<< tagasi

MAAVÄRINAD, NENDE OLEMUS JA PÕHJUSED.
SEISMILISED LAINED. MAAVÄRINATE PAIKNEMINE JA MÕÕTMINE

Maavärina olemus ja põhjused

Maavärin on maapinna lühiajaline ja äkiline maapinna liikumine (vappumine), mis on põhjustatud hetkelisest maa sisemuse kivimitesse kogunenud pingete järeleandmisest. Maavärinal vabaneb tohutult suur hulk energiat.

Pinged kogunevad Maa sisemuses tektooniliste jõudude toimel, s.o. maasisese ainese ümberpaiknemisel. Üheks selle põhjuseks on nt. konvektsiooniprotsessid.

Sügavamates sfäärides (vahevöö allosas) asuva ainese kuumenemisel muutub see osaliselt ülessulanuks ning selle erikaal väiksemaks kui kõrgemal lasuvate külmadel kivimitel. Külm materjal hakkab liikuma allapoole Maakera tsentri suunas ja all olev kuum materjal ülesse Maakera pinna suunas.

Maa sisemuses asuva plastilise ainese ümberpaiknemine mõjutab ka Maa kõige välimist plastilistele deformatsioonidele mitte alluvat jäika e. haprate deformatsioonide sfääri (litosfääri), tükeldades seda erinevateks plokkideks ning pannes neid liikuma. Puruks rebitavates ja teineteise suhtes liikuvates litosfääri jäikades plokkides tekkivate pingete kuhjumisel annavad need ükskord järele haprate deformatsioonidena, kivim puruneb ja vabaneb pingestumisel salvestatud energia. Maavärinal vallandunud energia levib elastseid deformatsioone kandva lainetuse frondina ümbritsevatesse kivimitesse laiali.

Maavärinad esinevad (peamiselt):

• kivimite purunemisel e. murrangute tekke tulemusena. Selliseid maavärinad nimetatakse tektoonilisteks maavärinateks ja need moodustavad 95% maavärinatest. Tektoonilised maavärinad tekivad peamiselt maapinna lähedases kihtides ning on seega nn madalafookuselised maavärinad (sügaval haprad deformatsioonis kaovad ja kivimid muutuvad plastilisemaks)
   

• plahvatuslike vulkaanipursete tagajärjel (4-5%). Samuti esineb maavärinaid pursete eelsel perioodil, kui toimub maasügavuses asuva magma pressimine magmakambrisse (viimane tunnus aitab ennustada vulkaanipurset)
   

• subduktsioonivööndites (nn. Benioffi tsoonis), kus kivimites habrast deformatsiooni ja nende purunemist ei toimu. Sellised maavärinad on  süvafookuselised (sügavus kuni 670 km) ja need on tõenäoliselt tingitud mineraalstruktuuride kollapseerumise ja nende asendumisel tihedama pakindusega (laboratoorsed katsed näitavad et see protsess toimub väga kiiresti) vabanevast energiast. Süvafookuseliste maavärinate hüpotsentrid e. kolded paiknevad kuni 700 km sügavuseni. Seal asub seismiline katkestuspind alumise ja ülemise vahevöö vahel ning toimub tõenäoliselt oliviini muutumine perovskiidiks.  

Maavärina tekkimise kohta (tsentrit) maapinnas nimetatakse maavärina koldeks (fookuseks) ehk hüpotsentriks. Vahetut maavärina kohta maapinnal, seal kus ta on kõige tugevam nimetatakse maavärina keskmeks e. epitsentriks

Sügavuse alusel klassifitseeritakse maavärinaid
  
    1) madalateks (fookuse sügavusega kuni 60 km)
    2) keskmisteks (60-300 km) ning
    3) sügavateks (üle 300 km).

Ligikaudu 90% maavärinatest toimub sügavusel alla 100 km

Seismilised lained, nende tüübid ja levikukiirused

Seismiline laine on elastsete deformatsioonide laineline levimine maapinnas.

Seismiliste lainete allikast (maavärina fookusest, koldest e. hüpotsentrist) levivad sfäärilise frondina eemale kaht erinevat tüüpi lained:

1) ruumi e. kehalained s.o. lained mis levivad Maakere sees sfäärilise frondina nagu helilained õhus

2) pinnalained mis levivad maavärina epitsentrist (maavärina kolde kohal asuv punkt maapinnal) eemale piki maapinda nagu veelained liiguvad eemale vettevisatud kivist. 

Seismiliste pinnalainetega levivad kivimi deformatsioonid sumbuvad sügavuse suurenemisega täpselt nagu veelained ookeanis sumbuvad sügavuse suurenedes.

A) ruumilained 

jaotatakse kaheks:

            1) P-lained 
            2) S-lained, 

millede tähelised tähistused tulevad ladinakeelsetest sõnadest primus (inglise k. primary) ja secundos (inglise k. secondary) ning mis sisuliselt viitab nende lainete päralejõudmise järjekorrale seismograafini. Eesti keeles nimetatakse P-ja S-laineid vastavalt piki ja ristlaineteks.

Nende lainete sisuline erinevus tuleb, aga ilmsiks neid laineid tähistavatest ingliskeelsetest nimetustest mis P-lainetel on compressional waves (survelained v. kokkupressimislained) ja S-lainetel shear waves (nihkelained).

P-lained on maapinnas levivate seismiliste lainete tüüp kus kivimosakesed võnguvad lainete leviku sihiga samas suunas. Piltlikult toimub siis kivimi osakeste laineline kokkupressimine ning venitamine lainete leviku suunas. See on kiireim seismiliste lainete tüüp, mistõttu P-laine saabub vastuvõtjasse alati esimesena. P-lainete keskmine levikukiirus on 4-7 km/s.

S-lained on seismiliste lainete tüüp kus kivimite deformatsioon ja kivimosakesed võnkuv liikumine toimub risti lainete leviku suunale (ehk siis ka risti P lainetele).

Nii P-kui ka S-lained levivad vabalt tahkes keskkonnas. P-lained, mis oma olemuselt on kivimkeha ruumala muutvad lained, levivad vabalt ka vedelas keskkonnas. S-lained, mis oma olemuselt on keha kuju muutvad lained ei levi vedelas keskkonnas – vedelikud ei avalda vastupanu kuju muutustele (elastsusmoodul=0). Viimane ristilainete omadus on oluline Maa tuuma koostise ning olekufaasii uuringutel.

B) Pinnalained 

erinevalt kehalainetest, mis on võimelised elastset keskkonda ükskõik mis suunas läbima, levivad pinnalained vaid elastse keskkonna vabal pinnal, s.t. kas siis maapinnal või merepõhjal.

Eristatakse kaht tüüpi pinnalaineid
  
1) Reiyleigh lained 
2) Love lained

Reiyleigh lained tähistavad vertikaalplaanis osakeste ellipsoidaalselt veerevat liikumist. Sarnaselt veelainetele väheneb osakeste liikumisamplituud sügavuse suunas (N. 100 m sügavusele sukeldunud allveelaeva torm ei häiri), kuid seda sõltuvalt lainepikkusest: 10 m pikkuse laine amplituud väheneb poole võrra 6 m sügavusel, 20 m pikkuse laine amplituud poole võrra 12 m sügavusel). Reyleigh laine kiirus, mis sõltub keskkonna jäikusest ja tihedusest, on umbes 0,92 V_S.

Love lainete puhul toimub osakeste liikumine horisontaalselt ja risti laine levikusuunale.

Pinnalained on seismilistest lainetest kõige aeglasema levikuga s.t. saabuvad seismograafini alati viimastena. Samas on maavärinate tagajärjel tekkivad pinnalained on kõige suurema purustusliku võimega kuna:

1) pinnalained tekitavad kõige suurema amplituudiga liikumisi maapinnal;

2) oma aeglase leviku tõttu kestab nende mõju mistahes piirkonnas kõige kauem.

Meeldetuletuseks....erinevat tüüpi seismilised lained seismograafini alati kindlas järjekorras 1) P-lained, 2) S-lained, 3) pinnalained

Maavärinate paiknemine nende mõõtmine ning asukoha määramine.

Maavärinate esinevad piiratud alal s.t. suurem osa maavärinate koldeid on maailmakaardil kontsentreerunud samadesse piirkondadesse. See asjaolu jäi enne laamtektoonika hüpoteesi mõistatuslikuks saladuseks....

Laamtektooniline kontseptsioon pani paika nii maavärinate esinemiste kohtade korrapärasuse ning seletas lisaks ära miks teatavates kohtades esinevad madala ja teistes kohtades süvafookuselised maavärinad:

Maavärinad on koondunud Maa litosfäärilaamade kokkupuute e. piirialadele. Sellest johtuvalt esinevad maavärinate kolded:

1)    lahknevate laamade piiridel ookeani keskahelikes ja kontinentaalsetes riftivööndites (Ida-Aafrika). Ookeani keskahelikes toimub uue ookeanilise maakoore moodustumine tõmbepinge tingimustes. Piki normaalmurranguid langevaid maakooreplokkide tekivad riftiorundid mis vallandab maavärinaid Lisaks jaotub avanev ookeanipõhi piki ookeani keskahelikku üksikuteks eraldiseisvateks segmentiteks, mis liiguvad teineteisest sõltumatult piki segmentide vahele jäävaid nn. transformseid murrangud (nn. nihkemurrangud libisevate plokkide piiridel). Ookeani keskahelike piirkonnas toimuvad maavärinad on eranditult väga madalafookuselised. Madalafookuselised maavärinad esinevad ka piki tekkivaid normaalmurranguid kontinentaalsete riftiorundites (Ida-Aafrika);

2)    Maavärinad põrkuvate e. kollideeruvade laamade piiridel. Maavärinad tekivad nii ookeanilise laama sukeldumisel teise ookeani laama alla
        kui ka ookeanilise laama sukeldumisel kontinentaalse laama alla. Siin esineb nii madalafookuselisi kui ka süvafookuselisi maavärinaid.
       Madalafookuselised maavärinad tekivad põrkuvate laamade kokkupuute piirkonnas (kohas kus üks laam sukeldub teise alla ja rebib teise
        serva kaasa, samuti piirkonnas kus osa ühe laama materjalist lükatakse pealenihetena teisele). Maavärinad tekivad ka piki sukelduvat laama,
        nii surve kui ka venituspingete tulemusel tekkivate haprate deformatsioonide tekkimisel. Fakt et maavärinate fookus paikneb seda sügavamal
        mida rohkem eemalduda ookeani süvikust kontinendi suunas näitab et maavärinad tekivad piki sukelduvat laama. Süvafookuseliste
        maavärinate kollete kontsentreerumine 400 ja 600 km sügavuse vahele viitab sellele, et maavärinad vallanduvad vahevöösse sukelduva
       ookeanilise laama mineraalide struktuuri kiiretel muutustel (kollapseerumisel). Madalafookuselised maavärinad tekivad ka kahe kontinentaalse
        laama kokkupõrkel.

Maavärinate uurimine, nende fikseerimine ning tekkekoha määramine.

Maavärinaid registreeritakse seismojaamades, mis paigutuvad tiheda võrguna üle Maakera. Maavärinad registreeritakse aparaatidega mida nimetatakse seismograafideks e. seismomeetriteks. Seismograaf koosneb kahest osast:  üks osa milleks on tavaliselt pabeririba millele võnkumised fikseeritakse on otseselt sõltuv Maa koore liikumisest. Teine osa kirjutussulg püütakse isoleerida nii palju kui võimalik otsestest Maakoore tõugetest. Selleks kasutatakse vedru otsa või hingede abil fikseeritud raskust. Paberirullil fikseeritud pidevat Maakoore võnkumisjoont nimetatakse seismogrammiks.

Maavärina kolde asukoht ja sügavus fikseeritakse erinevates seismojaamdes fikseeritud maavärinate saabumisaegade ning intensiivsuste võrdlemisel ning arvutuste teel. Maavärina kaugus seismojaamast on määratav lihtsalt P ja S-lainete saabumisaegade vahe alusel ning teades kaugust kolmes seismojaamas saame epitsentri asukoha määrata graafiliselt.

Maavärina tugevuse mõõtmine ja selle skaalad

Maavärinate tugevuse hindamiseks kasutatakse peamiselt kaht erinevat meetodit:

      1)   visuaalne hinnang purustuste tugevusele  ning maapealsetele maavärina kahjustustele. 

2)   Richteri skaala mille aluseks on maavärina toimel vabaneva energiahulga mõõtmine.

Esimesel juhul liigitatakse hinnatud purustusi 12 klassi ja tähistatakse Mercalli skaala alusel rooma numbritega I-XII. Mercalli skaalal ning sellisel hindamise meetodil on rida puudusi. Esiteks väheneb maavärina intensiivsus sedavõrd, mida kaugemale me liigume epitsentrist. Samuti võib erinevate ehitiste maavärinakindlus erineda nii samas kohas kui ka paikkonniti. Pealegi on kahjustuste hinnangud subjektiivsed. Maavärina poolt põhjustatud purustuste hulk sõltub:

     1) maavärina toimumiskohast,
2) maavärina intensiivsusest ning kestusest,
3) pinnase omadustest,
4) ehitiste ning rajatiste omadustest

Richteri skaala puhul mõõdetakse seismogrammidelt spetsiifiliste lainete poolt tekitatud võnke tugevust. Leides maavärina toimumise koha ning sügavuse hinnatakse toimunud tõuke tugevust magnituudides s.o. energia hulk mis on vabanenud maavärina toimel.

Magnituud=LOG(maavärina energia ergides)

Magnituud 8,6 » 10²⁶ ergi

Reaalne skaala asub 0 ja 8.6 vahel ning suurem number tähistab tugevaimat maavärinat. Kuna Richteri skaala on logaritmiline siis iga skaala astme puhul toimub maavärina tugevuse suurenemine 10 korda (kui ühel astmel on tekitatud võnke pikkus 1 cm, siis järgmisel 10 ja ülejärgmisel 100, 1000 jne.). On hinnatud et 10 kordne amplituudi tugevnemine on tingitud ligikaudu 30 korda suurema energiahulga vabanemisest.Nt. 6 pallise maavärina puhul vabaneb 30*30 korda rohkem energiat kui 4 pallise puhul.

Pallide hindamine Richteri skaalas on tänapäeval seismojaamade hea võrgu tõttu rutiinne tegevus.

Maavärinaga kaasnevad ohud:

                1) Maa kõikumisest tekitatud purustused ning gaasi ning elektritrasside purunemisel tekkivad tulekahjud;
                2) Maalihked;
                3) tsunamid.

Igor Tuuling