پایگاه زلزله نگاری ایستگاه زلزله نگاری محلی است که در آنجا ردگذر زمینلرزه یا به صورت نگارشی ویا به گونه ثبت مغناطیسی فراهم می شود. پایگاه زلزله نگاری دست کم شامل یک دستگاه لرزه سنج می باشد که در برگیرنده آونگ، میراگر، تقویت کننده و یک دستگاه ثبات با زمان سنج دقیق است. در یک پایگاه زلزله نگاری علاوه بر دستگاههای یاد شده ، تجهیزات کافی برای انبار کردن داده‌ها، ترسیم لرزه نگاشتها و پردازش داده‌ها نیز وجود دارد(شکل 18).
شکل (18): شمایی از تجهیزات یک پایگاه زلزله نگاری و مرکز پردازش.
لرزه سنج یک آونگ فیزیکی است که از یک جرم (ممکن است برای ثبت زمین‌لرزه‌های نزدیک 500 گرم باشد و برای ثبت زمین‌لرزه‌های دور حتی سه چهار کیلوگرم باشد) که به محوری وصل شده و با اصطکاک بسیار بسیار کم می تواند نوسان کند، تشکیل شده است. کوچکترین تکان، این جرم متحرک و متصل به محور را مدتها به نوسان درآورد. برای کنترل نوسان این آونگ یک دستگاه میراگر به آن اضافه شده است(شکل 19).
شکل (19): ساختمان ساده یک لرزه نگار شامل پایه، جرم، فنر، قلم و کاغذ.
اگر جرم این آونگ را به صورت یک سیم پیچ بسیازیم و محور آن را بین آهنربایی قوی قرار دهیم، وقتی آونگ نوسان می کند، با قطع میدان مغناطیسی آهنربا جریان برق بسیار ضعیفی در سیم پیچ القا می شود. این جریان برق توسط دستگاه تقویت کننده بزرگ می شود و سپس وارد یک دستگاه حساس به نام گالوانومتر می شود و آنجا یک قلم را به لرزه درمی آورد. اگر لرزش قلم را به فیلم یا کاغذ منتقل نماییم، رد قلم بر فیلم یا کاغذ ثبت می شود که به آن لرزه نگاشت می گویند. این مجموعه را که شامل لرزه سنج و دستگاه ثبت می باشد را لرزه نگار می نامند. ایستگاههای لرزه نگاری کامل برای ثبت دقیق تر ارتعاش زمین از سه لرزه سنج که به ارتعاشات زمین در امتدادهای بالا-پایین، شمال –جنوب، شرق-غرب حساس هستند بهره می گیرند. چون معلوم است دستگاه چند هزار مرتبه حرکت را تقویت نموده، از روی نگاشت معلوم می شود که زمین چقدر جابجا شده به طور مثال اگر روی نگاشت قائم (بالا-پایین) بزرگترین دامنه 23میلیمتر یا 23000 میکرون باشد (شکل 20)،
شکل (20): نمونه ای از یک لرزه نگاشت با بیشینه دامنه 23 میلیمتر.
دستگاه هم صدهزار باشد، آنوقت دامنه واقعی جابجایی زمین در امتداد قائم می شود 23/0بزرگنمایی میکرون. همانطور که گفتیم، این دامنه واقعی می تواند نماینده بزرگی زمینلرزه باشد. اگر فاصله زمینلرزه تا ایستگاه ثبت کننده هم اندازه گیری شود، می شود بزرگی زلزله را برآورد کرد. برای اینکه یک رابطه ای بنویسیم که عددهای جمع و جوری داشته باشد، چنانچه در تعریف بزرگی ریشتر هم دیدیم، از لگاریتم استفاده می گنیم. در حساب مثلاً تعریف می کنند که لگاریتم صد می شود دو پس لگاریتم ده هزار می شود 4 و لگاریتم یک میلیون می شود شش. حالا اگر بزرگی زمینلرزه را با حرف M بنویسیم و بزرگی آن را با دامنه و فاصله آن بستگی دهیم خواهیم داشت:
M=Log A + Log D
یعنی اگر دامنه (A) بر روی نگاشت چهار سانتیمتر و بزرگنمایی 2000 و فاصله (D)1000 کیلومتر باشد، بزرگی حدود 4/3درجه می شود. در حال حاضر یک رقم اعشار برای بزرگی در نظر گرفته می شود.
درجه 4/3= 3+30/1 = M
همیشه رابطه به این سادگی نیست. مثلاً دوره حرکت نوسانی ثبت شده یعنی T ، مشخصات دستگاه لرزه نگار نیز منظور می شود و رابطه مفصل می شود. تا حال فهمیدیم که لرزه سنج ها از آونگ سیم پیچی و آهنربای قوی درست شده اند و دستگاه ثبات نقش زمینلرزه را بر روی کاغذ یا فیلم فراهم می کند و به این مجموعه لرزه نگار می گویند. زمینلرزه را برحسب شدت تکان و مشاهده اثر آن به دوازده درجه تقسیم کرده اند، اما بزرگی زلزله باید از روی نگاشت آن محاسبه کرد و آن هم یک محاسبه لگاریتمی در پایه ده می باشند. البته بزرگی زلزله یک درجه قراردادی است و انرژی واقعی یک زمینلرزه را نشان نمی دهد، اما می توان از طریق آن به طور نسبی زمین‌لرزه‌ها را با هم مقایسه کرد. چنانچه زمینلرزه رودبار یک بزرگی مثلا 8/6 می دهد اما زلزله گرمسار بزرگی 2/5 دارد. بین بزرگی و انرژی هم رابطه وجود دارد و می توان به طور تخمینی مقدار انرژی زمینلرزه را حساب کرد. برای تعیین محل زمینلرزه به این نکته توجه داریم که همان طور که گفته شد، تعداد گروههای موجهای زمینلرزه زیاد است. یک گروه بنام موج P با سرعت زیاد اول می رسد و روی کاغذ نقش می بندد. گروه دوم موج S است که با سرعتی 7/1 برابر کمتر از موج P کمی دیرتر می رسد. هر چقدر فاصله زمینلرزه از محل وقوع تا ایستگاه ثبت کننده بیشتر باشد، اختلاف زمان رسیدن موج P و S زیادتر می شود و از این ویژگی می فهمیم که زمینلرزه در چه فاصله ای اتفاق افتاده است (شکل 21).
شکل (21): شمایی از یک نگاشت سه مولفه که زمان ورود موجهای P و S را نشان می دهد موج اول P و بعد S موج به پایگاه زلزله نگاری می رسد اختلاف زمانی موجهای Pو S بیانگر فاصله زمینلرزه از ایستگاه است.
به طور مثال اگر این اختلاف 25 ثانیه باشد، فاصله حدود دویست کیلومتر است. چون نگاشت در سه جهت تهیه می شود با یک ترسیم هندسی جهت زلزله را می شود تشخیص داد. به شکل (21) نگاه کنید در روی سه مولفه اولین حرکت به سوی بالا است،این را به این صورت تفسایر می کنیم که نخستین حرکت بر روی مولفه قائم اگر به سوی بالا باشد موج رسید تراکم است و به سوی پایین انبساط. همینطور حرت به سوی بالابر روی مولفه شمال و جنوب و شرق و غرب به این ترتیب حرکت را از شمال و شرق نشان می دهد و بالعکس. آنوقت اگر این پایگاه در تهران باشد می گوییم زمینلرزه ای با بزرگی به طور مثال 5/4 در فاصله 200 کیلومتری جنوب غربی پایگاه تهران اتفاق افتاده است. به این ترتیب دیدیم که یک پایگاه لرزه نگاری می تواند با ثبت ارتعاشات زمین و بررسی آنها زمان، محل و بزرگی زمینلرزه را مشخص کند. بدیهی است که هر چه تعداد این ایستگاهها بیشتر باشد، می توان این اطلاعات را بیشتری به دست آورد. شبکه لرزه نگاری پژوهشگاه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله موردی از پایگاه های زلزله نگاری می باشد برای کسب اطلاعات بیشتر اینجا را کلیک کنید.
الگوي لرزه خیزی در جهان
براساس نظریه زمین ساخت صفحه ای باید انتظار داشت که توزیع زمین‌لرزه‌ها در جهان تصادفی نباشد و در منطقه‌هایی که محل رها شدن انرژی است متمرکز باشند. با مشخص کردن مرکز زمین‌لرزه‌های به وقوع پیوسته در جهان بر روی نقشه ای که مرز این صفحه‌ها را نشان می دهد می توان تصویری از الگوی لرزه خیزی جهان به دست آورد(شکل 22). از بر هم قرار گرفتن مرز صفحه‌ها و محل وقوع زمین‌لرزه‌ها در سطح جهان مشخص می شود که بیش از 80% زمین‌لرزه‌ها در کمربندهای نسبتا باریکی در امتداد دراز گودالها یا محل فرورانش صفحه‌ها، پشته‌ها و یا محل سایش صفحه‌ها روی می دهد. وارسی دقیق تر ویژگی زمین‌لرزه‌ها در هر یک از این مناطق نشان می دهد که بسته به نوع صفحه‌ها( اقیانوسی یا قاره ای) و چگونگی حرکت آنها نسبت به یکدیگر( واگرا، همگرا وسایش)، ویژگی زمین‌لرزه‌هایی که به وقوع می پیوندد متفاوت می باشد. این ویژگیها در جدول 2 آورده شده اند. نگاهی دقیقتر به نقشه شکل 22 مشخص می سازد که علاوه بر زمین‌لرزه‌هایی که در مرز صفحه‌ها متمرکز شده اند، تعداد قابل توجهی از زمین‌لرزه‌ها نیز در درون صفحه‌ها و دور از مرز صفحه‌ها اتفاق می افتند. این زمین‌لرزه‌ها به عنوان زمین‌لرزه‌های درون صفحه ای در پاره ای از مناطق جهان نقش مهمی در شکل دادن به الگوی لرزه خیزی به عهده دارند. البته با نظریه زمین ساخت صفحه ای همیشه نمی توان تصویر مناسبی از وقوع این زمین‌لرزه‌ها را ارئه داد، در این موارد از سایر نظریه‌های معتبر می توان استفاده کرد. یکی از این نظریه‌ها، پس از وقوع زمینلرزه 1906 سانفرانسیسکو و آثار به جای مانده از آن مطرح شد. این نظریه را می توان در پنج بند به صورت زیر بیان کرد:
ترک خوردن سنگها که باعث زمین‌لرزه‌های زمینساختی می شود، نتیجه وارد آمدن نیروهایی بیش از توان سنگها است.
جابجایی در سنگها به هنگام ظهور ترکها ناگهان ایجاد نمی شود، بلکه حداکثر جابجایی طی مدتی کم و بیش طولانی و به تدریج ایجاد خواهد شد.
تنها انتقالی که به هنگام وقوع زمینلرزه ایجاد می شود، باز پس زدنهای ناگهانی دو طرف ترکها در راستای رها ساختن نیروها است. این جابجایی تا چند کیلومتری گسترش پیدا می کند.
ارتعاشهای زمینلرزه از سطح این ترکها آغاز می شود.
درست پیش از آغاز گسیختگی در سنگها، انرژی که توسط رویداد رها خواهد شد درسنگ ذخیره شده است.
با استفاده از این نظریه و سایر نظریه‌ها معتبر می توانیم رویداد زمین‌لرزه‌ها در نقاطی دور از محل برخورد صفحه‌های سنگ کره را توجیه کنیم.
شکل (22):مرز صفحه‌هی تکتونیکی انطباق خوبی را با مرکز بیشتر زمین‌لرزه‌ها نشان می دهد
هیچ نظری موجود نیست:
ارسال یک نظر