زمینلرزه پدیده ای است که از رها شدن ناگهانی انرژی انباشته شده در پوسته یا گوشته بالایی زمین ایجاد می شود و در واقع بازتاب یک رویداد زمینشاختی است. مطالعه زمین‌لرزه‌ها موضوع شاخه ویژه ای از علوم زمین محسوب می شود که به آن زلزله شناسی می گویند. در واقع در زلزله شناسی، موضوع اعمال نیرو بر سنگها، حرکت و تغییر شکل آنها و بطور کلی فیزیک سنگ مطرح می شود. بررسی لایه بندی و ترکیب سنگها همچنین نیاز به اطلاع از شیمی سنگها دارد، بنابراین مطالعه زمین‌لرزه‌ها همه شاخه‌های علوم زمین را که به ترتیب در باره خاصیتهای زمینشناختی، فیزیکی و شیمیایی زمین بحث می کنندرا در بر می گیرد.لرزش های زمین را که برای انسان محسوس اند، مهلرزه (لرزه‌های بزرگ) و آنهایی را که تنها به کمک اسبابهای لرزه نگاری می توان ثبت نمود کهلرزه( لرزه‌های کوچک) می نامند. محلی در درون پوسته زمین که انرژی از آنجا رها می شود کانون زمینلرزه خوانده می شود(شکل 15)برای ساده تر شدن کار، فرض می کنند کانون زمینلرزه محدود به یک نقطه می شود که آن را مرکز درونی زمینلرزه می گویند. با چنین فرضی، نخستین تکانی از این نقطه آغاز و انرژی رها شده به صورت موج از آنجا در تمام جهتها انتشار می یابد. گذار این موجها به همه ذرات مسیر خود حرکت نوسانی تحمیل می کند. بنابراین زمینلرزه نشانه گذار این موجها و انتقال انرژی است تعداد دسته موجهای زمین‌لرزه‌هازیاد است. یک دسته به نام موجهای پیکری( شکل 16)مسیر خود را از درون یا پیکره زمین انتخاب می کنند و از کانون به ایستگاه زلزله نگاری می رسند این موجها خود به دو گروه عمده تقسیم می شوند. یک گروه به نام موج P یا موج اولیه که با سرعت زیاد اول می رسند و گروه دوم موج S یا موج ثانویه است که با سرعت حدود 7/1 برابر کمتر از موج Pکمی دیرتر می رسد. دسته دیگر از موجها به نام موجهای سطحی (شکل 14) مسر خود را در امتداد سطح زمین انتخاب می کنند و از کانون به ایستگاه زلزله نگاری می رسند. این موجها سرعتی کمتر از موجهای پیکری دارند. نقطه ای بر روی سطح زمین که درست بالای مرکز درونی قرار گرفته است، رومرکز زمینلرزه نامیده می شود و انتظار این است که در اطراف این نقاط شدت تکان زمین بیشتر باشد. رو مرکز مکانی است که وسایل ارتباط جمعی وقوع زمین‌لرزه‌ها گزارش می کنند. صفحه ای که بر روی آن شکستگی روی می دهد صفحه گسله خوانده می شود. اثر این صفحه بر روی سطح زمین رد گسله و یا گسله می نامیم(شکل 15).
شکل(14): نمایشی ساده شده از مسیر موجهای پیکری وسطحی در زمین از کانون زمینلرزه به ایستگاه زلزله نگاری.
شکل(15): شمایی از یک صفحه گسله، کانون زمینلرزه، رو مرکز ورد گسله.
شدت تکان ناشی از زمینلرزه در تمام نقاط سطح زمین یکسان نیست. محدوده ای در اطراف رو مرکز که شدیدترین تکانها در آنجا احساس می شود منطقه شدید لرزه نامیده می شود. در فاصله‌هایی از رو مرکز زمینلرزه، مکانهایی را از روی آثار مشاهده شده می یابیم که تکان در آنها دارای شدتی مشابه بوده است. اگر چنین نقطه‌هایی را به هم وصل کنیم یک منحنی بسته می توان یافت که به آن پربند( پیرامون بند) همسان لرز گفته می شود. هرچه از رو مرکز دورتر شویم، پربندهای همسان لرزه دارای شدت تکان کمتری می شوند. این منحنی های بسته، به واسطه اینکه تحت تاثیر عارضه‌های مختلف زمین قرار می گیرند، به طور منظم، دارای مرکز مشترکی در ناحیه مرکزی نیستند. برای توجیه چنین وضعی می توان گفت نیروهایی که موجب زمینلرزه می شود در نقاط مختلف به گونه‌های متفاوتی خودنمایی می کنند. برای نمونه می توانیم چنین منحنی هایی را برای زمینلرزه سال 1382 بم براساس شدتهای برآورد شده در نقاط مختلف رسم کنیم(شکل 16).
شکل(16): نقشه همسان لرزه برای زمینلرزه سال 1382 بم .
به هنگام وقوع زمینلرزه، همچنین نقطه‌هایی را می توانیم شناسایی کنیم که زمینلرزه در آنها به صورت هم زمان احساس شده است، از وصل نمودن این نقطه‌ها به هم پربندهای هم زمان لرز به دست می آید. این منحنی های نیز منظم نیست. زیرا سرعت انتشار موج تابع جنس زمینی است که موج از آن گذر می گند. عمق مرکز دورنی زمینلرزه را ژرفای زمینلرزه می گویند. اگر مرکز درونی زمینلرزه تا حدود ژرفای هفتاد کیلومتر واقع شده باشد، زمینلرزه را کم ژرفا می گویند، این گونه زمین‌لرزه‌ها، اگر انرژی زیاد یا متوسطی داشته باشند چون به سطح زمین نزدیک هستند خطرناک می باشند. زمین‌لرزه‌های کشور ما بیشتر در ژرفای کم اتفاق می افتند. اگر ژرفای زمینلرزه بیش از هفتاد کیلومتر و تا سیصد کیلومتر باشد، آن را میان ژرفا و اگر بیش از سیصد کیلومتر و تا هفتصد کیلومتر باشد آن را زمینلرزه عمیق یا ژرف می گویند که به سبب دوری از سطح زمین انرژی کمتری را به سطح زمین منتقل می کنند. بنابراین علاوه بر بزرگی زمینلرزه، ژرفای کانونی آن بر میزان تکان در سطح زمین موثر است.
انواع زمین لرزه‌ها
اگر سرچشمه انرژی زمینلرزه از حرکت تدریجی صفحه‌ها در طول زمانهای زمینشناختی فراهم شده باشد آن را زمینلرزه 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، زمینلرزه حاصل را زمینلرزه آتشفشانی می گویند. این نوع زمین‌لرزه‌ها 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 زمین‌لرزه‌های آتشفشانی در ایران زمین وجود ندارد. اگر ریزش سقف یک غار و یا یک جابجایی ناگهانی در پوسته اتفاق بیافتد، زمینلرزه حاصل را زمینلرزه فروریختی، محلی یا اتفاقی می نامند. از میان یادشده زمین‌لرزه‌های زمینساختی حدود نود درصد زمینلرزه ای آتشفشانی هفت درصد زمین‌لرزه‌های و زمین‌لرزه‌های اتفاقی سه درصد کل زمین‌لرزه‌های جها ن را تشکیل می دهند. زمین‌لرزه‌های عظیم بیشتر زمین‌لرزه‌های زمینساختی می باشند، در حالی که برعکس زمین‌لرزه‌های آتشفشانی که دارای قدری کوچکترند می توانند وسیله هشدار و اعلام خطر به هنگام تدارک و ظهور یک آتشفشان محسوب شوند. البته در مرز صفحه‌های زمینساختی همخوانی آتشفشانها و زمین‌لرزه‌ها 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 زمینلرزه انتشار می یابد، گذار این موج سبب تکان ذرات مسیر و ایجاد زمینلرزه خواهد شد.
خرابی
زمینلرزه ساختمانهای دست ساز بشر را نیز تکان می دهد، پس خانه ما، سد، برج، منبع آب و هرچه در روی زمین ایجاد کرده ایم اگر نتواند در مقابل موجهای پرانرژی زمینلرزه مقاومت کند فرو می ریزد. باید توجه داشت که بعضی از موجهای زمینلرزه طول موج بلندتری دارند، آنها را موجهای سطحی می گویند. این موجهای بلند دامنه هستند که بیشتر سبب تخریب می شوند. اگر انرژی رها شده زیاد باشد،شدت تکان هم بیشتر است، مانند تکان ترکیدن لاستیک اتومبیل که با تکان انفجار یک منبع گاز فرق دارد شدت تکان اگر زیاد باشد تا فاصله‌های دورتر اثر می گذارد. این اثر ممکن است به شکل عارضه بر روی زمین باشد ویا به صورت احساس افراد از تکان باشد.
شدت زمین لرزه
در مورد زمینلرزه از روی شدت تکان می شود درجه آن را برآورد نمود. طبق قرارداد، شدت تکان زمینلرزه را به دوازده درجه تقسیم کرده اند. درجه یک را دستگاههای لرزه نگاشت ثبت می کنند، درجه دو زمینلرزه را به طبقه‌های 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 زمینلرزه رودبار در پایان خرداد ماه 1369 به شهر تهران اعمال شد. درجه شش ظرفها را از جای خود از قفسه‌ها 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 زمینلرزه ساخته شده باشند ایمنی بیشتر است. بنابراین، شدت تکان درجه ای است کیفی که با داوری از روی مشاهده آثار به جای مانده از زمینلرزه و یا احساس افرادی که در صحنه زمینلرزه گرفتار شده اند تعیین می شود.
بزرگی زمین لرزه
اندازه یک زمینلرزه 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 زمینلرزه با فاصله رو مرکز یکسان روی کاغذ نقش بسته باشند و بزرگنمایی دستگاهی و ژرفای کانونی برای هر دو زمینلرزه یکی باشد، آن وقت زمینلرزه ای که دامنه بزرگتری را نشان می دهد بزرگتر است. بنابراین می توان قرار گذاشت که دامنه نماینده بزرگی زمینلرزه 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 زمینلرزه 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 زمین‌لرزه‌هایی 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 زمین‌لرزه‌ها را اندازه گیری و نمودار آن را رسم کرد. برای این منظور بر روی محور قائم بیشینه دامنه هر زمینلرزه و بر روی محور افقی فاصله رو مرکز زمینلرزه تا ایستگاه را مشخص نمود و از نقطه‌های حاصل یک خم تقریبی عبور داد( شکل 17). بدیهی است خم مربوط به زمین‌لرزه‌های بزرگتر ( با دامنه بزرگتر) بالاتر از خم زمین‌لرزه‌های 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 فاصله‌های مختلف رو مرکز همواره مقداری ثابت است. ریشتر یکی از خم های مربوط به زمین‌لرزه‌های کوچک را مبنا قرار داد، آن وقت فاصله قائم هر خم از این خم مبنا را بزرگی زمینلرزه محسوب نمود.
شکل(17): نمایش اساس مقیاس ریشتر. اطلاعات زمین‌لرزه‌ها مربوط به جنوب کالیفرنیا در ژانویه 1932 می باشد. این شکل از یادداشتهای ریشتر و از کتاب زلزله شناسی مقدماتی نامبرده اقتباس شده است. لگاریتم دامنه‌های اندازه گیری شده برحسب فاصله رو مرکز زمینلرزه تا ایستگاه ثبت نشان داده شد. خم های به دست آمده به طور تقریبی با هم و با خم اختیاری (خط چین) موازی هستند.
مقیاس ریشتر
شرط هایی را که ریشتر برای زمینلرزه 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 زمین‌لرزه‌های ثبت شده زمینلرزه مبنا زمینلرزه ای است که در فاصله صد کیلومتری از مرکز سطحی، بیشینه جابجایی ثبت شده برای آن یک میکرون (001/0 میلی متر) باشد. چنین زمینلرزه ای نیز دارای یک خم تقریبی است که با سایر خم ها موازی است وفاصله قائم این خم از خم هر زمینلرزه دیگر مقداری ثابت است. این مقدار ثابت بزرگی زمینلرزه 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 زمینلرزه مبنا که ریشتر تعریف نموده است دارای گستره عددهایی از یک میکرون تا کسری از میکرون می شود در حالی که برای زمینلرزه 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 زمینلرزه 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 زمینلرزه برابرلگاریتم نسبت دامنه ثبت شده (A) به دامنه زمینلرزه قرار دادی ریشتر ( A0 ) است. در این حالت بر روی محور قائم لگاریتم اعشاری نسبت دامنه‌ها و بر روی محور افقی فاصله رو مرکز زمینلرزه از ایستگاه زلزله نگاری آورده می شود. در این صورت خم مربوط به زمین لرزه مبنای قرارداد ریشتر به سبب کوچکی دامنه در قسمت پایین اما موازی با سایر خم ها قرار می گیرد. از آنجا که نسبت دامنه زمین‌لرزه‌های مربوط به این خم به خودشان همواره برابر 1 است و لگاریتم 1 برابر صفر می شود، بنابراین به گروه زمین‌لرزه‌هایی که خم مبنا را تشکیل می دهند زمینلرزه صفر نیز می گویند.
دیگر مقیاس های بزرگی
گفته شد که دامنه موج در هر موقعیتی نشانی از انرژی و در واقع نمود بزرگی زمینلرزه محسوب می شود. انرژی زمینلرزه با دور شدن از کانون به سبب جذب و پراکندگی، کمتر و کمتر می شود تا اینکه به سمت صفر میل کند. بنابراین بزرگی زمینلرزه را می توان در هر موقعیتی با اندازه گیری بیشینه دامنه موجها برآورد نمود. اگر برای این منظور از موجهای P و S استفاده شود، بزرگی را بزرگی موجهای پیکری و اگر از موجهای سطحی استفاده شود. بزرگی را بزرگی موجهای سطحی می گویند. برآورد وقتی خوب انجام می شود که اثر نوع دستگاه، زمین و فاصله را نیز در نظر گرفته باشیم. در این صورت مقیاس های مختلفی برای بزرگی را می توان عنوان نمود و نباید انتظار داشت که از نظر عددی با هم درست برابر باشند اما به طور نسبی به هم نزدیک و با هم همخوانی دارند، یعنی برای یک زمینلرزه معین اگر بزرگی در مقیاس ریشتر کم باشد در مقیاس های دیگر هم چنین است، اما در هر حال اختلافی بین آنها پیدا خواهد شد. به طور مثال برای زمینلرزه ای که در تاریخ 25/5/1362 در جنوب ایران روی داده است، مرکز داده‌های آمریکا بزرگی محلی یا ریشتر را 9/4، بزرگی از روی موجهای سطحی را 6/4 و بزرگی از روی موجهای پیکری را 5/0 گزارش کرده است. برای همین زمینلرزه مرکز بین المللی زلزله شناسی انگلستان بزرگی موجهای پیکری آن را 9/4 تعیین نموده است. بنابراین علاوه بر اختلاف رقمی بین مقایسهای بزرگی، تفاوتهایی نیز در این اندازه گیری ها مشاهده می شود که مربوط به نوع تجهیزات و نحوه پردازش داده‌ها در مرکزهای مختلف زلزله نگاری می باشد.
هیچ نظری موجود نیست:
ارسال یک نظر