زلزله را دریابیم!
وحشت از زلزله یا زمین لرزه در حالی وجود دارد که دانشمندان معتقدند هر روز هزاران مورد زمین لرزه در کره زمین اتفاق میافتد بدون اینکه ما حتی از آنها مطلع شویم.
80 درصد زلزلههای جهان در سواحل اقیانوس آرام اتفاق میافتد و به آنها عنوان "زنگ آتش" داده شده است چرا که بهدلیل فعالیتهای آتشفشانی منطقه بسیار مهم تلقی میشوند. بسیاری از زمین لرزهها در مناطق گسل روی میدهند. در این مناطق صفحات تکتونیک (tectonic plates) که قشر خارجی زمین را تشکیل میدهند، در امتداد هم لغزیده و با یکدیگر برخورد میکنند. اگرچه فشار زیادی بین این صفحات ایجاد میشود ولی این امر بسیار آهسته و نامحسوس اتفاق میافتد. با رها شدن سریع این فشار، لرزههای متعددی از اعماق هزاران کیلومتری به سطح زمین فرستاده میشود. این لرزهها ممکن است با فواصل بسیار زیاد از محل تماس و برخورد صفحات اتفاق بیافتند.
دانشمندان
زلزلهها را بر حسب قدرت و مدت بدینگونه تقسیم بندی می کنند: 3 تا 5 ریشتر
زلزلههای مینور یا ضعیف، 5 تا 7 ریشتر زلزلههای متوسط، 7 تا 8 ریشتر
زلزلههای بزرگ و مخرب، 8 ریشتر به بالا زلزلههای عظیم. به طور متوسط هر
سال زلزلهای به بزرگی تقریبا 8 ریشتر در نقطهای از جهان اتفاق میافتد و
هر سال حدود 10 هزار نفر در اثر زلزله جان خود را از دست میدهند. بیشترین
آسیب در اثر ویرانی ساختمانها و زیر آوار ماندن افراد ایجاد میشود اما
عوارض جانبی زلزله مانند سیلاب، آتش سوزی، طوفان و زلزلههای دریایی نیز
خسارات زیادی وارد میکنند.
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.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 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 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.
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.
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. 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.
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.
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.
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.
به
این ترتیب 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
کنیده 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.
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. 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.
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. 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.
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.
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.
واما:نگاهی به بزرگترین زلزله های اخیر در ایران:
مرگ در اثر زلزله شاید یکی از وحشتناک ترین کابوسهای انسان باشد اما
تواتر این پدیده در بعضی از نقاط جهان باعث شده است که بسیاری با این کابوس
زندگی کنند.
کشور ما به دلیل قرار گرفتن بر روی گسل های فعال همیشه
با این پدیده دست به گریبان بوده است اما این دغدغه همیشگی هیچ گاه به
برنامه ریزی منجر نشده است .بعد از زمین لرزه آه و افسوس است و چشمهای
نگران برای زمین لرزه دیگر.
در ادامه به مهمترین زمین لرزه های بزرگ در صد ساله گذشته ایران اشاره شده است.
در سال ۱۲۸۸ در منطقه سیلاخور زمین لرزه ای به بزرگی ۴/۷ ریشتر بوقوع پیوست که ۸۰۰۰ کشته و ۶۴ تخریب روستا را به همراه داشت.
در سال ۱۳۰۹ زمین لرزه با بزرگی ۴/۷ ریشتر سلماس را لرزاند که باعث کشته شدن ۲۵۱۴ نفر و تخریب ۶۰ روستا شد.
شهر لار در سال ۱۳۳۹ با یک زمین لرزه ۷/۶ ریشتری لرزید که ۴۰۰ نفر در این حادثه کشته شده و ۷۵ درصد شهر نیز تخریب شد.
زمین لرزه بوئین زهرا نیز با شدت ۲/۷ ریشتر و ۱۰۰۰۰ کشته در سال ۱۳۴۱ به وقوع پیوست.
در سال ۱۳۴۷ نیز زمین لرزه ای به بزرگی ۴/۷ ریشتر دشت بیاض را لرزاند که منجر به کشته شدن ۱۰۵۰۰ نفر و تخریب ۶۱ روستا شد.
در سال ۱۳۵۱ منطقه قیر با زمین لرزه ۹/۶ ریشتری لرزید و ۴۰۰۰ نفر را به کام مرگ برد.
در سل ۱۳۵۶ خورگو با زمین لرزه ای ۷ ریشتر لرزید که در آن ۱۲۸ نفر کشته شدند.
زلزله طبس با شدت ۷/۷ ریشتر در سال ۱۳۵۷، ۱۹۶۰۰ کشته و تخریب ۱۶ روستا را به دنبال داشت.
در سال ۱۳۵۸ هم قائن با شدت ۱/۷ ریشتر لرزید که در اثر آن ۱۳۰ نفر جان باختند.
در سال ۱۳۶۰ منطقه سیرچ با شدت ۴/۷ ریشتر به لرزه درآمد و ۱۳۰۰ نفر کشته شدند و ۸۵ درصد شهر هم تخریب شد.
رودبار و منجیل نیز در سال ۱۳۶۹ با شدت ۴/۷ ریشتر لرزید که ۳۵۰۰۰ نفر کشته به همراه داشت.
بیرجند هم در سال ۱۳۷۶ با شدت ۳/۷ ریشتر لرزید و ۱۵۰۰ نفر کشته بر جای گذاشت.
در سال ۱۳۸۱ آوج در اثر زمین لرزه با خسارات زیاد در شهر و روستاها روبه رو شد. شدت زلزله آوج ۶/۶ ریشتر بود.
بم در سال ۱۳۸۲ با قدرت ۵/۶ ریشتر با خاک یکسان شد که ۴۱۰۰۰ نفر در اثر آن جان باختند.
زلزله بعدی در سال ۱۳۸۳ در فیروزآباد با شدت ۳/۶ ریشتر آمد که منجر به ریزش کوه و خسارات شد.
زرند هم در سال ۱۳۸۳ با شدت ۴/۶ ریشتر لرزید و ۶۱۲ نفر در آن کشته شدند و ۱۰ روستا تخریب شد.
در
فروردین سال ۸۵ چندین زمین لرزه که بزرگترین آن ۶ ریشتر بود درود در حوالی
استان لرستان را لرزاند.این زمین لرزه ۶ ریشتری ۸۴ کشته و ۱۲۶۴مجروح برجای
گذاشت و موجب تخریب ۳۰ تا ۱۰۰ درصدی حدود ۳۳۰ روستا از شهرستان های دورود،
بروجرد، خرم آباد و الشتر استان لرستان شد.
در سال ۱۳۸۹ زمین لرزه
ای با شدت ۹/۴ریشتر در شهرستان دورود رخ داد و بر اثر آن تعدادی واحد
مسکونی در دورود دچار خسارت شدند و بیش از ۱۰۰ زخمی برجای گذاشت.
عصر
روز شنبه ۲۱ مرداد ماه سال ۹۱، دو زلزله به بزرگی ۶ و ۲/۶ ریشتر در اعماق
درونی زمین شهرستان های اهر، ورزقان و هریس را با ۲۴۵روستا لرزاند و بیش از
۳۰۰ کشته و بیش از پنج هزار زخمی و مجروح بر جای گذاشت.
هفته گذشته هم یعنی ۲۱ فروردین ۱۳۹۲ زلزله ای به بزرگی ۶.۱ ریشتر استان بوشهر را لرزاند .
و بالاخره بزرگترین زلزله نیم قرن گذشته زلزله ۷.۸ ریشتری در سراوان در۲۷فروردین ۱۳۹۲
سیدفرشید غزنینی هاشمی