigetek, Balkán, Észak-Amerika nyugati partvidéke). Az egyenlet
kockázatmeghatározásra történő alkalmazásához szükségesek az
úgynevezett földrengés-katalógusok, melyekben a vizsgált területen a
múltban kipattant földrengések időpontja, földrajzi helye és becsült
erőssége van felsorolva. A felhasznált katalógusok minél teljesebb
volta kardinális fontosságú. A korábbi történelmi időszakokból
ismereteink hiányosak. A középkori földrengésekre vonatkozó
információk kétségesek (belőlük az esetek többségében nem azt tudjuk
meg, hogy a földrengések hol történtek, hanem csak a feljegyzés
helyét), és a legtöbb, e korban kipattant rengésnek még az emléke sem
maradt ránk. A legújabb magyar katalógus a Kárpát-medence mintegy 20
ezer szeizmológiai eseményét sorolja fel, de ezek közül csak 253
származik a XVII. század előtti időpontból. Ugyanakkor természetesen
nem képzelhető el, hogy a földrengés-aktivitás 1700 előtt a maitól
említésre méltó mértékben eltért. Azt mondhatjuk, hogy a xviii. század
elejétől kezdve ismerjük térségünk összes jelentős kárt okozó
földrengését, a xix. század elejétől tudomásunk van az összes M≥4,0
méretű (kisebb-nagyobb károkkal járó) eseményéről, és hozzávetőleg
1850-t követően katalógusunk tartalmaz minden M≥3,0 (a földrengés
epicentrumában és környezetében határozottan érezhető) földrengést.
A földrengésveszély meghatározására jelenleg két
eltérő becslési eljárás terjedt el széles körben:
• a statisztikus valószínűség becslésén alapuló
eljárás, a PSHA (Probabilistic Seismic Hazard Assessment);
• a determinisztikus alapon álló eljárás, a DSHA
(Deterministic Seismic Hazard Assessment).
Mindkét eljárás fontos közös vonása, amellett, hogy
alapjukul a történelmi rengések szolgálnak, hogy a végeredményt
jelentő veszélyeztetettségi szint mértékét a vízszintes irányú PGA
maximális talajgyorsulással jellemzik, mivel erre az adatra van
mindenekelőtt szükség a mérnöki létesítmények tervezése során.
PSHA
A földrengéskockázat statisztikus becslése céljából egy
földrengés-előfordulási modellt (eloszlást) kell feltételeznünk. Az
általánosan használt eloszlási modell a Poisson-modell. Ennek
alkalmazása esetén annak valószínűsége (p), hogy egy adott t
időintervallumban nem fordul elő M méretűnél nagyobb földrengés, a
következő egyenlettel adható meg: p = 1 - e-t/t, (ahol t egy M
magnitúdójú vagy nagyobb földrengés átlagos ismétlődési ideje). A
Poisson-eloszláson alapuló valószínűségi földrengésveszély-becslés a
modern szeizmológia egyik legfontosabb eszköze egy adott terület vagy
létesítmény veszélyeztetettségének meghatározására. A PSHA eredménye
általában egy adott időintervallumban és helyen várható maximális
vízszintes irányú PGA-érték meghatározása. Közönséges épületek
esetében százéves időszakon belüli csúcsgyorsulás-értéket határoznak
meg, nagyobb kockázatot jelentő létesítmények (például: vegyi üzemek,
hidak) tervezésénél ezeréves, míg a legnagyobb kockázatot jelentő
atomerőművek és völgyzáró gátak esetében tízezer éves időintervallumon
belül várható PGA-értéket kell a tervezés során figyelembe venni.
Hivatalos szakmai szervezetek képviselői és a tömegtájékoztatás
részéről gyakran elhangzik, hogy egy mérnöki létesítmény úgy lett
megtervezve, hogy kibírja a területen valaha is észlelt legnagyobb
földrengést. Az említettek alapján egy ilyen kijelentés nyilvánvalóan
nem fogadható el. A földrengés-katalógusokban rögzített „szeizmológiai
emlékezőtehetségünk” csak két-háromszáz év szemben a kiemelt
létesítményekkel szemben támasztott ezer és tízezer éves előírással.
A vízszintes irányú PGA-értékeket számszerűsítve: a
0,001 g (0,001 m.s-2) gyorsulás már érezhető, a 0,2 g esetén az
emberek egyensúlyukat vesztik, végül 0,5 g nagy gyorsulásérték, melyet
csak az erre tervezett épületek bírnak ki, ha a
megrázottság rövid ideig tart.
A PSHA alkalmazása során feltételezzük, hogy a
vizsgált adatkészletben, katalógusban a földrengések egymástól
függetlenek, időbeli eloszlásuk Poisson-folyamatot alkot, valamint
azt, hogy a tapasztalt földrengés-gyakoriság stacionárius. A PSHA
alkalmazása során (3. ábra) az első
lépés a vizsgált területre ható forrászónák kijelölése (A-val jelölve
az ábrán). Kijelölésük részben tektonikai meggondolások, részben a
múltbeli szeizmicitás eloszlása alapján történik. Természetesen a
földrengések forrászónáinak alakja a valóságban – az ábrától eltérően
– nem egyforma. A következő lépés (B) tapasztalati összefüggést
meghatározni a földrengések magnitúdója és ezek egységnyi időtartam
alatt várható száma között. A harmadik lépésben (C) azt vizsgáljuk,
hogy a forrászónától a vizsgált területig hogyan módosul (csökken) a
földrengés által keltett maximális vízszintes PGA értéke. Az eljárás
következő, befejező fázisában az egyes zónák
esetében kapott eredmények összegzésével határozzuk meg a vizsgált
területre vonatkozó földrengés-veszélyeztetettséget, azaz annak
valószínűségét, hogy a vizsgált területen várható vízszintes PGA egy
bizonyos értéket az általunk megválasztott időszakon belül nem halad
meg. A 4. ábrán a földrengések közepes
visszatérési intervallumai (T=475 év és T=50 év) alapján meghatározott
PGA-értékekre vonatkozó eredményeink láthatók a világ különböző
részeire g-ben (g=981 cm.s-2). Jól látszik, hogy a
földrengéskockázatot jellemző PGA-értékek a Föld különböző részein
számottevő mértékben eltérnek egymástól. Ez az eltérés egyértelműen
kötődik a földrengéseket eredményező tektonikai aktivitás szintjéhez.
DSHA
A determinisztikus földrengésprognózis azon az elven alapul, hogy egy
tektonikai törésvonal mentén a múltban kipattant
legnagyobb földrengés az adott geológiai szerkezet mentén mindenütt
előfordulhat. Ennek megfelelően azt vizsgáljuk, hogy hol kerül ez a
vonal a legközelebb a veszélyeztetettség szempontjából vizsgált
területhez, majd lépésben meghatározzuk az e távolság mentén a
törésvonalon valaha kipattant legnagyobb rengéshez tartozó
horizontális PGA gyöngülését (5. ábra).
A fentiekhez képest ma már a PSHA és a DSHA egy
adott időszakon belül a várható maximális vízszintes PGA értékét a
földrengéshullámok frekvenciatartományában spektrális formában
szolgáltatja. Ez további támpontot szolgáltat a földrengésbiztos
tervezéshez. Jelenlegi formájában ez a két prognosztikai eljárás
összetett 3D földtani modelleket használ.
A szeizmológiában a földrengéskockázat becslésére
szolgáló két eszköz felhasználását korlátozza az a már említett tény,
hogy a földrengés-katalógusokban megnyilvánuló „szeizmológiai
memóriánk” rövid az egy adott helyen várható földrengések visszatérési
idejéhez viszonyítva. A xx. században legpusztítóbbnak tartott
tangsani (Tangshan) (Kína) földrengés (1976; M=7,6) kétezer éves
pagodákat rombolt le. Feltételezhető, hogy Kína e részében ilyen
hosszú ideig nem került sor az 1976. évihez hasonló földrengésre.
Hasonló a helyzet az iráni Bamban 2003-ban történt földrengés esetében
is, ahol egy ókori citadella vált romhalmazzá egy M=6,6 méretű
földrengés hatására. A Haiti közvetlen közelében 2010 januárjában
történt földrengés (M=7,0) egy olyan törésvonal aktivizálódásával
hozható kapcsolatba, mely 1751, illetve 1770 óta nem
mutatott semmiféle szeizmikus aktivitást. Egy magyarországi példa:
Budapest térségében a XVI. században egy vagy esetleg két romboló
erejű földrengés történt. Ezt követően háromszáz évig, egészen az 1956
januárjában kipattant legnagyobb XX. századi hazai rengésig (M=5,6) a
térségben nyugalom volt.
A PSHA alapján meghatározott vízszintes
csúcsgyorsulás- (PGA) értékek sajnos erősen függenek a forrászónák
meghatározásának módjától. Innen adódnak a
2. táblázat utolsó előtti oszlopában szereplő adatgyűjtésem
szórási határai. A táblázat utolsó oszlopában az epicentrum közvetlen
közelében működő megfigyelőállomások adataiból kapott gyorsulásadatok
találhatók. A számított és a mért adatok megegyeznek a 2010. évi
chilei (M=8,8) és a 2011. évi japán (M=9,0) földrengések esetében.
Ezekben az esetekben alapos földrengés-prognosztikai munka
eredményeként születtek meg a táblázatban szereplő számítási
eredmények, és reális visszatérési időt vettek figyelembe. Tekintettel
arra, hogy e két utóbbi területen többségben voltak a számított
gyorsulásértékek felhasználásával tervezett és épített épületek,
Chilében mindössze három földrengésálló épületben keletkezett
jelentősebb kár, míg Tóhoku (Tohoku (Japán, Kelet-Honsu) térségében a
földrengéshatás következtében a területen álló épületeknek csak kis
része omlott össze a kaliforniai Oaklandban székelő,
katasztrófaanalízissel foglalkozó EQECAT Inc. szerint. Amiben esetleg
a Tóhoku térségére vonatkozó prognózis hibás lehetett, az az, hogy
alábecsülték az itt várható cunamik veszélyét. Pedig ez a jelenség a
térségben nem nevezhető ritkának (a szó is japán eredetű, magyar
megfelelője a szökőár): 1498 és 2011 között tizenhat pusztító erejű
cunami sújtotta Japánt. Ezek többségét földrengés generálta, de
előfordult tengeralatti földcsuszamlás és vulkánkitörés következtében
is.
Ha a földrengést cunami követte, az áldozatokat
általában ez szedte és nem maga a földrengés. A nagy cunamik
amplitúdói 10 és 30 méter között változtak. Nagyon meglepő, de hiteles
adat: Christchurch-ben (Új-Zéland, 2011. február) a közvetlenül a
fészek felett álló műszer 2,1 g gyorsulást mért, amekkorát ilyen
méretű (M=6,3), azaz viszonylag nem nagy esemény esetében eddig még
sohasem figyeltek meg.
|
|
A földrengés-prognosztika taktikai
problémája: kísérletek a „mikor lesz?”
és „hol lesz?” megválaszolására
A földrengés-prognosztikának ez a második területe sok-sok kiváló, a
földtudományok különböző területén működő tudós erőfeszítése ellenére
jelenleg meglehetősen visszamaradott állapotban van, és várhatóan még
sokáig lesz is. Több előjelnek számító jelenség vált a
földrengés-prognosztikai kutatások tárgyává. Az a hiedelem terjedt el,
hogy ezek könnyen felismerhetőek, és segítségükkel a rutinszerű
prognózis könnyen megszervezhető. Ez az optimizmus nem bizonyult
megalapozottnak. Ugyanakkor helytelen volna a sikeres prognózis
lehetőségéről lemondani.
Sikeres előrejelzésre a várható földrengés nagysága
mellett annak helyére és időpontjára vonatkozóan még alig van példa.
Ezek között a leghíresebb talán a Haicsengben (Haicheng) (Kína) 1975.
február 4-én kipattant földrengés (M=7,3). „Nehéz, még a mai napig
kísértő kérdés számunkra, hogy a haicsengi predikció reális,
fizikailag megalapozott előrejelzésen alapult, vagy a megfigyelésekben
részt vevők vágyaik által is irányított gondolatmenetén, mely utóbbit
megfelelő politikai nyomás is befolyásolt. Az azonban igaz, hogy
Haicsengben sikeres, emberi életek sokaságát megmentő tudományos
jóslásra került sor, mely nem lehetett volna eredményes a politikai
döntéshozók és a kutatók együttműködése nélkül.” – írta már évekkel
ezelőtt egy Amerikában dolgozó japán szeizmológus. A Haicsenget sújtó
földrengés előtt a földrengésfészkeknek észak-keleti irányú, a város
felé irányuló mozgását figyelték meg 1969-től kezdődően. Ezt követően
terepi, elsősorban geodéziai mérések alapján 1974 nyarán a kérdéses
térségre egy közeli időpontban várható 5–6 magnitúdójú földrengés
bekövetkezését valószínűsítették. A rengés időpontjának és helyének
pontosítása végül az 1975. február elején sokasodó és helyesen
előrengésnek értelmezett kisebb rengések alapján vált lehetségessé.
Hogy mennyire egyedi esetről van szó, mutatja a térségben kipattant, a
xx. század legtöbb emberéletet (250 000 áldozat) követelő másik rengés
(Tangsan, 1976. július 27., M=7,6) előre nem jelzése.
Az Izmitben (Törökország) 1999. augusztus 17-én
kipattant M=7,4 méretű rengés bekövetkeztének valószínűségére svájci
szakemberek már 1997-ben figyelmeztettek a Journal of Geophysical
Research-ben megjelent dolgozatukban. GPS-megfigyeléseik feldolgozása
alapján megállapították: Északnyugat-Anatólia 20 mm/év sebességet is
meghaladó mértékben mozog Isztambulhoz (azaz az európai kontinenshez)
viszonyítva, de ez az érték az Izmiti-öböl térségében mindössze 4
mm/év, ami feszültségfelhalmozódást kell, hogy eredményezzen. Sajnos
ez a prognózis nem vált ismertté a döntéshozók előtt. Említésre méltó
az izmiti eseménnyel kapcsolatban az is, hogy amerikai szeizmológusok
a kéreg alsó határán végbement lassú elmozdulást mutattak ki a
földrengés előtt 44 perccel.
Egy adott területen bekövetkező földrengést
megelőző változások megfigyelésére számos módszert dolgoztak ki.
Felhasználásuk célja, hogy megkísérelhessük nyomon követni azokat a
folyamatokat, melyek az elkövetkezendő rengés fészkében
és közvetlen környezetében végbemennek, és amelyek a várható
esemény időpontjának meghatározását lehetővé teszik. A prognózis
céljára szóba jöhető módszerek némileg önkényesen öt nagy csoportra
oszthatók: szeizmológiai, geodéziai, földtani-hidrológiai, geofizikai
és az élővilág viselkedésével kapcsolatos módszerekre. Az egyes
csoportokon belül alkalmazott eljárásokat (a teljesség igénye nélkül)
a 3. táblázatban foglaltam össze.
A 3. táblázatban felsorolt módszerek a
földrengés-előrejelzés szempontjából elvileg mind reálisnak
tekinthetők. Ennek ellenére, mind ez idáig csak ritkán került sor
sikeres alkalmazásukra, az itt szereplő metodikák közül csak kevés
szolgáltatott néhány esetben szigorú tudományos feltételeknek eleget
tevő földrengésprognózist. Ezek elsősorban a szeizmicitással
kapcsolatos módszerek (A2, A3 és A4). A seismic gap és az earthquake
clustering egy tektonikai szerkezet területén megismert múltbeli
kisebb és nagyobb földrengések tér- és időbeli eloszlásának
statisztikájára épül. A seismic gap elmélet a földrengés idejét egy
megelőző eseményhez viszonyítva adja meg: a rengés valószínűsége kicsi
a rengést közvetlenül követő időszakban, és a valószínűség nő az idő
teltével. Az aktivitás hirtelen megszakadása arra utal, hogy a
tektonikai mozgások során a feszültségfelszabadulás folyamata
„bedugult”, de a feszültségfelhalmozódás a kőzetekben mindaddig
folytatódik, míg egy kritikus értéket el nem ér, és földrengés
formájában fel nem szabadul. Ugyanakkor a rengések hajlamosak a tér-
és időbeli csoportosulásra is (seismic clustering). A seismic gap és
az earthquake clustering közötti ellentmondás látszólagos, mert az
első elképzelés hosszú, több évtizedes időszak jellemzésére szolgál,
míg a második egy lényegesen rövidebbre. Azaz: a földrengéseket
megelőző feszültségfelhalmozódás a megelőző nagy rengés vagy
rengéscsoport időpontját követően indul meg (seismic gap), de nem
feltétlenül egyetlen rengésben szabadul fel (earthquake clustering).
Fenti, statisztikai vizsgálatokon valószínűsíteni lehet egy adott
forrászóna esetében a földrengésveszély szintjét. Kaliforniában, ahol
nagyszámú földrengést észleltek, egy ötszintű riasztási rendszert
dolgoztak ki: az első osztály esetében a várható rengés valószínűsége
72 órán belül nagyobb, mint 37%, a második esetében 37 és 11% közé
esik, a további osztályok esetében kisebb 11%-nál. A kis rengések
megfigyelésére épülő metodika (A3) megvalósításához sűrűn telepített
állomáshálózatra van szükség. Ha ugyanis egy terület szeizmikusan
aktív, úgy ezt az aktivitást a területén szinte állandóan jelentkező
0−3 magnitúdójú rengések jelzik. Így néhány év alatt lokalizálhatóak a
potenciálisan veszélyes területek.
Egyes szakirodalmi források a radongáz
kiáramlásában bekövetkező időbeli változások megfigyelésének sikeres
alkalmazásáról számolnak be (C1). A radonról beszélve a szeizmológiai
prognózis esetében a 3,825 nap felezési idejű 222Rn izotópra
gondolunk. A szeizmológiai célú radonmegfigyelések azért terjedtek el
viszonylag széles körben, mert a radon a természetben előforduló
egyetlen olyan gáz, melynek felezési ideje az időbeli változások
megfigyeléséhez még megfelelő hosszúságú. A 222Rn esetében a szabad
úthossz 3.10-6 cm. Feltételezhető, hogy a kőzetekben rádiumból
keletkező radon csak a hézagokhoz, repedésekhez közeli helyekről tud
kiszabadulni. Ezért a radonemanáció nem csupán a kőzet urántartalmának
a függvénye, hanem függ annak pórustérfogatától is. A 222Rn kiválása a
kőzetekből állandó a feszültségviszonyok változatlansága esetében. Ha
a kőzetekben deformáció megy végbe, úgy természetesen a kiszabaduló Rn
mennyisége is változik, mivel a dilatáció következtében változik a
kiáramlás sebessége és a kiáramláshoz rendelkezésre álló felület, ami
a radonkoncentráció változását eredményezi.
A geodéziai módszerekkel megállapítható
elmozdulásokról szólva az izmiti földrengéssel kapcsolatban már szó
volt űrgeodéziai módszerek alkalmazhatóságáról (B2). A
földfelszíndeformáció-megfigyelések tökéletesedését eredményezik a
műholdakra helyezett új típusú SAR-radarok (Synthetic Aperture Radar),
melyek differenciális interferometrikus alkalmazási (DInSAR)
technológiája lehetővé teszi a földfelszín földrengés-aktivitással
kapcsolatos változásainak nyomon követését. A földrengések előtti
deformációkat közvetlenül is mérhetjük strainméterek segítségével
(B5). Ezek a műszerek két, egymástól néhány vagy néhányszor tíz
méterre lévő pont távolságában beálló változásokat mérik. Az általuk
meghatározott relatív deformációk tipikusan 10-6−10-8 közé esnek, míg
a kőzetekben keletkező maximális deformáció 10-4−10-3. A megfigyelt és
a maximális értékpárok összehasonlítása azt mutatja, hogy ha a
deformáció felhalmozódása folyamatos, több mint száz vagy több száz év
telik el a maximális lehetséges feszültségértékek eléréséig, ami azt
valószínűsíti, hogy hozzávetőleg ennyi időre van szükség egy földtani
szerkezeten belüli lehetséges legnagyobb földrengés feltételeinek
létrejöttéhez.
A földrengéseket röviddel megelőző,
riasztás jellegű előrejelzési feladat
A földrengés fókuszában végbemenő mozgások összenyomási primer
P-hullámokat és nyírási, másodlagos S-hullámokat gerjesztenek, de a
P-hullámok általában kisebb amplitúdójúak, mint az S-hullámok (az
amplitúdóarány általában VP/VS~0,2). Azaz az
elsőként érkező P-hullámok csak ritkán okoznak pusztítást, ezért
elsősorban az S-hullámok felelősek. Ugyanakkor a P-hullámok formája
tükrözi, hogy milyen jellegű elmozdulások történtek a rengés
fészkében. Más szóval: a P-hullám hordozza az információt, az S-hullám
pedig az energiát. Így tehát, ha a primer hullámokat τ0
ideig figyeljük meg a P-hullám beérkezését követően, de még az
S-hullámok jelentkezését megelőzően, képet kaphatunk a rengés
jellegéről. Az egyik, talán legfontosabb cél, hogy τ0
időtartama alatt meg tudjuk határozni a rengés spektrumát. Általános
tapasztalat ugyanis, hogy a nagy rengések esetén a hullámhosszak
megnövekednek, kisebb rengések spektruma ezzel szemben a magasabb
frekvenciákban gazdag. Nyilvánvaló, minél hosszabb τ0,
annál pontosabb ismereteket szerezhetünk a rengés spektrumáról, de ha
ez az idő túl hosszú, az előjelzés hatékonysága romlik. A kérdés az:
milyen minimális τ0 értéknél tudunk hiteles képet alkotni a
P-hullámok alapján a földrengés jellegéről, azaz a várható romboló
hatásról. Tapasztalat szerint a minimális időtartam, mely az első P
beérkezésétől a forrás jellegének meghatározásához szükséges: τ0=1/Ö+f2,,
ahol f a frekvencia,
+f2,
az átlagos földrengéshullám frekvenciája |u2 (f)|
függvénnyel súlyozva, u(t) pedig a talajelmozdulások spektrumának
négyzete.
Modellszámításokból:
Mw = 6 τ0 = 3s
Mw = 7 τ0 = 8s
Mw = 8 τ0 = 12s
Mw = 9 τ0 = 14s
A földkéregben a hullámsebességek: vP=5−6
km/s és vS=3−3,5 km/s. Tehát 200 kilométer távolságban a
két hullám beérkezése közötti idő 28 másodperc, azaz
egy M=7 méretű földrengés esetén 20, míg egy M=9 esetében 14 másodperc
áll intézkedések megtételére (vezetékek áramtalanítása, nagysebességű
járművek lassítása, leállítása stb.), illetve a lakosság riasztására.
Ezek alapján egy kisebb térség vagy objektum közvetlen környezetének
földrengés-megfigyelő rendszere először a beérkező P-hullám
amplitúdóját kell, hogy vizsgálja (6. ábra).
Amennyiben ez szokatlanul nagynak bizonyul, kerül sor τ0
meghatározására. Ha ez az érték is anomális, megállapítható, hogy
jelentős közeli földrengésről van szó, és veszélyt jelentő S-hullámok
beérkezése várható.
Napjainkban a világon több helyen működik
földrengésriasztó rendszer. Közülük talán a legrégebbi a Mexikó
fővárosának földrengéseknek való kitettségét csökkenteni hivatott
SAS-rendszer (Seismic Alert System). A fővárostól 300 km-re van az a
törésvonal, melynek földrengései korábban sok kárt okoztak. Ennek
mentén egy tizenkét műszerből álló hálózatot telepítettek, amely
szakirodalmi adatok szerint 10 másodperc alatt képes a földrengés
méretét meghatározni. Amennyiben ennek értéke M≥6,0, a rendszer
riasztást küld a földrengési szolgálat központjának, és rádión
keresztül riasztja a lakosságot. A Tajvanon létesített riasztórendszer
a forrászónában kis területre koncentrált nagyszámú műszerrel működik.
A riasztó jel 30 másodperccel előbb ér Taipeibe, mint a pusztító
földrengéshullámok. A japán vasutak 2006 óta alkalmazzák a szupergyors
Sinkanszen (Shinkanzen) vonatok automatikus fékezésére és − ha
szükséges − leállítására szolgáló rendszerét. Az USA-ban több
riasztásra alkalmas szeizmológiai rendszer működik, elsősorban az
ország csendes-óceáni partvidékén. Fejlesztés alatt áll Ausztrália és
Kína hasonló rendszere is.
Megoldandó problémák
Mint azt a bevezetőben említettem, a szeizmológia napjainkban még
nagyon messze van attól, hogy a várható földrengések helyét és
időpontját, valamint azok méretét meg tudja határozni. E
vitathatatlanul nagyon fontos kérdés mellett a szeizmológia előtt több
olyan további feladat is áll, melyek megoldása a földrengésveszély
mértékét csökkenti. Ezek közül néhányat megemlítek.
1.) A statisztikus valószínűség becslésén
alapuló PSHA-eljárás, valamint a determinisztikus alapon álló
DSHA-eljárás végső eredménye a földrengések által egy adott helyen
keltett maximális vízszintes gyorsulás értékének meghatározása. Az
utóbbi évek tapasztalata viszont azt mutatja, hogy a földrengésveszély
mértékét sokszor nem maga a földrengés, hanem az általa kiváltott
természeti jelenség határozza meg. A 2001. január 13-án a
Csendes-óceán alatt, Salvadortól mintegy 100 km-re kipattant M=7,6
földrengés tragikus következményeinek oka elsősorban nem maga a
rengés, hanem az általa kiváltott földcsuszamlások voltak. A 2008.
május 12-i szecsuáni földrengés (M=7,8) okozta kár a fészek közelében
keletkezett sziklaomlásokkal, illetve az omlások következtében
keletkezett árvizekkel hozható kapcsolatba. A szeizmológiai
szakirodalomból jól ismertek a rengések okozta földcsuszamlások. Ezek
statisztikai feldolgozásából látható, hogy az a terület, amelyen
szeizmológiai okokra visszavezethető földcsuszamlásra kerülhet sor,
rohamosan nő a magnitúdóérték növekedésével. Egy M=5,6 méretű rengés
(ilyen nagyságú volt az 1956. januári dunaharaszti földrengés is), ha
a földtani adottságok megfelelőek, 400 km2 területen belül
kelthet földcsuszamlást, míg a salvadori rengés 50 000 km2-en.
A 2004. december 26-án kipattant szumátra−andamáni (M=9,1) és a
tóhokui 2011. március 11-i (M=9,0) gigantikus földrengések okozta
hatalmas veszteségek nem magának a földrengésnek, hanem az általa
keltett szökőárnak a következményei. Hiába volt meglehetősen pontosan
meghatározva Tóhokunál a vízszintes PGA, ha a károkat döntő mértékben
előidéző szökőárral kapcsolatos veszélyeztetésre vonatkozóan nem
történt megfelelő prognózis. Az ismertetett
földrengések esetében a tanulság: a földrengések romboló hatása az
általuk keltett másodlagos folyamatokon keresztül érvényesül. Fontos
feladatnak tűnik a PSHA- és a DSHA-eljárások olyan változatának
kifejlesztése, amely a földrengésveszélybe e szekunder folyamatok
hatásait is beszámítja.
A földrengésveszély számításának eljárásai nem
terjednek ki az utórengések lehetséges hatására sem. A
4. táblázat azt mutatja, hogy a
legnagyobb utórengések igen jelentős szeizmológiai terhelést
jelentenek, s ezek sokszor hosszú idő elteltével következnek be. A
2010. február 27-én kipattant M=8,8 méretű chilei földrengés fészke
2011 februárjában több nagy utórengést produkált, melyek közül a
legnagyobb M=6,8 volt. A Japán Meteorológiai Ügynökség 2011. március
21-i bejelentése szerint a Tóhokunál kipattant földrengést követő tíz
napon három M≥7,0 és 48 M≥6,0 méretű utórengés következett be.
2.) A földrengés-veszélyeztetettség
meghatározását lényeges mértékben befolyásolja az, hogy mennyire
pontos és részletes a hatásnak kitett terület földtani modellje. Egy
M=6,0 méretű földrengés esetén például a maximális vízszintes
gyorsulás értéke 0,2−0,3 g között változik, ha a felszíni kőzet
kemény, sziklás; 0,3−0,5 g, ha ez átlagos üledék, és végül 0,5−1,0 g
laza üledék vagy feltöltés esetén.
3.) Végezetül: a szeizmológiának olyan
módszerekre van szüksége, melyek lehetővé teszik a magnitúdó értékének
pontos és gyors meghatározását nagy rengések esetében is. A már
említett térfogati (mb) és felületi hullám (MS)
magnitúdók mellett a 80-as évek elejétől kezdett terjedni a momentum
magnitúdó (MW) használata. A földrengések momentuma (M0)
a földrengésben részt vevő törés felületének, az
elmozdulásnak és a kőzet nyírási modulusának szorzata. Segítségével
MW=2/3(lg M0-9,1) MW értékét a szumátra−andamáni földrengés
után csak két óra késéssel szolgáltatták a beérkező szeizmogramokat
automatikusan feldolgozó számítógépek. Addigra pedig az elszabadult
szökőár már javában pusztított. Mint az a 7.
ábra alapján látható, a különböző magnitúdótípusok egyforma
eredményeket szolgáltatnak, ha a magnitúdóérték kisebb 7-nél. Ennél
nagyobb rengések esetében mb már nem használható, telítésbe megy.
8-nál nagyobb magnitúdójú rengéseknél MS sem használható
már. Ha a szumátra−andamáni földrengés magnitúdóját az elsőként
beérkező térfogati hullámokból határozzuk meg, mb=6,4
értéket kapunk. A felületi hullámok alapján MS=8,3. Épp ez
utóbbi értékek jelentek meg 2004. december 26-án először a
szeizmológiai információs szolgálatok honlapjain, és ez az érték
módosult egy-két órával később 9,0-re, ami mintegy hússzor erősebb
földrengésnek felel meg (mivel, mint már említettük, a magnitúdó és a
földrengés energiájának kapcsolata logaritmikus). Néhány héttel a
katasztrófa után végzett részletes feldolgozás alapján MW=9,15
adódott (a meghatározás hibája 0,1−0,2). Mint a fentiekből látható: a
nagy (M≥8,0) földrengések esetén csak a Mw magnitúdó megbízható,
meghatározása azonban órákat vehet igénybe, ami elfogadhatatlanul
hosszú idő. A Földbelső Szeizmológiájának és Fizikájának Nemzetközi
Társasága (International Association of Seismology and Physics of the
Earth Interior – IASPEI) Chilében 2005 októberében megtartott
közgyűlésén ajánlást fogadtak el a térfogati hullámok magnitúdójának
(mb) alkalmazására a nagy rengések esetében is, annak ellenére, hogy –
mint láttuk – azok eredeti formájukban nem alkalmazhatóak az M≥6,5
méretű földrengések esetében, a reális magnitúdóérték alábecslése
következtében. A földrengés energiafelszabadulásának időtartama ilyen
esetekben meghaladja a 20 másodpercet, lényegesen hosszabb, mint a
primer (longitudinális) hullám periódusai. Ez esetben a
szeizmogramokon egymást követő primerhullám-beérkezések figyelhetőek
meg, melyek a törésvonal fokozatos felnyílása folyamán keletkező
„al-rengésekből” származnak. Az ezekből számítható időben változó
összegzett magnitúdó Σmb értéke Mw-hez mint
határértékhez tart. A konvergenciához szükséges idő a
szumátra−andamáni földrengés esetében 14 perc volt a berlini RUE-jelű
állomáson.
Egy másik lehetőség az Mw gyorsabb
meghatározásra különböző állomásokon megfigyelt felületi hullámok
amplitúdóinak összehasonlításából adódik. Az eljárás során először
standard módszerekkel meghatározzuk a vizsgálandó C földrengés helyét,
majd annak tágabb tektonikai környezetében kiválasztunk egy korábbi,
már ismert méretű R referenciarengést. Ekkor a C-ben kipattant rengés
mérete MC=MR+lg(r), ahol r a két állomáson az
50−200 másodperc periódustartományban megfigyelt amplitúdók aránya. Az
eljárás során, melyet természetesen erősen leegyszerűsítve
ismertettünk, több földrengésjelző állomás adatait kell összesíteni.
2010-ben két tajvani szeizmológus kimutatta, hogy a földrengések PGA
értékei által meghatározott területek logaritmusa lineáris
kapcsolatban van Mw értékével. Ha a földrengés
forrászónájában megfelelően sűrű észlelőhálózat áll rendelkezésre, a
magnitúdó nagysága nagyon gyorsan meghatározható.
Nem is olyan régen úgy vélekedett a tudósok
jelentős része, hogy az emberiség igen gyorsan annyira megismeri a
természetes környezet káros hatásait, hogy azokat ki tudja iktatni a
társadalom problémái közül. Ez az optimizmus egyelőre nem igazolódott
be. Nem igazolódott nagyon sok szempontból a földrengések
előrejelzésével kapcsolatban sem. Amíg ilyen kedvezőtlen helyzettel
kell szembenéznünk, addig tanácsos óvatos és némileg pesszimista
becslések alapján becsülnünk a jövőben várható földrengések
veszélyességét.
Kulcsszavak: földrengés, szeizmológia, földrengésveszély,
földrengésprognózis
LÁBJEGYZETEK
* A Kövesligethy Radó
által 1905-ben alapított obszervatórium eredeti neve. Jobban fejezi ki
annak tevékenységét, mint a ma használatos Földrengésjelző
Obszervatórium, hiszen ez az intézmény nem csupán jelzi a
szeizmológiai eseményeket, hanem azok kutatásával is foglalkozik.
<
1 A nem
szeizmológusnak szokatlan negatív magnitúdóérték magyarázata: a
szeizmogramon szereplő amplitúdóérték tízszeres csökkenése a
magnitúdót eggyel csökkenti. Így, ha a szeizmogramon szereplő 10 mm-es
amplitúdóhoz M=1 tartozik, az 1 mm-eshez M=0, a tizedmillimétereshez
M= –1, az ezredmillimétereshez M= –3).
<
|
|