انواع زمين لرزه ها

اگر سرچشمه انرژی زمین لرزه از حرکت تدریجی صفحه ها در طول زمانهای زمینشناختی فراهم شده باشد آن را زمین لرزه زمینساختی می گویند که حاصل اعمال نیرو در سنگها و شکستن آنها می باشد. البته همیشه اعمال چنین نیروهایی منجر به شکستن سنگ و جابجاشدن دو قطعه از هم و ایجاد گسله نمی شود، بلکه گاه سبب به وجود آمدن ساختارهای زمین شناختی گوناگون دیگری مانند چین خوردن سنگها، کوهزایی و مانند آنها می شود. اگر عبور مواد مذاب به هنگام آماده شدن باری فوران آتشفشان یا تغییر و تحول در مسیر به گونه ای سبب شکستن سنگ و یا رها شدن انرژی شود، زمین لرزه حاصل را زمین لرزه آتشفشانی می گویند. این نوع زمین لرزه ها مربوط به مکانهایی می شود که در آنجا آتشفشانهای فعال وجود دارد. در کشور ما کوههای آتشفشان تفتان، بزمان و یا سهند وسبلان و دماوند از جمله آتشفشانهای مرده و مربوط به زمانهای گذشته زمینشناسی محسوب می شوند، بنابراین زمین لرزه های آتشفشانی در ایران زمین وجود ندارد. اگر ریزش سقف یک غار و یا یک جابجایی ناگهانی در پوسته اتفاق بیافتد، زمین لرزه حاصل را زمین لرزه فروریختی، محلی یا اتفاقی می نامند. از میان یادشده زمین لرزه های زمینساختی حدود نود درصد زمین لرزه ای آتشفشانی هفت درصد زمین لرزه های و زمین لرزه های اتفاقی سه درصد کل زمین لرزه های جها ن را تشکیل می دهند. زمین لرزه های عظیم بیشتر زمین لرزه های زمینساختی می باشند، در حالی که برعکس زمین لرزه های آتشفشانی که دارای قدری کوچکترند می توانند وسیله هشدار و اعلام خطر به هنگام تدارک و ظهور یک آتشفشان محسوب شوند. البته در مرز صفحه های زمینساختی همخوانی آتشفشانها و زمین لرزه ها و بزرگی آنها لازم است در مقوله دیگری مورد بحث قرار بگیرد. به هر حال وقتی سنگ شکسته شد و یا سقف غاری فرو ریخت، انرژی رها شده به شکل موج که یکی از شکلهای انرژی است از مرکز درونی زمین لرزه انتشار می یابد، گذار این موج سبب تکان ذرات مسیر و ایجاد زمین لرزه خواهد شد.

 

شدت زمين لرزه

در مورد زمین لرزه از روی شدت تکان می شود درجه آن را برآورد نمود. طبق قرارداد، شدت تکان زمین لرزه را به دوازده درجه تقسیم کرده اند. درجه یک را دستگاههای لرزه نگاشت ثبت می کنند، درجه دو زمین لرزه را به طبقه های بالای یک ساختمان افرادی که تنها باشند احساس می کنند. درجه سه را بیشتر افراد احساس می کنند. درجه چهار مردم را از خواب بیدار می کند. درجه پنج شبیه همان تکانی است که از زمین لرزه رودبار در پایان خرداد ماه 1369 به شهر تهران اعمال شد. درجه شش ظرفها را از جای خود از قفسه ها به پایین می ریزد و درها را به شدت بهم می زند. درجه هفت به بالا بسته به نوع ساختمانها، سبب خرابی، ریزش و ویرانی می شود، اگر ساختمانها مقاوم در مقابل زمین لرزه ساخته شده باشند ایمنی بیشتر است. بنابراین، شدت تکان درجه ای است کیفی که با داوری از روی مشاهده آثار به جای مانده از زمین لرزه و یا احساس افرادی که در صحنه زمین لرزه گرفتار شده اند تعیین می شود.

بزرگی زمين لرزه

اندازه یک زمین لرزه از روی نقش ارتعاشات آن بر روی کاغذ،‌فیلم، نوار و یا صفحه دستگاههای رقمی برآورد می شود. به طور مثال، اگر از یک منطقه معین دو زمین لرزه با فاصله رو مرکز یکسان روی کاغذ نقش بسته باشند و بزرگنمایی دستگاهی و ژرفای کانونی برای هر دو زمین لرزه یکی باشد، آن وقت زمین لرزه ای که دامنه بزرگتری را نشان می دهد بزرگتر است. بنابراین می توان قرار گذاشت که دامنه نماینده بزرگی زمین لرزه باشد. اما این بزرگی درجه ای است کمی- کیفی، یعنی گرچه مقدار آن را به دامنه ثبت شده نسبت داده ایم و این دامنه کمیتی قابل اندازه گیری است، اما مطلوب محاسبه ما مقدار واقعی انرژی رها شده زمین لرزه باشد که برای ما معلوم نیست و دامنه کیفیت آن را بیان می کند. این برآورد کمی- کیفی را می شود به گونه ای که ریشتر انجام داد قالب زد. وی زمین لرزه هایی با ژرفای مشابه را از یک منطقه در جنوب کالیفرنیا در نظر گرفت و در ایستگاههای لرزه نگاری که در اطراف آن منطقه نصب شده بودند، فاصله و بیشینه دامنه ثبت شده برای آن زمین لرزه ها را اندازه گیری و نمودار آن را رسم کرد. برای این منظور بر روی محور قائم بیشینه دامنه هر زمین لرزه و بر روی محور افقی فاثله رو مرکز زمین لرزه تا ایستگاه را مشخص نمود و از نقطه های حاصل یک خم تقریبی عبور داد( شکل 18). بدیهی است خم مربوط به زمین لرزه های بزرگتر ( با دامنه بزرگتر) بالاتر از خم زمین لرزه های کوچکتر قرار گرفت. در حالت کلی به نظر می رسد که این خم ها همه با هم موازی هستند، یعنی فاصله قائم دو خم برای فاصله های مختلف رو مرکز همواره مقداری ثابت است. ریشتر یکی از خم های مربوط به زمین لرزه های کوچک را مبنا قرار داد، آن وقت فاصله قائم هر خم از این خم مبنا را بزرگی زمین لرزه محسوب نمود.

 

 

مقياس ريشتر

شرط هایی را که ریشتر برای زمین لرزه مبنا در نظر گرفت چنین است:
اندازه گیری باید با لرزه نگار خاصی ( لرزه نگار پیچشی وود آندرسن با دوره 8/0 ثانیه، بزرگنمایی 2800 و میرایی 80%) انجام شود. در آن صورت از میان زمین لرزه های ثبت شده زمین لرزه مبنا زمین لرزه ای است که در فاصله صد کیلومتری از مرکز سطحی، بیشینه جابجایی ثبت شده برای آن یک میکرون (001/0 میلی متر) باشد. چنین زمین لرزه ای نیز دارای یک خم تقریبی است که با سایر خم ها موازی است وفاصله قائم این خم از خم هر زمین لرزه دیگر مقداری ثابت است. این مقدار ثابت بزرگی زمین لرزه در مقیاس ریشتر را به ما می دهد. از آنجا که دامنه ثبت شده برای فاصله دور از مرکز رویداد اندک و در نزدیکی آن هزاران بار بزرگتر ثبت می شود، محور قائم نمودارها گستره وسیعی را در برخواهد گرفت. به طور مثال زمین لرزه مبنا که ریشتر تعریف نموده است دارای گستره عددهایی از یک میکرون تا کسری از میکرون می شود در حالی که برای زمین لرزه ای با بیشینه دامنه ده سانتیمتر رقم صد هزار میکرون هم باید بر روی محور آورده شود. برای رفع این مشکل ریشتر به توصیه گوتنبرگ، دانشمند برجسته زمین لرزه شناس، اندازه گیری بیشینه دامنه را به صورت لگاریتم اعشاری انجام داد. به طور مثال اگر بیشینه دامنه یک میلیمتر( برابر هزار میکرون)‌باشد، لگاریتم آن سه می شود. با این توضیح مقیاس بندی ریشتر در رابطه ML=log A- Log A0 خلاصه می شود که می توان آن را به صورت ML=log A/A0 هم نوشت. در این صورت بزرگی هر زمین لرزه برابرلگاریتم نسبت دامنه ثبت شده (A) به دامنه زمین لرزه قرار دادی ریشتر ( A0 ) است. در این حالت بر روی محور قائم لگاریتم اعشاری نسبت دامنه ها و بر رویم حور افقی فاصله رو مرکز زمین لرزه از ایستگاه زلزله نگاری آورده می شود. در این صورت خم مربوط به زمین لرهز مبنای قرارداد ریشتر به سبب کوچکی دامنه در قسمت پایین اما موازی با سایر خم ها قرار می گیرد. از آنجا که نسبت دامنه زمین لرزه های مربوط به این خم به خودشان همواره برابر 1 است و لگاریتم 1 برابر صفر می شود، بنابراین به گروه زمین لرزه هایی که خم مبنا را تشکیل می دهند زمین لرزه صفر نیز می گویند.

 

لرزه خيزی ايران

در چارچوب جهانی، فلات ایران در محل تلاقی صفحه های عربستان (عربستان – آفریقا)، هند(هند- استرالیا) و اوراسیا(اروپا- آسیا) واقع شده است( شکل 24). تلاقی این صفحه ها باعث شده است تا پوسته فلات ایران که در کل ضعیف تر از صفحه ای یاد شده است، تغییر شکل پیدا کند و توسط چین خوردگیها و رشته کوههایی چون زاگرس در غرب، البرز و کپه داغ در شمال و شمال شرق و کوههای شرق ایران و مکران به ترتیب در شرق و جنوب شرق احاطه شود. کوهها و چین خوردگیهای پوسته فلات ایران هنوز به وضعیت پایدار خود نرسیده اند، بنابرانی با تداوم حرکت صفحه ها شاهد فعالیتهای لرزه ای در اغلب نقاط ایران بخصوص نواحی کوهستانی هستیم. وقوع زمین لرزه هایی چون زمین لرزه 1357 طبس یادآور این مطلب است که حتی منطقه های نزدیک به ایران مرکزی به علت نیروهای وارده در معرض خطر زمین لرزه می باشند(شکل 25). نقاط مختلف ایران، به دلیل شرایط متفاوت، رفتار لرزه ای مشابه را نشان نمی دهند. در منطقه زاگرس که در واقع منطقه برخورد صفحه عربستان با ایران است، نیروها فشاری است. وجود لایه های شکل پذیری تبخیری چون نمکهای هرمز در این منطقه باعث شده است تا زمین لرزه ها اغلب دوره بازگشتی کوتاه را نشان دهند و در نتیجه به علت فاصله زمانی کوتاه بین رویداد زمین لرزه ها، انرژی انباشته شده در حدی نیست که زمین لرزه های با بزرگی بالا را سبب شود. به این ترتیب زمینلرزه های زاگرس اغلب فراوان، با بزرگی متوسط وبیشتر بواسطه وجود سازنده های تبخیری کم و بدون شکستگی سطحی (گسله) می باشند. منطقه های البرز و کپه داغ که در جنوب صفحه اوراسیا واقع شده اند عموماً رفتار لرزه ای متفاوتی را در مقایسه با زاگرس نشان می دهند. زمین لرزه ها در این منطقه فراوانی کمتری را نشان می دهند و نسبت به زاگرس انرژی بیشتری را رها می سازند. زمینلرزه های بزرگ آن قسمت را می توان اغلب به شکستگیها ( گسله ها) نسبت داد. منطقه ایران مرکزی که بین زاگرس و کپه داغ واقع شده است. لرزه خیزی ناپیوسته ای را نشان می دهد و اغلب زمین لرزه های بزرگی را به همراه دارد. این زمین لرزه ها معمولا دوره بازگشتی طولانی دارند و می توان آنها را به گسله های بارزی نسبت داد. منطقه مکران که در جنوب شرقی ایران واقع شده است در واقع متاثر از فرو رفتن پوسته اقیانوسی به زیر صفحه ایران است. فعالیت لرزه ای این منطقه در مقایسه با زاگرس کمتر است و در قرن حاضر دو زمین لرزه با بزرگی بیش از 7 در آنجا واقع شده است.