زلزله چیست و چگونه به وجود می آید؟‌ – هر آنچه باید درباره زمین لرزه بدانید

در این مطلب از مجله فرادرس در مورد زلزله و نحوه به وجود آمدن آن صحبت می‌کنیم. زلزله هر گونه لرزش ناگهانی زمین ناشی از عبور امواج لرزه‌ای از میان سنگ‌های زمین است. امواج لرزه‌ای یا زلزله هنگامی تولید می‌شوند که شکلی از انرژی ذخیره شده در پوسته زمین به طور ناگهانی آزاد شود. معمولاً وقتی توده‌های سنگی که در حال فشار بر روی یکدیگر هستند می‌شکنند و لغزش می‌کنند، زمین لرزه رخ می‌دهد.

زلزله چگونه به وجود می‌آید؟

زمین لرزه‌ها اغلب در امتداد گسل‌های زمین شناسی، مناطق باریکی که توده‌های سنگ ارتباط بیشتری با یکدیگر دارند، رخ می‌دهند. خطوط اصلی گسل‌های جهان در حاشیه صفحات تکتونیکی عظیمی واقع شده که پوسته زمین را تشکیل می‌دهند. در مورد زمین لرزه‌ها تا ظهور علم زلزله شناسی در آغاز قرن 20 اطلاعات کمی در دست بود.

این علم که شامل مطالعه علمی تمام جنبه‌های زلزله است به پرسش‌های دیرینه در مورد چرایی و چگونگی زلزله‌ها پاسخ می‌دهد.

سالانه حدود 50,000 زمین لرزه بزرگ و ویرانگر در کل کره زمین رخ می‌دهد. از این تعداد زلزله‌های سالانه حدوداً ۱۰۰ زلزله در سال اگر مرکزشان نزدیک به مناطق مسکونی باشد، خسارات قابل توجهی ایجاد می‌کنند. زمین لرزه‌های بسیار بزرگ، با خسارات بسیار زیاد به طور متوسط حدود یک بار در سال رخ می‌دهند. قرن‌های طولانی است که این زمین لرزه‌ها مسئولیت جان باختن انسان‌های زیاد و خسارات جبران ناپذیری در مکان‌های مختلف را بر عهده دارند.

علل ایجاد زمین لرزه ها چیست؟

زمین لرزه‌های مهم زمین عمدتاً در کمربندهای منطبق بر لبه‌های کناری صفحات تکتونیکی رخ می‌دهند. این موضوع مدت‌ها است که از کاتالوگ‌ها و نقشه‌های اولیه زمین لرزه‌هایی که حس شده‌اند و حتی در نقشه‌های لرزه نگاری امروزی که مکان کانونی زلزله‌ها را نشان می‌دهند به دست می‌آید. مهمترین کمربند زلزله کمربند اقیانوس آرام است که بسیاری از مناطق ساحلی پرجمعیت اطراف اقیانوس آرام مانند نیوزیلند، گینه نو، ژاپن، جزایر آلئوتی، آلاسکا و سواحل غربی شمال و جنوب آمریکا را تحت تاثیر قرار می‌دهد. تخمین زده می‌شود که در حال حاضر 80 درصد از انرژی موجود در زمین لرزه‌ها از نقاطی تامین می‌شود که مرکز آن‌ها بر روی همین کمربند است.

فعالیت لرزه‌ای به هیچ وجه در تمام کمربند یکنواخت نیست و در نقاط مختلف شعبه‌های مختلفی از فعالیت وجود دارد. از آنجا که بسیاری از نقاط کمربند اقیانوس آرام با فعالیت آتشفشانی همراه است این کمربند در بین مردم به نام حلقه آتش اقیانوس آرام نیز معروف است.

کمربند معروف دوم «کمربند آلپید» (Alpide Belt) است که از منطقه مدیترانه به شرق از طریق آسیا و به کمربند اقاینوس آرام در شرق هند می‌پیوندد. انرژی آزاد شده در زلزله‌ها از سمت این کمربند حدود 15 درصد از کل انرژی آزاد شده از زلزله‌ها در جهان است. کمربندهای قابل توجه دیگری از نظر فعالیت لرزه‌ای به طور عمده در امتداد لبه‌های اقیانوسی از جمله در اقیانوس قطب شمال، اقیانوس اطلس، غرب اقیانوس هند و در امتداد دره‌های عمیق آفریقای شرقی قرار دارند.

زمین لرزه‌های ناشی از نیروهای طبیعی چگونه است؟

زمین لرزه‌ها ناشی از آزاد شدن ناگهانی انرژی در برخی مناطق محدود شده توسط سنگ‌های زمین هستند. این انرژی می‌تواند توسط کشش الاستیک، گرانش، واکنش‌های شیمیایی یا حتی حرکت اجسام عظیم آزاد شود. از بین همه دلایل گفته شده کشش الاستیک مهمترین دلیل ایجاد زمین لرزه است، زیرا این شکل از انرژی تنها نوعی است که می‌تواند به مقدار کافی در زمین ذخیره شود و اختلالات عمده‌ای ایجاد کند. به زمین لرزه‌های ناشی از این نوع از آزادسازی انرژی، زلزله تکتونیک گفته می‌شود. زمین لرزه‌های تکتونیکی توسط نظریه بازگشت الاستیک توضیح داده می‌شود که زمین شناس آمریکایی «هری فیلدینگ رید» (Harry Fielding Reid) پس از گسیختگی گسل سان آندریاس در سال 1906 و تولید زمین لرزه بزرگ سانفرانسیسکو مطرح کرد.

بر اساس این نظریه، زلزله تکتونیکی زمانی رخ می‌دهد که کشش در توده‌های سنگ تا جایی متراکم شود که از تنش‌های ناشی از مقاومت سنگ‌ها بیشتر شود و شکستگی ناگهانی رخ دهد. این شکستگی‌ها به سرعت از طریق سنگ‌ها گسترش می‌یابند و معمولاً در همان جهت ادامه دارند. با این حال گاهی کیلومترها در امتداد یک منطقه محلی به صورت ضعیف پیشروی می‌کنند. به عنوان مثال در سال 1906 گسل سان آندریاس در امتداد صفحه‌ای به طول 430 کیلومتر (270 مایل) امتداد یافت. در امتداد این خط و شکست، زمین تقریباً 6 متر (20 فوت) به صورت افقی جابه‌جا شد. با پیشرفت گسل در امتداد زمین یا افزایش گسل، توده‌های سنگ در جهت مخالف حرکت می‌کنند و می‌غلتند، بنابراین به موقعیتی می‌رسند که فشار کمتری وجود دارد و در آن حالت مستقر می‌شوند.

در هر نقطه ممکن است این حرکت نه یک بار بلکه چندباره و در دوره‌های زمانی نامنظم ایجاد شود. کندی انتشار گسل و شروع مجدد ناگهانی باعث ایجاد ارتعاشاتی می‌شود که به صورت امواج لرزه‌ای منتشر و حس می‌شود. چنین خصوصیات نامنظمی از انتشار گسل اکنون از نظر فیزیکی و ریاضی در مدل سازی‌های مربوط به زلزله گنجانده شده است. ناهمواری‌ها در امتداد یک گسل به عنوان ناهنجاری شناخته می‌شوند و گفته می‌شود در مکان‌هایی که انتشار و حرکت گسل کند یا متوقف می‌شود یک مانع وجود دارد. گسیختگی گسل از کانون زلزله آغاز می‌شود، نقطه‌ای که در بسیاری از موارد نزدیک به ۵ تا ۱۵ کیلومتر زیر سطح زمین است. گسیختگی در یک یا هر دو جهت بر روی صفحه گسل انتشار می‌یابد تا اینکه توسط یک مانع متوقف یا کند شود. گاهی اوقات گسیختگی گسل توسط مانع متوقف می‌شود اما گسل در سمت دیگر مجدداً شروع به گسترش می‌کند. در مواقع دیگر نیروهای موجود در سنگ‌ها موانع گسل را می‌شکنند و گسیختگی گسل ادامه پیدا می‌کند.

زمین لرزه‌ها بسته به نوع لغزش گسل که باعث زلزله شده است دارای خصوصیات مختلفی هستند، این موضوع را در شکل زیر نیز می‌توانید ببینید.

مدل معمول گسل‌، گسل امتداد لغز است که در این گسل‌ها جابجایی کلی به موازات امتداد گسل است، یعنی لغزش امتدادی غالب بر لغزش شیبی است. دیواره پایینی یک گسل مایل را کمر پایین یا فرودیواره می‌نامند. لایه و توده سنگی معلق روی فروپایه به عنوان کمربالا شناخته می‌شود.

وقتی توده‌های سنگی موازی با گسل امتداد لغز از کنار آن عبور می‌کنند، حرکت به عنوان گسلش امتداد لغز شناخته می‌شود. حرکت موازی و شیبدار گسل را نیز گسلش شیب لغز می‌نامند.

گسل امتداد لغز کاملاً به سمت راست یا کاملاً به سمت چپ حرکت می‌کند. جهت حرکت این گسل به جهت حرکت بلوک مقابل گسل و سمت حرکت آن بستگی دارد.

در گسل شیب لغز، اگر قسمت توده سنگی روی گسل نسبت به زیرلایه یا فرودیواره به سمت پایین حرکت کند، گسل عادی نامیده می‌شود. همچنین حرکت توده سنگی روی گسل به سمت مخالف یا به سمت بالا، در حالی که دیواره نسبت به زیرلایه یا فرودیواره به سمت بالا حرکت می‌کند باعث رانش می‌شود.

فرض بر این است که تمام گسل‌های شناخته شده محل رخداد یک یا چند زمین‌ لرزه در گذشته بوده‌اند، اگر چه حرکات تکتونیکی در امتداد گسل‌ها اغلب کند است و بیشتر گسل‌های قدیمی زمین شناسی اکنون آسیمیسم هستند (یعنی دیگر باعث زمین لرزه نمی‌شوند). توضیح گسلش واقعی مربوط به یک زلزله ممکن است پیچیده باشد و اغلب مشخص نیست که آیا در یک زلزله خاص کل انرژی از یک صفحه گسل صادر می‌شود یا خیر.

گسل‌های زمین شناسی مشاهده شده گاهی اوقات جابجایی نسبی از مرتبه صدها کیلومتر در طول زمان زمین شناسی را نشان می‌دهند. این در حالی است که جابه‌جایی ناگهانی حاصل از یک لغزش که امواج لرزه‌ای تولید می‌کنند ممکن است از چند سانتی متر تا چند ده متر متغیر باشد.

به عنوان مثال در زمین لرزه سال 1976 تانگشان جابه‌جایی یک متری در امتداد گسل شرق پکن و در زمین لرزه 1999 تایوان جابه‌جایی در راستای عمودی گسل چلونگ-پو تا هشت متر مشاهده شدند.

زمین لرزه ناشی از فعالیت‌های آتشفشانی

نوع جداگانه‌ای از زمین لرزه با فعالیت آتشفشانی همراه است و به آن زلزله آتشفشانی گفته می‌شود. با این وجود احتمالاً حتی در چنین مواردی این آشفتگی نتیجه لغزش ناگهانی توده‌های سنگی مجاور آتشفشان و در نتیجه آزاد شدن انرژی کشش الاستیک است.

اما انرژی ذخیره شده ممکن است به دلیل گرمایی که ماگما فراهم می‌کند یا انتشار گاز تحت فشار منشا هیدرودینامیکی وجود داشته باشد. ماگما در لایه‌ها و مخازن زیرین آتشفشان در حال حرکت است.

بین توزیع جغرافیایی آتشفشان‌ها و زمین لرزه‌های بزرگ به ویژه در کمربند اقیانوس آرام و در امتداد پشته‌های اقیانوسی مطابقت کاملی وجود دارد. با این حال کوه‌های آتشفشانی به طور کلی چند صد کیلومتر با کانون اصلی‌ترین زمین لرزه‌های کم عمق فاصله دارند و بسیاری از منابع زلزله در هیچ کجای آتشفشان‌های فعال وجود ندارند.

حتی در مواردی که کانون زلزله دقیقاً در زیر سازه‌هایی که با حفره‌های آتشفشانی مشخص شده‌اند رخ می‌دهد هیچ ارتباطی واضحی بین این دو فعالیت وجود ندارد و به احتمال زیاد هر دو نتیجه فرآیندهای تکتونیکی یکسان هستند.

زمین لرزه ناشی از فعالیت‌های انسانی

زمین لرزه‌ها گاهی اوقات در اثر فعالیت‌های بشر در محیط زیست از جمله تزریق مایعات در چاه‌های عمیق، انفجارهای هسته‌ای بزرگ زیرزمینی، حفاری معادن و پر شدن مخازن بزرگ ایجاد می‌شوند.

در صورت وجود حفاری‌های عمیق حذف سنگ‌ها باعث ایجاد تغییر در کرنش اطراف تونل‌ها می‌شود. لغزش روی گسل‌های مجاور، ممکن است باعث حضور یا خرد شدن خارجی سنگ و یا ایجاد حفره‌های جدید شود.

در تزریق مایع ، تصور می شود که لغزش با انتشار نابهنگام تزریق مایعات باعث کرنش الاستیک می‌شود ، مانند زمین لرزه‌های تکتونیک به وجود آمده پس از روغن کاری سطوح گسل توسط مایع. همچنین مشخص شده است که انفجارهای هسته‌ای بزرگ زیر زمینی باعث ایجاد لغزش بر روی گسل‌هایی که پیش از این در مجاورت دستگاه‌های آزمایش بودند، می‌شوند.

ایجاد مخزن و معدن

از بین فعالیت‌های مختلف زلزله زایی که در بالا ذکر شد، پر کردن مخازن بزرگ از مهمترین آن‌ها است. بیش از 20 مورد قابل توجه، ثبت شده است که در آنها لرزه خیزی محلی پس از ذخیره آب پشت سدهای بلند افزایش یافته است که در اغلب موارد دلیل این موضوع را نمی‌توان اثبات کرد، زیرا هیچ داده‌ای برای مقایسه وقوع زلزله قبل و بعد از پر شدن سد وجود ندارد.

اثرات زلزله خیزی ایجاد سد یا مخزن بیشتر برای مخازن بیش از 100 متر (330 فوت) در عمق و 1 کیلومتر مکعب (0/24 مایل مکعب) در حجم مشخص شده است. سه مکان که این احتمال وجود دارد که ایجاد سد باعث زلزله شده است عبارت از سد هوور در ایالات متحده، سد بلند اسوان در مصر و سد کاریبا در مرز بین زیمبابوه و زامبیا هستند.

پذیرفته شده‌ترین توضیح در مورد وقوع زلزله در چنین مواردی این است که سنگ‌های نزدیک به سد یا معدن از قبل از نیروهای تکتونیکی منطقه به نقطه‌ای رسیده‌اند و گسل‌های اطراف تقریباً آماده لغزش هستند. آب موجود در سد باعث ایجاد اختلال در فشار و باعث پیشروی گسل می‌شود. اثر فشار شاید با این واقعیت افزایش یابد که سنگ‌های کنار گسل به دلیل افزایش فشار منافذ آب، مقاومت کمتری دارند. علیرغم این عوامل پر شدن بیشتر سدهای بزرگ باعث ایجاد زمین لرزه‌های به اندازه کافی بزرگ نشده است که خطری ایجاد کند.

مکانیسم‌های خاص منبع زمین لرزه مرتبط با ایجاد سد و مخزن در چند مورد بررسی شده است. یکی از موارد اصلی در سد و مخزن کوینا در هند (1967) رخ داده است که شواهد نشان دهنده حرکت گسلشی لغزشی است. همچنین در سد کرماستا در یونان (1965) و در سد کاریبا در زیمبابوه-زامبیا (1961)، مکانیزم تولید در گسل‌های طبیعی دچار لغزش شیبی شده است. در مقابل، مکانیسم‌های مقابله با رانش برای منابع زمین لرزه در دریاچه پشت سد نورک در تاجیکستان تعیین شده است. بیش از 1800 زمین لرزه در طی نه سال اول پس از جمع شدن آب در این مخزن با عمق 317 متر در سال 1972 اتفاق افتاده است، این میزان چهار برابر میانگین لرزش‌های منطقه قبل از پر شدن سد بوده است.

لرزه نگاری و انفجارهای هسته ای

در سال 1958 نمایندگان چندین کشور، از جمله ایالات متحده و اتحاد جماهیر شوروی با هم ملاقات کردند تا مبانی فنی پیمان منع آزمایش‌های هسته‌ای را مورد بحث و بررسی قرار دهند. از جمله مواردی که در این جلسه بررسی شد امکان توسعه ابزارهای موثر برای شناسایی انفجارهای هسته‌ای زیرزمینی و تشخیص آن‌ها از زمین لرزه بود. پس از آن کنفرانس، تحقیقات بسیار ویژه‌ای در زمینه لرزه شناسی انجام شد که منجر به پیشرفت‌های عمده در تشخیص، تجزیه و تحلیل سیگنال‌های لرزه‌ای شد.

کارهای اخیر لرزه نگاری مورد تأیید معاهده شامل استفاده از لرزه نگارهای با وضوح بالا در یک شبکه جهانی، تخمین عملکرد انفجارها، مطالعه میرایی موج در زمین، تعیین متمایزکننده‌های دامنه و فرکانس موج و استفاده از آرایه‌های لرزه‌ای است. یافته‌های چنین تحقیقاتی نشان داده است که انفجارهای هسته‌ای زیرزمینی در مقایسه با زمین لرزه‌های طبیعی، معمولاً امواج لرزه‌ای را در ساختار زمین ایجاد می‌کنند که دامنه آن‌ها بسیار بیشتر از امواج سطحی است. این تفاوت آشکار همراه با ویژگی‌های دیگر شواهد لرزه‌ای سبب شده است که یک شبکه نظارت بین المللی شامل 270 ایستگاه لرزه نگاری بتواند تمام وقایع لرزه‌ای روی کره زمین را که دارای بزرگی 4 و بالاتر (که مربوط به عملکرد انفجاری حدود 100 تن TNT است) هستند شناسایی و مکان یابی کند.

شدت و قدرت یک زلزله چگونه محاسبه می‌شود؟

شدت لرزش زلزله به طور قابل توجهی در مناطق مختلف متفاوت است. از آنجا که طیف وسیعی از اثرات قابل مشاهده را نمی‌توان به صورت کمی بیان کرد، قدرت تکان دادن زمین لرزه یا زلزله معمولاً با اشاره به مقیاس‌های شدت که تأثیرات را از نظر کیفی توصیف می‌کنند، تخمین زده می‌شود. تعریف مقیاس شدت از اواخر قرن نوزدهم و اوایل قرن بیستم و قبل از تولید و استفاده از لرزه نگارهای قادر به اندازه گیری دقیق حرکت زمین، شروع شد.

از آن زمان تقسیمات در این مقیاس‌ها با شتاب قابل اندازه گیری لرزش محلی زمین همراه بوده است. با این حال، شدت یک زمین لرزه به طور پیچیده نه تنها به شتاب زمین بلکه به دوره‌ها و سایر ویژگی‌های امواج لرزه ای، فاصله نقطه اندازه گیری از منبع و ساختار زمین شناسی محلی نیز بستگی دارد. علاوه بر این شدت یا قدرت زلزله متمایز از بزرگی زلزله است که معیاری از دامنه یا اندازه امواج لرزه‌ای است که توسط خوانش لرزه نگار مشخص می‌شود. برای آشنایی بیشتر با دستگاه لرزه نگار مطلب زلزله نگار یا لرزه نگار چیست و چگونه کار می‌کند؟ را در مجله فرادرس مطالعه کنید.

تعدادی مقیاس مختلف برای شدت زلزله در طول قرن گذشته تنظیم شده است که برای زلزله‌های مخرب فعلی و قدیمی کاربرد دارد. برای سالیان متمادی بیشترین استفاده برای شدت زلزله استفاده از مقیاس 10 درجه‌ای بود که در سال 1878 توسط «مایکل استفانو دی روسی» (Michele Stefano de Rossi) و «فرانسوس آلفونسه فورل» (Franƈois-Alphonse Forel) ابداع شد. مقیاسی که در حال حاضر عموماً در آمریکای شمالی مورد استفاده قرار می‌گیرد، «مقیاس مرکالی» (Mercalli scale) است که توسط «هری او وود» (Harry O. Wood) و «فرانک نویمان» (‌Frank Neumann) در سال 1931 اصلاح شد، که در آن درجه بندی مناسب‌تری در نظر گرفته می‌شود.

یک فرم خلاصه شده از 12 مقیاس از درجه بندی اصلاح شده مرکالی در زیر ارائه شده است. شدت مرکالی اصلاح شده VIII با شتاب اوج حدود یک چهارم گرانش (g = 9/8 متر یا 32/2 فوت بر ثانیه مربع) و سرعت زمین برابر با 20 سانتی متر (8 اینچ) بر ثانیه در ارتباط است. مقیاس‌های جایگزین نیز در ژاپن و اروپا برای شرایط محلی توسعه یافته است. مقیاس 12 درجه‌ای اروپایی (MSK) شبیه نسخه خلاصه شده مرکالی است.

مقیاس مرکالی تصحیح شده از شدت زلزله

1. در این درجه زلزله احساس نمی‌شود و اکثراً اثرات حاشیه‌ای و طولانی مدت زلزله‌های بزرگ است.
2. این درجه از زلزله توسط افرادی که در حالت استراحت در طبقات بالای یک ساختمان باشند، احساس می‌شود.
3. این درجه از زلزله داخل خانه احساس می‌شود. در این درجه اشیای آویزان تاب می‌خورند و ارتعاشات و صداهایی مشابه ارتعاشات ناشی از عبور کامیون‌های سبک حس می‌شود. مدت زمان این نوع زلزله را می‌توان تخمین زد.
4. ارتعاشات مشابه ارتعاشاتی است که در اثر عبور کامیون‌های سنگین ایجاد می‌شود (یا تکان‌هایی شبیه به برخورد توپ سنگین با دیوارها). در این حالت خودروهای متوقف شده تکان می‌خورند، پنجره‌ها، ظروف و درها می‌لرزند. شیشه‌ها نیز می‌لرزند و به صدا در می‌آیند، ظروف در کابینت‌ها بیرون می‌ریزند و جابه‌جا می‌شوند. در محدوده بالای این درجه از زلزله، ممکن است چوب‌ها و قاب‌های چوبی نیز ترک بردارند.
5. این درجه از زلزله در فضای باز احساس می‌شود و جهت آن ممکن است تخمین زده شود. در این درجه از زلزله افرادی که خواب هستند از خواب بیدار می‌شوند. سیالات دچار اعوجاج شده و برخی از آن‌ها می‌ریزند. اجسام کوچک جابه‌جا شده یا واژگون می‌شوند. درها تاب می‌خورند و باز و بسته می‌شوند. حرکت ساعت‌های پاندولی متوقف شده، یا با سرعت متفاوت شروع به حرکت می‌کند.
6. از نظر همه این درجه از زلزله ترسناک است و در اثر این اتفاق همه می‌ترسند و به بیرون می‌دوند. حرکت افراد ناپایدار است. تصاویر و قاب عکس‌ها از دیوارها می‌افتند. مبلمان حرکت کرده یا واژگون می‌شوند. گچ و آجرهای ساختمان ترک می‌خورند. زنگ‌های کوچک کلیسا و مدرسه به صدا در می‌آیند و درختان و بوته‌ها به شدت تکان می‌خورند.
7. در این درجه از زلزله ایستادن دشوار است. رانندگان خودروها متوجه آن می‌شوند. لرزش اشیاء آویزان اتفاق می‌افتد و مبلمان ممکن است شکسته شوند. بناهای ضعیف ممکن است آسیب ببینند. دودکش‌های قدیمی در سقف‌های ساختمان شکسته می‌شوند. سقوط گچ، آجر، سنگ، کاشی، قرنیز ممکن است رخ دهد. ایجاد موج بر روی حوضچه‌ها، آب راکد و جریان گل و آب در امتداد شن یا ماسه نیز از دیگر مواردی است که در این زلزله رخ می‌دهد. در این درجه از زلزله زنگ‌های بزرگ به صدا در می‌آیند و خندق‌های آبیاری بتنی آسیب می‌بینند.
8. در این درجه از زلزله‌ها ماشین‌ها منحرف می‌شوند. آسیب به ساختمان‌های با مقاومت کم و تخریب جزئی آن‌ها نیز ممکن است رخ دهد. آسیب جزئی به برخی بناهای مستحکم و تقویت شده که برای بهبود مقاومت آن‌ها از نیروهای جانبی استفاده شده است نیز ممکن است در این درجه از زلزله مشاهده شود. سقوط و ریختن گچ، برخی دیواره‌ها، دودکش‌ها، پشته‌های کارخانه، بناهای تاریخی، برج‌ها و سدهای بلند نیز ممکن است مشاهده شود. خانه‌های پیش ساخته نیز در صورتی که به درستی بر روی پایه‌ها محکم نشده باشند ممکن است در صورت وقوع زلزله بر روی پایه‌ها حرکت کنند. دیوارهای غیر مستحکم پانل‌ها نیز ممکن است به بیرون پرتاب شوند. شکست ستون‌های آسیب دیده و شاخه‌های درختان، تغییرات جریان یا دمای چشمه‌ها و چاه‌ها، ترک در زمین مرطوب و در شیب‌های تند نیز از دیگر مواردی است که ممکن است در این زلزله‌ها مشاهده شود.
9. در این درجه از زلزله وحشت عمومی حاکم است. بناهای سنگی ضعیف تخریب می‌شوند و بناهای سنگی معمولی به شدت آسیب می‌بینند که این آسیب گاهی اوقات با فروپاشی کامل همراه است. در این میان بناهای سنگی محکم نیز آسیب‌های جدی را تجربه می‌کنند. آسیب جدی به مخازن و سدها، شکسته شدن لوله‌های زیرزمینی، ترک‌های آشکار در زمین در مناطق آبرفتی، پرتاب ماسه و گل، شکاف‌های زلزله‌ای و گودال‌های ماسه‌ای اتفاقی است که در این درجه از زلزله مشاهده می‌شود.
10. بیشتر بناهای ساختمانی، خانه‌های پیش ساخته، سازه‌ها و پل‌های چوبی خوش ساخت در این درجه از زلزله تخریب می‌شوند. در این حالت آسیب جدی در سدها، سنگریزها و خاکریزها رخ می‌دهد و رانش بزرگ زمین ایجاد می‌شود. جاری شدن آب در سواحل کانال‌ها، رودخانه‌ها، دریاچه‌ها و غیره از دیگر مواردی است که در این زلزله مشاهده می‌شود. در این حالت شن و گل به صورت افقی در سواحل و زمین‌های مسطح جاری می‌شود و خط‌های راه آهن نیز کمی خم می‌شوند.
11. در درجه یازدهم خطوط آهن کاملاً خم شده و خطوط لوله زیرزمینی کاملاً از کار می‌افتند.
12. در درجه دوازدهم تخریب تقریباً کامل رخ می‌دهد. در این رویداد توده‌های سنگی بزرگ، خطوط دید و خطوط سطح منحرف و جابه‌جا شده و اجسامی به سمت بالا پرتاب می‌شوند.

با استفاده از مقیاس شدت، می‌توان داده‌های مختلف را در مورد زلزله با ساخت منحنی‌های ایزوسسمالی، خطوطی که نقاط با شدت یکسان را به هم متصل می‌کنند، خلاصه کرد. اگر تقارن کاملی در راستای عمودی و از کانون زلزله وجود داشته باشد‌، ایزوسسمال‌ها دایره‌هایی با مرکز (نقطه‌ای در سطح زمین دقیقاً بالاتر از محل وقوع زلزله) به عنوان کانون خواهند داشت. با این حال به دلیل بسیاری از عوامل نامتقارن زمین شناسی که بر شدت زلزله تأثیر می‌گذارد، منحنی‌ها اغلب به شکل دایره‌ای نیستند. محتمل ترین موقعیت کانون زلزله اغلب در نقطه‌ای در داخل منطقه با بیشترین شدت فرض می‌شود. در برخی موارد، داده‌های ابزاری این محاسبه را تأیید می کند، اما قرار گرفتن مرکز اصلی زلزله در خارج از منطقه‌ای با بیشترین شدت موضوع بسیار رایجی است.

بزرگی زلزله چگونه محاسبه می‌شود؟

بزرگی زمین لرزه معیاری برای اندازه یا دامنه امواج لرزه‌ای است که توسط منبع زلزله ایجاد شده و توسط دستگاه لرزه نگاری ثبت می‌شود. از آنجا که اندازه زمین لرزه‌ها بسیار متفاوت است، لازم است برای مقايسه، دامنه موج اندازه گيری شده در لرزه نگارها را با استفاده از روابط رياضی بررسی کنيم. در سال 1935، زلزله شناس آمریکایی «چارلز اف ریشتر» ( Charles F. Richter)، مقیاس بزرگی زمین لرزه‌ها را به عنوان لگاریتم بر مبنای 10 حداکثر دامنه موج لرزه‌ای (در هزارم میلی متر) ثبت شده در یک زلزله نگار استاندارد (لرزه نگار پاندولی وود اندرسون) در فاصله 100 کیلومتری (60 مایل) از مرکز زلزله تعریف کرد. کاهش دامنه‌های مشاهده شده در فواصل مختلف به دامنه‌های مورد انتظار در فاصله استاندارد 100 کیلومتر اساس جداول تجربی را شکل می‌دهد.

مقیاس ریشتر $$M_L$$ بر این فرض محاسبه می‌شود که نسبت حداکثر دامنه موج در دو فاصله معین برای همه زلزله‌ها یکسان است و مستقل از جهت است.

ریشتر ابتدا مقیاس بزرگی خود را برای زلزله هایی با قدرت کم به کار برد که در فاصله 600 کیلومتری از مرکز زلزله در منطقه جنوبی کالیفرنیا ثبت شده بودند. به مرور زمان، جداول تجربی دیگری تنظیم شد که به موجب آن می‌توان از مشاهدات در ایستگاه‌های دور و در لرزه نگارهای غیر از نوع استاندارد استفاده کرد. جداول تجربی برای پوشش زمین لرزه‌ها در همه اعماق کانونی و امکان برآورد بزرگی این زلزله‌ها مستقل از مشاهدات ساختار و سطح موج ادامه یافت. شکل فعلی مقیاس ریشتر در جدول زیر نشان داده شده است:

جدول 1: بزرگی زلزله بر اساس مقیاس ریشتر

در حال حاضر مقیاس‌های مختلفی توسط دانشمندان و مهندسان برای اندازه گیری اندازه نسبی زلزله استفاده می‌شود. بزرگی موج P ($$M_b$$)، برای یک موج بر اساس دامنه موج P ثبت شده در یک لرزه نگار استاندارد تعریف می‌شود. به طور مشابه، اندازه موج سطحی ($$M_s$$) بر حسب لگاریتم حداکثر دامنه حرکت زمین برای امواج سطحی با دوره موج 20 ثانیه تعریف می‌شود.

همانطور که تعریف شد، مقیاس بزرگی زلزله حد پایین یا بالایی ندارد. لرزه نگارهای حساس می‌توانند زمین لرزه‌هایی با اندازه منفی و زمین لرزه‌هایی با شدت حدود 9 ریشتر را ثبت کنند، برای مثال زمین لرزه سانفرانسیسکو در سال 1906، قدرتی برابر با 8/25 ریشتر داشت.

نقطه ضعف علمی این مقیاس آن است که هیچ مبنای مکانیکی مستقیمی برای اندازه‌گیری به شرح بالا وجود ندارد. در عوض، این یک پارامتر تجربی مشابه با قدر ستاره‌ای است که توسط ستاره شناسان ارزیابی شده است. در علم مدرن و امروزی، از واحد مکانیکی قوی‌تری برای اندازه زمین لرزه یعنی گشتاور لرزه‌ای ($$M_o$$) استفاده می‌شود. چنین پارامتری به اهرم زاویه‌ای نیروهایی که باعث ایجاد لغزش روی گسلی که باعث زلزله شده، مربوط است. می‌توان این پارامتر را هم از امواج لرزه‌ای ثبت شده و هم از اندازه گیری‌های مربوط به اندازه گسیختگی گسل محاسبه کرد. در نتیجه، گشتاور لرزه‌ای مقیاس یکنواخت‌تری از اندازه زلزله را بر اساس مکانیک کلاسیک ارائه می‌دهد. این اندازه گیری اجازه می‌دهد از کمیت علمی‌تری به نام بزرگای گشتاور ($$M_w$$) استفاده شود که متناسب با لگاریتم گشتاور لرزه‌ای است. این کمیت و مقادیر آن تفاوت زیادی با مقادیر $$M_s$$ برای زلزله‌های متوسط ​​ندارند. با توجه به تعاریف فوق زلزله بزرگ آلاسکا در سال 1964، با مقیاس ریشتر ($$M_L$$) برابر با 8/3 بود که از نظر مقیاس $$M_s$$ برابر با 8/4 ثبت شد. همچنین گشتاور لرزه‌ای این زمین لرزه $$M_o=820 \times 10^{24}$$ نیوتن بر متر و $$M_w=9.2$$ بود.

انرژی یک زلزله چه قدر است؟

انرژی زلزله‌ای که از سطح یک مکان خاص عبور می‌کند می‌تواند مستقیماً از حرکت زمین لرزه‌ای سطح به عنوان مثال به عنوان سرعت زمین ثبت و محاسبه شود. چنین داده‌هایی نشان دهنده میزان انرژی $$10^5$$ وات در متر مربع (9300 وات در فوت مربع) در نزدیکی منبع زلزله با اندازه متوسط ​​است. مجموع توان خروجی گسل در زلزله کم عمق $$10^{14}$$ وات است در حالی که توان $$10^5$$ وات در موتورهای موشک تولید می‌شود.

اندازه موج سطحی یعنی $$M_s$$ با فرمول تجربی انرژی سطحی یعنی $$E_s$$ زلزله ارتباط دارد. این اطلاعات به ترتیب انرژی $$E_s=6.3 \times 10^11$$ و $$1.4 \times 10^25$$ ارگ را برای زلزله‌های $$M_s=0$$ و 8/9 را ثبت می‌کنند. یک واحد افزایش در $$M_s$$ تقریباً با 32 برابر شدن افزایش انرژی همراه است. مقدار منفی $$M_s$$ مربوط به کوچکترین زمین لرزه‌هایی است که تنها با ابزار لرزه نگاری ثبت می‌شوند و زلزله‌ای با اندازه 1/5 کوچکترین مقدار زلزله‌ای است که توسط افراد حس می‌شود. در حالی که زلزله‌ای با مقدار 3 زلزله‌ای است که در فاصله حداکثر 20 کیلومتری (12 مایل) از آن کاملاً احساس می‌شود. زمین لرزه‌های 5 ریشتری باعث خسارت سبک در نزدیکی مرکز زلزله می‌شوند و موارد زلزله 6 ریشتری در مناطق محدود مخرب هستند. در نهایت زلزله‌های 7/5 ریشتر در حد پایینی زلزله‌های بزرگ قرار می‌گیرند.

مجموع انرژی سالانه آزاد شده در همه زلزله‌ها حدود $$10^{25}$$ ارگ است که مربوط به میزان کار بین 10 میلیون تا 100 میلیون کیلو وات است. این تقریباً یک هزارم مقدار سالانه گرمای خروجی از داخل زمین است. نود درصد از کل انرژی لرزه‌ای ناشی از زمین لرزه‌هایی به بزرگی 7 و بیشتر است یعنی زلزله‌هایی که انرژی آنها در حدود $$10^{23}$$ ارگ یا بیشتر است.

فرکانس یک زلزله چه قدر است؟

روابط تجربی متعددی برای فرکانس‌های زلزله با بزرگی‌های مختلف وجود دارد. فرض کنید که N به طور متوسط ​​تعداد لرزه در سال است که میزان آن در محدوده‌ای از $$M_s$$ است، در نتیجه داریم:

$$\large log_{10} N=a-bM_s$$

متناسب با داده‌ها در سطح جهان و مناطق خاص به عنوان مثال، برای زلزله‌های کم عمق در سراسر جهان هنگامی که $$M_s>6$$ است a = 6/7 و b = 0/9 خواهند بود. بنابراین فرکانس زلزله‌های بزرگتر هنگامی که قدر آن یک واحد کاهش می‌یابد، تا 10 برابر افزایش پیدا می‌کند. بنابراین، زلزله‌های بزرگتر به طور عمده سهم بیشتری از کل انرژی لرزه‌ای را پوشش می‌دهند و تعداد زمین لرزه‌ها در سال با $$M_b > 4$$ به 50،000 زمین لرزه می‌رسد.

انرژی یک زلزله به چه شکل است؟

زمین لرزه یا زلزله‌ها به چند شکل انرژی آزاد می‌کنند:

1. انرژی موجود در امواج لرزه‌ای که باعث لرزش زمین می‌شود.
2. انرژی گرمایی مرتبط با اصطکاک در سطح لغزش گسل
3. انرژی پتانسیل گرانشی (انرژی ذخیره شده برای مثال هنگام بلند کردن چیزی از زمین) ممکن است در نتیجه زلزله تغییر کند.
4. انرژی پتانسیل الاستیک، مانند انرژی بازگشت یک فنر کشیده شده

می‌توان اولین انرژی لیست شده در بالا را مستقیماً در امواج لرزه‌ای اندازه گیری کرد اما سایر انواع انرژی را نمی‌توان مستقیماً اندازه گیری نمود، بلکه فقط می‌توان به طور غیر مستقیم آن‌ها را تجزیه و تحلیل کرد.

همان طور که گفتیم چارلز ریشتر یکی از اولین دانشمندانی بود که معادله‌ای را برای محاسبه انرژی امواج لرزه ای ناشی از زلزله پیشنهاد کرد. می‌توانیم از روش او برای محاسبه اعداد جدول زیر استفاده کنیم که از مگاتن TNT به عنوان واحد انرژی استفاده کرده‌ایم. بمب اتمی که در 1945 در هیروشیما پرتاب شد انرژی برابر با 16 کیلوتن یعنی 0/016 مگاتن TNT داشت که این انرژی معادل با انرژی یک زلزله 6 ریشتری است. بزرگترین بمب هیدروژنی که تا کنون منفجر شده است، دستگاه تسار بمبا بود که توسط اتحاد جماهیر شوروی در 30 اکتبر 1961 منفجر شد و انرژی آن معادل 50 مگاتن TNT بود.

بزرگترین زلزله‌های جهان کجا رخ داده‌اند و خسارات ناشی از آن چه قدر است؟

بزرگترین زلزله جهان از نظر اندازه تا کنون زلزله بزرگ شیلی بوده است. این زمین لرزه با قدرت 9/5 ریشتر توسط سازمان زمین شناسی ایالات متحده ثبت شده و از آن به عنوان زلزله بزرگ شیلی و زلزله والدیویا 1960 یاد می‌شود.

سازمان زمین شناسی ایالات متحده این رویداد را بزرگترین زلزله قرن بیستم گزارش داده است. ممکن است زلزله‌های بزرگتر دیگری در تاریخ رخ داده باشند، با این حال این بزرگترین زمین لرزه‌ای است که از زمانی که امکان برآورد دقیق اندازه بزرگی زلزله فراهم شده در اوایل دهه 1900 رخ داده است. دوازده زلزله دیگر بزرگ جهان که از سال 1900 به بعد اندازه‌گیری شده‌اند، به ترتیب قدرت زلزله‌ای به شرح زیر هستند:

بزرگترین زلزله در ایران، چه زلزله‌ای بود؟

بزرگترین زلزله در ایران بر اساس داده‌های موجود در 25 شهریور 1357 در طبس با بزرگی 7/8 ریشتر رخ داد. انتقال صفحه‌های تکتونیک در عمق 56 کیلومتری در این زمین لرزه موجب کشته شدن 15,000 تا 20,000 (این اختلاف بسیار زیاد در تعداد کشته‌های این زلزله در منابع مختلف مشاهده می‌شود) نفر شد.

زلزله سال 1382 در بم نیز یکی دیگر از مهمترین زلزله‌های ایران بوده است. در این زلزله 6/3 ریشتری 26,271 نفر کشته شدند و نزدیک به 60 درصد شهر کاملاً تخریب شد. زلزله رودبار که یکی دیگر از تلخ‌ترین حادثه‌‌های ایران بود، در خرداد سال 1369 رخ داد که در این حادثه 37,000 هزار نفر کشته و 100,000 نفر زخمی شدند. این زلزله 7/7 ریشتر قدرت داشت و موجب بی خانمان شدن 500,000 نفر در گیلان و زنجان شد.

آیا می‌توان زلزله را پیشگویی کرد؟

خیر این امکان وجود ندارد و هیچ دانشمندی تا به حال زمین لرزه‌ای بزرگ را پیش بینی نکرده است. در حال حاضر نمی‌دانیم چگونه و انتظار نداریم بدانیم چگونه در آینده‌ای نزدیک این امر ممکن می‌شود. دانشمندان در حال حاضر فقط می‌توانند احتمال وقوع زمین لرزه قابل توجه و بزرگ در یک منطقه خاص را در طی چند سال معین محاسبه کنند. دانشمندان در پیش بینی زلزله باید 3 عنصر را مشخص کنند: 1) تاریخ و زمان وقوع زلزله، 2) مکان زلزله و 3) بزرگی آن.

با این حال برخی از مردم ادعا می‌کنند که می‌توانند زمین لرزه را پیش بینی کنند، اما در ادامه دلایل نادرست بودن ادعا و اظهارات آن‌ها را بررسی می‌کنیم:

• این ادعاها و اظهارات بر اساس شواهد علمی نیستند و زلزله بخشی از یک فرایند علمی است. به عنوان مثال، زلزله هیچ ارتباطی با ابرها، دردها و احساساتی در بدن انسان و یا حلزون‌ها ندارد.
• این افراد نمی‌توانند سه پارامتری را که در بالا برای پیش بینی زلزله تعریف کردیم را مشخص کنند.
• پیش بینی‌های این افراد آنقدر کلی است که همیشه احتمال رخداد زلزله‌ای وجود خواهد داشت. برخی از این پیش‌گویی‌ها عبارتند از: الف) در 30 روز آینده در ایالات متحده زمین لرزه M4 رخ خواهد داد. ب) امروز در سواحل غربی ایالات متحده زمین لرزه M2 رخ خواهد داد.

در این حالت اگر زمین لرزه‌ای اتفاق بیفتد که تقریباً و یا حتی کمی با پیش بینی آن‌ها مطابقت داشته باشد، این افراد ادعای موفقیت می‌کنند اگر چه یک یا چند عنصر پیش بینی شده آن‌ها با آن چه واقعاً اتفاق افتاده بسیار متفاوت باشد. در حقیقت اگر بخواهیم علمی و صریح به پیش‌بینی این افراد نگاه کنیم، پیش بینی این افراد ناموفق بوده است.

این پیش بینی‌ها (توسط غیر متخصصین) معمولاً هنگامی در رسانه‌های اجتماعی و مجازی شروع به پخش شدن و دیده شدن می‌کنند که اتفاقی بیفتد که تصور شود پیش زمینه زلزله در آینده نزدیک باشد. این اتفاقات اصطلاحاً پیشرو که شامل مجموعه‌ای از زمین لرزه‌های کوچک، افزایش مقدار رادون در آب محلی، رفتار غیر معمول حیوانات، افزایش شدت آسیب در حوادث با شدت متوسط​​ یا یک رویداد نادر با شدت متوسط ​​هستند به اندازه‌ای کافی هستند که نشان از وقوع زلزله باشند. این علائم پیش از وقوع زلزله در بعضی مناطق گزارش شده‌اند.

اما خوشبختانه یا شوربختانه برای کسانی که ادعای پیش بینی زلزله را دارند، اغلب چنین پیش نشانه‌هایی بدون وقوع زلزله رخ می‌دهند، بنابراین پیش بینی واقعی زلزله امکان پذیر نیست. در عوض، اگر مبنای علمی وجود داشته باشد ممکن است یک پیش بینی به صورت احتمالی انجام شود.

چندین دهه پیش، پیشگویی زلزله در چین بر اساس زمین لرزه‌های کوچک و فعالیت غیر معمول حیوانات انجام شد. این موضوع سبب شد تا بسیاری از مردم خوابیدن در خارج از خانه خود را با اعلام این مشاهدات، انتخاب کنند و بنابراین هنگام وقوع زمین لرزه اصلی و ایجاد ویرانی وسیع، در امان ماندند. با این حال، این نوع فعالیت‌های لرزه‌ای به ندرت با یک زلزله بزرگ دنبال می‌شود و متأسفانه اکثر زمین لرزه‌ها هیچ رویداد اولیه‌ای ندارند. برای مثال زلزله بزرگ بعدی در چین فاقد هر نوع پیش علائم بود و هزاران نفر در آن کشته شدند.

آیا زلزله یک اثر دومینو دارد؟

همیشه این طور نیست که یک زلزله بزرگ زمین لرزه‌های بعدی را ایجاد کند اما محققان باور دارند که این پدیده خیلی غیر معمول نیست و امکان بروز آن وجود دارد. هنگامی که یک گسیختگی گسل رخ می‌دهد، تنش وارد شده بر روی آن قسمت از گسل کاهش می‌یابد اما می‌توان تنش بیشتری را در قسمت‌های مجاور گسل که با آن حرکت نکرده‌اند وارد کرد.

در دنباله زمین لرزه 2010/2011 در «کرایست چرچ» (Christchurch) مردم این منطقه شاهد زمین لرزه بسیار بزرگی که در سپتامبر 2010 رخ داد نیز بودند، و قبل از آن یک دنباله پس لرزه بسیار فعال در این منطقه پیش آمد و تا مدت‌ها پس از زلزله مردم این منطقه همچنان شاهد حرکت زلزله‌های بزرگ به تدریج در امتداد شبکه‌ای از گسل‌ها از غرب به شرق بودند.

هنگامی که زلزله گسل را از هم گسیخته می‌کند، بارها یا تنش‌های بیشتری به مناطق مجاور وارد می‌کند و این پس لرزه‌ها در پوسته زمین هستند که سعی می‌کنند آن تنش‌ها را کاهش داده و به حالت تعادل برسانند. این پس لرزه‌ها می‌توانند به سازه‌های ضعیف‌تر بیشتر آسیب برسانند و اغلب می‌توانند به اندازه زلزله اصلی خطرناک باشند.

بدترین تلفات زلزله در کجا اتفاق می‌افتد؟

در حالی که کشورهایی مانند شیلی و ژاپن مستعد زلزله‌های شدید هستند، تلفات جانی در این کشورها اغلب بسیار کمتر از کشورهای در حال توسعه است، در حالی که زلزله در این دو کشور بسیار شدیدتر رخ می‌دهد.

داده‌ها و بررسی‌ها نشان می‌دهد که کشورهای در حال توسعه از قوانین ساختمانی که از سازه‌ها در برابر زلزله محافظت می‌کند کمتر پیروی می‌کنند و این موضوع سبب می‌شود خانه‌ها و دیگر ساختمان‌ها در این مناطق آسیب پذیر شوند. همچنین مناطق آمریکای جنوبی و خاورمیانه نیز تمایل بیشتری برای ساخت خانه و ساختمان با آجرهای خشتی (معمولاً با گل) و مصالح دیگر دارند که در برابر زلزله مقاوم نیستند. در حقیقت این مصالح دارای ساختارهای کاملاً شکننده‌ای هستند و هر زمان که زمین لرزه را تجربه کنند، احتمال شکست و تخریب آن‌ها وجود دارد.

ضوابط ساخت و ساز در اروپا قوی‌تر از قوانین کشورهای در حال توسعه است، اما ساختمان‌های تاریخی که برای محافظت از آن‌ها در برابر لرزش زمین مقاوم سازی صورت نگرفته است، هنگام وقوع زلزله آسیب پذیر باقی می‌مانند.

جمع‌بندی

در این مطلب از مجله فرادرس در مورد زلزله صحبت کردیم. تقریباً تمام ویژگی‌های زلزله، دلیل رخداد زلزله، مقیاس‌های متفاوت برای اندازه‌گیری شدت زلزله و شدیدترین زلزله‌های رخ داده در تاریخ را مورد بررسی قرار دادیم. در نهایت فیلم‌های آموزشی فرادرس مربوط به زلزله را برای سطوح دبیرستان و دانشگاه را معرفی کردیم.