سدنا

زمین در حال تحول

سیاره زمین آنگونه که توصیف شد، فعال و متحرک است و در درون آن انرژی عظیمی وجود دارد. این سیاره در زیر چتر انرژی فوق العاده عظیم خورشید که به گونه نیروی جاذبه، میدانهای مغناطیسی و تابش اشعه نورانی می باشد قرار داد. جاذبه ماه نیز در جزر و مد مهم است. بین هسته بیرونی و پوسته، یعنی در ناحیه گوشته، چرخه‌های حرارتی به طور دائم در حرکت اند و فرض شده است که گرما را به سطح انتقال می د هند(شکل 7). تعداد این چرخه‌ها در نظریه‌های گوناگون متفاوت است.

شکل (7): چرخه‌های فرضی گرمایی در داخل گوشته زمین.

حالادر نظر بگیرید که سنگ کره، مانند پوست تخم مرغ پخته ای که با ضربه شکست شده باشد،‌به چندین قطعه تقسیم شود (شکل8). هر قطعه را یک صفحه می نامیم. بعضی از این صفحه‌ها خیلی بزرگ و برخی کوچک می باشند، تازه هر صفحه نیز خود از چند صفحه کوچکتر تشکیل شده است. این صفحه‌ها بنیاد قاره‌ها و پوشش زیر اقیانوس ها را تشکیل می دهند. آنها در زیر اقیانوسها ضخامت کمتر و در زیر قاره‌ها ضخامت بیشتری را دارا هستند. این صفحه‌ها ساکن و بی حرکت نیستند بلکه بر روی مذاب کره خمیری که در زیر آنها قرار دارد سر میخورند و جابجا می شوند.

ماده سازنده این صفحه‌ها همیشه در حال تجدید و نوسازی است( شکل 9). یکسری رشته کوههای آتشفشان در زیر اقیانوسها مواد مذاب را از قسمت بالای گوشته در سطح این صفحه‌ها تخلیه می کنند (پشته‌های اقیانوسی) از طرف دیگر صفحه‌های کهنه از مناطقی به نام مه شیار یا دراز گودال به زیر صفحه‌های دیگر فرورانده می شوند و در قسمت گرم تر گوشته هضم شده و برای بازسازی آماده می شوند. رشته کوههای بزرگ آتشفشانی را پشته می نامند.

شکل ( 9 ): حرکت صفحه‌ها که از محل پشته‌های اقیانوسی از یکدیگر دور می شوند و در مناطق درازگودالها فرو می روند. پدیده ای که ناشی از جریانهای گرمایی درون زمین است.

در این مقطع صفحه‌های زیر اقیانوس ها دارای ضخامت کمتری می باشند و زیر قاره‌ها ضخامت بیشتری دارند. وسط اقیانوس پشته، که همان زنجیره آتشفشانهای کف اقیانوسها می باشد، نشان داده شده است. پیکانها جهت عبور مواد مذاب و بازسازی کف اقیانوسها را نشان می دهد. پوسته اقیانوسی بازسازی شده قسمت انتهایی را به زیر صفحه‌های دیگر رانده است. به این ترتیب مشاهده می شود که پوسته متحرک است و تحول پیدا می کند. آنچه که گفته شد امروزه به عنوان نظریه زمین ساخت صفحه ای برای توجیه چگونگی شکل گیری سطح زمین به صورت کنونی مورد قبول می باشد.
منش این حرکتها زبانه حرارتی است که از درون زمین و از اعماق گوشته صادر می شود. این زبانه‌ها موقعیت ثابتی دارند. برای مثال اگر پیکانهایی که در امتداد شعاع عمود بر پوسته پشته شرق اقیانوس آرام کشیده شده را یک زبانه فرض کنید، موقعیت این زبانه در درون زمین همواره ثابت است. یکی از این زبانه‌ها در حال حاضر زیر جزیره‌هاوایی در اقیانوس آرام قرار دارد(شکل 10).

در جاهای دیگر نیز این زبانه‌ها با پوسته برخورد می کنند. این جایگاهها را که محل برخورد زبانه گرمایی با پوسته می باشد، لکه داغ می گویند. آتشفشانهای زیرآبی که در کف اقیانوسها فعالیت می کنند سبب به وجود آمدن جزیره‌هایی می شوند که کم کم از زیر آب بیرون می ایند ویک مجمع الجزایر (چندین جزیره) را تشکیل می دهند. مثل جزیره‌هایی که در وسط اقیانوس آرام به نام جزیره‌های هاوایی تشکیل شده است(شکل 11). رشته جزیره‌هایی هاوایی و جزیره‌هایی قدیمی تر در این شکل مانند یک رشته مهره تسبیح به نظر می ایند.

شکل (11): رشته جزیره‌هایی هاوایی و جزیره‌هایی قدیمی تر.

همه این جزیره‌ها در چندین صدهزارسال گذشته آتشفشانی بوده اند ولی حالا خاموش هستند. به طرف جزیره‌های فعلی هاوایی سن این جزیره‌ها کمتر می شود. این موضوع با بررسی سنگواره مرجانها و سایر جانوران قابل تشخیص است. وقتی به جزیره اصلی هاوایی می رسیم می بینیم فعال است و آتشفشانها هر چند گاه یکبار فوران می کنند(شکل12). پس این طور نتیجه گرفته می شود که صفحه اقیانوس آرام که در روی زبانه واقع شده و فعلاً محل لکه داغ درموقعیت این آتشفشان می باشد، در زمانهای دور در وضعیتی بوده که جزیره همسایه آن در بالای لکه داغ واقع بوده است و در زمانهای دورتر، مثلاً چند میلیون سال پیش، جزایر دیگر. بنابراین صفحه اقیانوس آرام بر روی موقعیت لکه داغ در امتداد مسیری که این جزایر مرجانی را به هم وصل می نماید. حرکت کرده است. برای اینکه این موضوع را بهتر درک کنید، اگر یک شمع روشن کنید و یک صفحه کاغذ را با فاصله اندکی بر روی آن قرار دهید و کمی نگهدارید لکه سوختگی بر کاغذ آشکار می شود. سپس آن را دریک جهت معین حرکت دهید و باز کمی نگهدارید، لکه‌های سوختگی را با آن جزیره‌ها مقایسه کنید در این صورت وضعیت نهایی که بر روی شعله شمع قرار دارد موقعیت آتشفشان فعال فعلی هاوایی را نشان می دهد.

شکل(12): فعال بودن آتشفشان هاوایی بر اثر حضور لکه داغ در زیر آن.

از مطالب بالا نتیجه می شود که قشر جامد بیرونی زمین از صفحه‌هایی تشکیل شده که به سبب پدیده انتقال حرارت (انرژی) دارای جنبش هستند و همین تحرک سبب می شود که انرژی در برخی مکانهای پوسته جمع شود. این مکانها که بیشتر لبه‌های صفحه‌ها می باشند محل بروز زمین‌لرزه‌ها می باشد. صفحه‌ها یا ورقه‌های پوسته را در یک نقشه مسطح نمایش می دهیم و آنها را نام گذاری می نماییم. ورقه یا صفحه اقیانوس آرام، ورقه اوراسیا(شامل اروپا و آسیا) ورقه آمریکا، ورقه آفریقا، ورقه هندوستان و غیره (شکل 13). صفحه‌های کوچکتری نیز وجود دارند مانند صفحه عربستان و صفحه ایران که خود ممکن است به چند زیر صفحه تقسیم شوند.

شکل (13): صفحه‌های مهم سنگ کره. پیکانها جهت حرکت صفحه‌ها را نشان می دهند.

تا اینجا هر چه گفته شد را جمع بندی می کنیم: سیاره زمین سیاره ای است فعال از درون به بیرون شامل هسته درونی، هسته بیرونی، گوشته و پوسته می باشد. پوسته و قسمت سخت بالایی گوشته سنگ کره ای است که به قطعه‌های نامساوی تقسیم شد و همه آنها در روی مذاب کره به گونه ای شناور هستند. چرخه‌های حرارتی متعددی در داخل گوشته مرتب در چرخش می باشند. زبانه‌های حامل حرارت از ژرفای گوشته به سوی پوسته وجود دارد. هرگاه این زبانه‌ها به پوسته برخورد می کنند، لکه داغ نامیده می شود، این محلها محل فعالیت آتشفشانها می باشند. با مطالعه جزیره‌های آتشفشانی مربوط به زمانهای دور زمین شناسی معلوم شده است که محل این جزیره‌ها از محل لکه داغ دور شده و این دلیلی است که پوسته زمین دارای حرکت است. می توان نتیجه گرفت که این حرکت سبب تراکم انرژی در سنگها شده و در نهایت سبب شکستن سنگ و رها شدن انرژی می شود.
از طرف دیگر دیدیم که قسمت بالایی گوشته حالت خمیری داشته و در آنجا حرارت زیاد است و سنگهای مذاب از درز و شکافهای پوسته، باز هم به سبب انرژی گرمایی، به سوی سطح زمین راه پیدا می کند که این پدیده را آتشفشان می نامند. بنابراین زمانی که این مواد مذاب(ماگما) سنگها را در مسیر خود تحت فشار قرار می دهند، سنگها شکسته شده و انرژی را آزاد می نماید.
بالاخره، می توان گفت که در زیر پوسته غارها و حفره‌های آهکی عظیم نیز وجود دارند. اگر به سبب اضافه شدن بار یا هر علت دیگری سقف آنها فرو بیافتد این ریزش سبب تکان و انتشار انرژی می شود. پس علاوه بر جنبش پوسته که سبب چین خوردن کوه زایی و شکستن سنگها می شود، عبور ماگما و ریزش سقف غارها نیز می توانند انرژی فراهم شده در پوسته را رها سازند

زمین لرزه

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.

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.

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.

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.

پایگاه زلزله نگاری

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).

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).

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.

الگوی 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.
• ابجایی 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.

لرزه خیزی ایران

در چارچوب جهانی، فلات ایران در محل تلاقی صفحه‌های عربستان (عربستان - آفریقا)، هند(هند- استرالیا) و اوراسیا(اروپا- آسیا) واقع شده است( شکل 23). تلاقی این صفحه‌ها باعث شده است تا پوسته فلات ایران که در کل ضعیف تر از صفحه های 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 صفحه‌ها شاهد فعالیتهای لرزه ای در اغلب نقاط ایران بخصوص نواحی کوهستانی هستیم. وقوع زمین‌لرزه‌هایی چون زمین‌لرزه 1357 طبس یادآور این مطلب است که حتی منطقه‌های نزدیک به ایران مرکزی به علت نیروهای وارده در معرض خطر زمین‌لرزه می باشند(شکل 24). 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 لایه‌های شکل پذیری تبخیری چون نمکهای هرمز در این منطقه باعث شده است تا زمین‌لرزه‌ها اغلب دوره بازگشتی کوتاه را نشان دهند و در نتیجه به علت فاصله زمانی کوتاه بین رویداد زمین‌لرزه‌ها، انرژی انباشته شده در حدی نیست که زمین‌لرزه‌های با بزرگی بالا را سبب شود. به این ترتیب زمینلرزه‌های زاگرس اغلب فراوان، با بزرگی متوسط وبیشتر بواسطه وجود سازنده‌های تبخیری کم و بدون شکستگی سطحی (گسله) می باشند. منطقه‌های 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. زمین‌لرزه‌ها در این منطقه فراوانی کمتری را نشان می دهند و نسبت به زاگرس انرژی بیشتری را رها می سازند. زمینلرزه‌های بزرگ آن قسمت را می توان اغلب به شکستگیها ( گسله‌ها) نسبت داد. منطقه ایران مرکزی که بین زاگرس و کپه داغ واقع شده است. لرزه خیزی ناپیوسته ای را نشان می دهد و اغلب زمین‌لرزه‌های بزرگی را به همراه دارد. این زمین‌لرزه‌ها معمولا دوره بازگشتی طولانی دارند و می توان آنها را به گسله‌های 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 زمین‌لرزه با بزرگی بیش از 7 در آنجا واقع شده است.

• نقشه تحلیل خطر لرزه ای ایران.
  
• مهمترین زمین‌لرزه‌های مخرب سالهای 2005-1990 ایران.

شکل (23): موقعیت فلات ایران

به این ترتیب مشخص می شود که ایران در یک منطقه لرزه خیز واقع شده است و بخشهای مختلف آن رفتار لرزه ای متفاوتی را نشان می دهند.

شکل (24): نمایش توزیع زمین‌لرزه‌ها در ایران و تمرکز بیشتر آنها در منطقه زاگرس در مرز برخورد با صفحه عربستان و ایران.

جمع بندی

زمین‌لرزه یکی از ویژگیهای سیاره فعال زمین می باشد و مثل پدیده سیل و طوفان باید بشر خود را در مقابل عوارض آن آماده نماید. محل زمین‌لرزه‌ها بیشتر در کناره صفحه‌های سنگ کره قرار دارند. رویداد زمین‌لرزه در داخل این صفحه‌ها نیز امکان می دهد تا نتیجه گرفته شود که هر صفحه ازصفحه ‌های کوچکتر درست شده است. به قول آقای بولن، یکی از دانشمندان برجسته علم زلزله شناسی ، دانش زمینلرزه شناسی اطلاعات ما را در باب درون زمین از قلمرو افکار ابتدایی به مراحل سنجشهای علمی ارتقاء داده است. در واقع موجهایی که بوسیله زلزله‌ها سرتاسر درون زمین و هسته مرکزی آن را می پیمایند، توسط پوسته و ساختمان درون زمین مسیرشان قالب ریزی می شود. این همان تفاسیری است که آقای بولن انجام داده و زمین را دارای پوسته، گوشته، هسته بیرونی و هسته درونی ترسیم کرده است. دستگاههای اندازه گیری و ثبت زمین‌لرزه‌ها براساس آونگها و با خاصیت الکترومغناطیسی طراحی شده اند. کشور ما هم در یکی از مناطق فعال جهان واقع شده است و وقوع زمین‌لرزه‌های قوی در نقاط مختلف آن خسارتهای جانی و مالی زیادی بر جای می گذارد. خطر رویداد زمین‌لرزه در نقاط مختلف کشورمان وظایفه سنگینی را بر دوش ما نهاده تا با کسب آگاهی و شناخت بهتر از زمین‌لرزه نسبت به مقاوم سازی خانه‌هایمان و کاهش خطرات ناشی از زلزله توجه بیشتر داشته باشیم