سقف وافل حاتم

فهرست مطالب

منشا زلزله

از میان نظریه های مختلفی که به عنوان عامل اصلی زلزله ارائه گردیده است نظریه حرکت زمین ساختی بیشترین مقبولیت را در میان لرزه شناسان یافته است. اساس این نظریه بر این است که پوسته زمین مرکب از صفحاتی است که میل به لغزش دارند. این صفحات که به طور لایه لایه روی هم قرار گرفته اند پس از لغزش، زلزله را تولید می کنند. صفحه سخت سنگ کرده بر روی لایه نرم تر مذاب کره قرار گرفته و همانند جسمی سخت می لغزد. صفحات سنگ کره توسط پشته های اقیانوسی و جزایر آتشفشانی و گسل های انتقالی و نواحی آلی احاطه شده اند.

مواد مذاب در شیار های اقیانوسی بسمت بالا آمده و خنک می شوند و صفحه سنگی را بوجود می آورند و بنابراین صفحه به طور افقی گسترش می یابد. صفحات زمین ساخت که در مجاور هم قرار داشته و توسط گسل های انتقالی از هم جدا شده اند روی هم لغزیده و در ناحیه آلی به داخل زمین فرو می روند. زلزله ها غالبا در ناحیه ای که صفحه سنگی در داخل زمین فرو می رود اتفاق می افتد و یا در نقاطی که صفحات روی هم می لغزند.

صفحات زمین ساختی و جهت حرکت آنان و نیز شیار های اقیانوسی نشان داده شده است. مقایسه این شکل با نقشه لرزه خیزی جهان نظریه حرکت صفحات زمین ساختی را تقویت می کند. یکی از خطوط فرورو از حاشیه خلیج فارس گذشته است و شبه جزیره عربستان به سمت ایران در حال گسترش بوده و به صفحه ایران فشار وارد می سازد.

گسل ها

لغزش بستر سنگی زمین ایجاد گسل می نماید. لغزش بر دو گونه است: عمودی و افقی.

لغزش عمودی آن است که گسل ها در جهت قائم روی هم بلغزند، اگر گسل رو بسمت زیر حرکت کند گسل عادی و اگر بسمت بالا حرکت کند گسل وارونه خوانده می شود. لغزش افقی آن است که گسل ها بطور افقی روی هم بلغزند که در این صورت گسل جانبی نامیده می شود.

در عمل گسل ها ترکیبی از انواع فوق می باشد. گسل هایی که پس از وقوع زلزله ایجاد می گردند، گسل زلزله خوانده می شوند. این گسل ها معمولا در اثر زلزله های سطحی بوجود آمده و زلزله های عمیق ایجاد گسل نمی نمایند. یکی از گسل های مشهور جهان گسل جانبی سان اندریاس در کالیفرنیا به طول 300 کیلومتر است که در سال 1906 زلزله سانفرانسیسکو با بزرگی 8/3 ریشتر و در 1940 زلزله ال سنترو را با بزرگی 7/1 بوجود آورد. در زلزله ال سنترو یک سل 60 کیلومتری با لغزش برابر 5 متر ایجاد شد. باید دانست که گسل ها عامل و منشا زلزله اند و نه نتیجه و حاصل آن. چگونگی تولید زلزله توسط یک گسل به قرار زیر است:

1- کرنشی که در گسل در طول سالیان انباشته شده است به حد خود میرسد. (شکل 3.1 الف)
2- لغزش در طول گسل اتفاق می افتد. (شکل 3.1 ب)
3- یک جفت نیروی کششی – فشاری بر گسل اعمال شده است. (شکل 3.1 ج)
4- این حالت همانند اعمال ناگهانی جفت نیروی (شکل 3.1 د) است.
5- این واکنش موجب رها شدن موج های کروی است.

لنگر جفت نیروی شکل (شکل 3.1 د) به لنگر زلزله موسوم است و مقدار آن از رابطه زیر بدست می آید:

Mo = GLdu

G- مدول برشی
L- طول گسل
d- عمق گسل
u- جابجایی گسل در حین زلزله
لنگر زلزله برای تعیین اندازه زلزله بکار می رود.

گسل های فعال

گسل هایی که طی چند هزار سال گذشته حرکت نموده و در آینده هم حرکت خواهند کرد فعال نامیده می شوند. این گسل ها بوسیله کاوش های زمین شناسان و نیز عکس های هوایی تعیین می شود. از آنجا که زلزله ها معمولا در نواحی ای که گسل فعال دارند اتفاق می افتد، بهنگام انجام پروژه های بزرگ نظیر سد و یا نیروگاه اتمی فاصله آن گسل های فعال و نیز مشخصات گسل برآورد و تخمین زلزله های احتمالی منظور می شود.

بنابراین کاوش های زمین شناسی در مرحله اول طراحی چنین پروژه هایی اهمیت می یابد. سرعت متوسط حرکت گسل های فعال متفاوت است. گسل های سان اندریاس در کالیفرنیا و ناکای در ژاپن بیشترین سرعت را دارند که عبارتند از 30 تا 100 میلیمتر در سال. اگر در یک زلزله سه متر لغزش رخ دهد می توان نتیجه گرفت که چنین زلزله ای در فواصل 30 تا 100 سال اتفاق می افتد. بعضی از گسل ها نظیر سن اندریاس همواره در حرکتند در حالیکه بعضی دیگر فقط بهنگام وقوع زلزله حرکت می کنند.

کانون و مرکز زلزله

از اواخر قرن نوزدهم ثبت امواج حاصل از زلزله در ژاپن و سایر نقاط جریان آغاز شده است. نحوه انتشار این امواج بگونه ایست که گویی از یک مرکز واحد ساطع شده اند، این مرکز را کانون زلزله نامند. تصویر این نقطه بر روی سطح کره زمین را مرکز زلزله و فاصله این نقطه را عمق زلزله می خوانند. زلزله ها را بر حسب عمقشان به دو نوع سطحی و عمیق تقسیم می کنند. عمق زلزله های سطحی کمتر از 70 کیلومتر است و زلزله های عمیق از عمق 300 تا 600 کیلومتری منتشر می شوند.

حوزه اثر زلزله های سطحی نسبتا کوچک است و در خارج از آن جز با وسایل لرزه نگاری نمی توان زلزله را حس نمود در حالیکه زلزله های عمیق در فواصل دور محسوس می باشند. تفاوت عمده این دو نوع زلزله از نظر مهندسی زلزله در این است که زلزله های مخرب همواره از نوع سطحی هستند و زلزله های عمیق اثر تخریبی ندارند.

امواج زلزله

امواج زلزله دو نوع موج از کانون زلزله منتشر می شود: حجمی و سطحی

امواج حجمی خود به امواج طولی (P) و عرضی (S) تقسیم می شوند. ارتعاش امواج طولی در امتداد انتشار موج و امواج عرضی عمود بر این امتداد صورت می گیرد. سرعت امواج طولی و عرضی با یکدیگر متفاوت است و لذا در نقطه ای دور از کانون ابتدا امواج طولی و سپس عرضی دریافت می شود و از روی فاصله زمان دریافت این دو موج و با داشتن سرعت انتشار هر کدام می توان فاصله کانون زلزله تا نقطه مورد نظر را محاسبه نمود. سرعت امواج طولی و عرضی از رابطه های زیر بدست می آید:

E- ضریب ارتجاعی

G- مدول برشی

P- جرم مخصوص

V- ضریب پواسون

با توجه به روابط فوق میتوان نتیجه گرفت که سرعت امواج طولی همواره بیش از امواج عرضی است. اگر ضریب پواسون برابر 0/25 فرض شود با استفاده از روابط فوق داریم.

در نزدیکی سطح زمین سرعت امواج طولی بین 5 تا 7 و امواج عرضی 3 تا 4 کیلومتر بر ثانیه است. امواج سطحی که بر سطح زمین منتشر می شوند و بیشتر در زلزله های سطحی قابل دریافت هستند بر دو گونه اند: امواج لاو و ریلی . موج لاو در محیط های لایه لایه اتفاق می افتد و ارتعاش در صفحه موازی سطح زمین و در جهت عمود بر امتداد انتشار موج صورت می گیرد. ارتعاش موج ریلی در صفحه عمود بر سطح زمین صورت گرفته و حرکت بیضی گونه دارد و سرعت آن اندکی کمتر از امواج عرضی است.

تعیین کانون زلزله

همانطور که قبلا بیان شد سرعت امواج طولی (F) بیش از امواج عرضی (S) است و لذا موج طولی قبل از عرضی توسط لرزه نگار ثبت می شود. از سوی دیگر دامنه ارتعاش امواج S بیشتر P است پس با داشتن لرزه نگاشت یک زلزله (شکل 8.1) می توان فاصله زمانی امواج طولی و عرضی را تعیین نمود.

در این رابطه Vp و Vs سرعت امواج طولی و عرضی اند. برای تعیین محل کانون زلزله با استفاده از رابطه فوق حداقل در چهار ایستگاه لرزه نگاری مختلف نیاز می باشد. بهمین دلیل اخیرا بجای یک ایستگاه لرزه نگاری، خط لرزه نگاری ایجاد می کنند تا بتواند مشخصات دقیق تر و بیشتری از زلزله را تعیین کنند، مانند خط لرزه نگاری تهران که تحت سرپرستی موسسه ژئوفیزیک دانشگاه تهران قرار دارد.

در یک محل، هر قدر تعداد مراکزی که یک زلزله معین ثبت کرده اند بیشتر شود، مشخصات آن با دقت بیشتری تخمین زده می شود. امروزه با تسهیلاتی که مخابرات پدید آورده است و با استفاده از امکانات کامپیوتری مراکز متعددی در سطح جهان هستند که اطلاعات دریافتی از ایستگاه های لرزه نگاری را بلافاصله پس از وقوع هر زلزله به کامپیوتر می دهند و با استفاده از نرم افزار هایی که بر اساس کمینه ساختن خطا ها نوشته شده اند مرکز زلزله را تعیین می کنند. مثلا در زلزله اخیر که در منجیل اتفاق افتاد (31 خرداد 1369) منابع خارجی مرکز زلزله را در نقطه ای در دریای مازندران ذکر کردند. باید توجه داشت که حرکت زمین در فواصل دور از مرکز زلزله بسیار کوچک است. لرزه نگار ها را برای فواصل مختلف تنظیم می کنند و برای فواصل دور ضریب تقویت بیشتری را قرار می دهند تا بتوانند حرکات بسیار ضعیف را دریافت دارند. بنابراین داده های حاصل از ایستگاه های نزدیک به مرکز زلزله از دقت بیشتری برخوردار است اما عوامل دیگری نظیر نحوه نگهداری از دستگاه لرزه نگار و نیز دقت در تهیه لرزه نگاشت ها و مهارت در تفسیر آن باعث می گردد که درستی اطلاعات عنوان شده تا حدود زیادی به عوامل انسانی بستگی یابد.

شدت زلزله

شدت	توصیف زلزله
I	زلزله به قدری خفیف است که کسی آن را حس نمی کند. ولی در عین حال ممکن است موجب نوسان درخت ها و سطح آب و پریدن ناگهانی پرندگان شود. تشخیص این زلزله بسیار مشکل است.
II	ممکن است بوسیله اشخاصی که در حال استراحت هستند حس شود بویژه در طبقات بالای ساختمان. پردندگان و حیوانات ممکن است مضطرب شوند و لامپ های آویزان به نوسان درآیند.
III	در داخل منازل ممکن است حس شود. اتومبیل های ساکن تکان می خورند. ارتعاشاتی نظیر عبور کامیون از نزدیک منازل پدید می آورد. اما زلزله بقدری خفیف است که کسانی که آن را حس کرده اند ممکن است آن را زلزله نپنداشته و به عموامل دیگری نسبت دهند.
IV	ارتعاشاتی نظیر عبور کامیون سنگین از نزدیک منازل حس می شود. ظروف، پنجره ها و در ها می لرزند. اتومبیل ها ساکن بطور محسوسی تکان می خورند، دیوار های چوبی احیانا شکاف مختصری بر میدارند. لامپ های آویزان شروع به نوسان می کنند.
V	درها باز و بسته می شوند. حرکت آونگ ساعت های دیوار نامنظم شده و گاهی می ایستند و دوباره بکار می افتند. در خارج از منازل هم احساس می شود. حتی جهت و امتداد زلزله را ممکن است بتوان حدس زد. مردم از خواب بیدار می شوند. بعضی از گچکاری ها ممکن است ترک بردارند.
VI	همه احساس می کنند. راه رفتن مشکل می شود.پنجره ها و ظروف می شکنند. عده از ترس از ساختمان ها بیرون می روند. مبل ها و صندلی ها جابجا می شود. بعضی از ساختمان های سست ترک مختصری بر میدارند. مایعات شدیدا به نوسان در می آیند. زنگ ها و ناقوس های کوچک به صدا در می آیند. دودکش ها فرو میریزند. کتاب ها و تصاویری که بر دیوار آویزانند واژگون می شوند.
VII	ایستادن مشکل می شود. رانندگان آن را حس می کنند. گچ دیوار ها میریزد. مبل و صندلی ها می شکنند. ساختمان های سست خسارت می بینند. سطح آب استخر موج می زند. آب ها گل آلود می شود. دودکش ها فرو می ریزند. قرنیز ها و گچ بری های برجسته تزئینی فرو می ریزند.خندق های آبیاری بتنی صدمه قابل ملاحظه می یابند.
VIII	ساختمان های آجری و خشتی آسیب دیده و بعضا بکلی خراب می شوند. دودکش کارخانه ها فرو می افتد. شاخه درختان کنده می شود. دمای آب چشمه ها کمی تغییر می کند. زمین های مرطوب و شیبدار می لغزند و شکاف بر می دارند.
IX	هراس عمومی غالب می شود. ساختمان های آجری سست منهدم می شوند و ساختمان های آجری معمولی شدیدا آسیب می بینند. ساختمان های محکم نیز خسارت می بینند. به لوله کشی آب صدماتی می رسد و گاهی اوقات شکسته می شود. شکاف های بزرگ و نمایانی در زمین بوجود می آیند.
X	اغلب ساختمان های آجری و ساختمان های فاب بندی شده منهدم می شوند. خطوط آهن خمیده می شوند. سد ها و خکریز صدمه می بینند. ساختمان های چوبی و نیز پل ها صدمه زیاد می بینند. لغزش زمین های شیبدار چشمگیر است. آب ها از داخل رودخانه ها و دریاچه ها به بیرون می ریزند.
XI	لوله کشی های زیر زمینی مانند لوله کشی آب بکلی می شکند و از کار می افتد. خطوط آهن در نقاط زیادی خم شده و انحنا بر می دارند. آب همراه با ماسه و گل از زمین خارج می شود. سد ها و خاکریز ها در فواصل دور از مرکز زلزله صدمه می بینند.
XII	وسعت خرابی بیحد است. اشیا به هوا پرتاب می شوند. تقریبا تمام ابنیه یا شدیدا صدمه دیده و یا منهدم می شوند. سنگ های بزرگ جابجا می شوند. مسیر رودخانه ها عوض می شود.

خطوط هم لرز

بلافاصله پس از وقوع یک زلزله، لرزه شناسان به محل اعزام شده و ضمن مصاحبه با اهالی محل با پر کردن جداولی که از پیش آماده کرده اند به ارزیابی شدت زلزله در نقاط مختلف می پردازند. آنگاه با وصل کردن نقاط هم شدت خطوط هم لرز بدست می آیند که همانند شکل 9.1 خواهد بود.

شدت زلزله که با استفاده از مقیاس مرکالی و یا هر مقیاس دیگری تهیه شده باشد بیش از آنکه زلزله را بطور کمی توصیف کند تصویر کیفی بدست می دهد که در تفسیر آن می باید نکاتی چند را در نظر گرفت:

الف) شدت بدست آمده برای هر نقطه بستگی زیادی به قضاوت های شخصی دارد. نه تنها تلقی یک پژوهشگر از کلماتی نظیر صدمه، خرابی، ویرانی، انهدام، پرت شدن و امثالهم با دیگران ممکن است متفاوت باشد که تلقی مصاحبه شنوندگان و اهالی محل نیز هم، بویژه پس از هر زلزله ساکنین مناطق زلزله زده که احیانا سابقه ای هم از زلزله های قبل نداشته اند بسیار هراسان شده و در بازگو کردن حوادث مبالغه فراوان می کنند، چیزی که نگارنده در بازدیدی که پس از زلزله های اردیبهشت و خرداد 1369 در سمیرم داشت بوضوح در توضیحات اهالی روستا های نزدیک به مرکز زلزله مشاهده کرد، زیرا در موارد متعدد وقتی عنوان می شد خانه ای به شدت خراب شده است منظورشان این بود که چند ترک در دیوار ها قابل مشاهده است.

ب) درجه مرکالی به رفتار ابنیه بستگی پیدا می کند و البته مصالح و فرم های ساختمانی در رفتار لرزه ای موثرند، پس در یک منطقه با ابنیه مرغوبتر آسیب کمتری می بینیم تا منطقه دیگری با ابنیه سست و نامرغوب که تحت همان زلزله قرار گرفته باشد و در حالیکه شدت واقعی زلزله برای هر دو منطقه یکسان باشد برای دومی شدت بیشتری ثبت می شود.

ج) تعیین خطوط هم لرز برای شدت های بالا نیازمند وجود ابنیه مهندسی است و در مواردیکه جز ساختمان های روستایی چیزی وجود ندارد بزحمت می توان خطوط بالاتر VII را بدست آورد.

د) شدت زلزله ارتباط مستقیمی با شتاب های حاصل از زلزله ندارد.

علیرغم این کاستی ها، شدت زلزله بدلیل فواید متعددی توانسته است اعتبارش را در میان لرزه شناسان و مهندسی حفظ کند:

الف) تعیین شدت زلزله بسیار ساده است و نیازمند وسایل پیچیده نیست.

ب) شدت مستقیما توصیفی از عملکرد ساختمان ها را در خود نهان دارد و بنابراین کار فهم گزارشات مهندسی را آسان می سازد.

ج) خطوط هملرز وسعت ناحیه زلزله زده را بدست می دهد. از آنجا که ساخت ناحیه زلزله زده تابعی از شدت انرژی آزاد شده توسط زلزله است، همانگونه که بعدا بیان خواهد شد رابطه ای میان شدت و انرژی زلزله وجود دارد و با توجه به ارتباط میان انرژی و پارامتر های دیگری چون شتاب و بزرگی روابطی بین شدت و این پارامتر ها ایجاد می شود.

همچنین با توجه به خطوط هم لرز، مرکز زلزله بدست می آید که گاهی به آنچه از دستگاه های زلزله در منجیل که (X) بوده است، این شهر به عنوان مرکز زلزله تعیین شده است.

امرسز با استفاده از متون کهن، فارسی، عربی و ترکی و توصیفاتی که در این متون زلزله های تاریخی شده است شدت این زلزله ها را تعیین کرده و خطوط هم لرز را رسم نموده است و به کمک روابطی مفروض میان شدت و بزرگی، بزرگی این زلزله های تاریخی را محاسبه نموده است.

بزرگی زلزله

اندازه یک زلزله بستگی زیادی به انرژی آزاد شده دارد. از سوی دیگر دامنه ارتعاش حاصل از زلزله در فاصله معینی از مرکز زلزله ارتباط مستقیمی با نرژی آزاد شده دارد. لذا ریشتر اول بار در 1935 بزرگی M را چنین تعریف کرد:

M = log A

در این رابطه M بزرگی (درجه ریشتر) و A دامنه بیشینه لرزه نگاستی است که از یک دستگاه لرزه نگار وود اندرسن در فاصله صد کیلومتری مرکز زلزله بدست آمده باشد ( A برحسب میکرون است). چون امکان اینکه همیشه در فاصله صد کیلومتری مرکز زلزله ایستگاهی داشته باشیم کم است از رابطه زیر استفاده می شود.

M = log A – log A0

A دامنه بیشینه لرزه نگاشت در یک ایستگاه دلخواه برای زلزله مورد نظر و A0 نظیر A اما برای زلزله معینی است که به عنوان استاندارد برگزیده شده است. اشگال درجه ریشتر این است که اولا برای کالیفرنیا تنظیم شده است و استهلاک امواج زلزله در مناطق دیگر می تواند متفاوت باشد و ثانیا با دستگاه وود اندرسون با پریود 0/8 ثانیه بدست می آید، که فقط زلزله های محلی با پریود های کوچک را ثبت می کند و به همین جهت آن را درجه محلی ML 3 نامند در حالیکه برای ثبت زلزله های دوردست از لرزه نگار های با پریود های بالا (مثلا 20 ثانیه) نیاز هست که بزرگی را از روی امواج سطحی بدست آورده و Ms می نامیم.

A دامنه جابجایی بیشینه زمین در محل لرزه نگار و t پریود مربوط به این جابجایی و مثلث زاویه بین مرکز زلزله و ایستگاه لرزه نگاری نسبت به مرکز کره زمین است.
زلزله های با بزرگی کمتر از 5 برای ابنیه خطری را دربر ندارد و حتی ساختمان های نسبتا سست روستایی هم بزحمت آسیب می بینند. زلزله های با بزرگی بین 5 تا 6 برای ساختمان های شهری چندان خطری ندارند اما می توانند روستا ها را خراب کنند. مثلا زلزله 1302 در کج درخت با بزرگی 5/8 که به کشته شدن 780 نفر انجامید و یا زلزله 1356 کرمان با بزرگی 5/7 که باعث مرگ 660 نفر شد. این تلفات عمدتا ناشی از انهدام ساختمان های رویتایی بوده است. زلزله های با بزرگی 6 تا 7 می تواند به ساختمان های شهری آسیب برساند. مثلا زلزله سال 1347 فردوس با بزرگی 6/4 این شهر را با خاک یکسان کرد. زلزله های با بزرگی بیش از 7 را باید زلزله های مخرب خواند. زلزله های ال سنترو مریکا 1940، گازلی شوروی 1976 و طبس ایران 1357 از این گروهند. در این زلزله ها ساختمان های شهری منهدم شده و حتی ابنیه مهندسی سازه نیز از خسارت دور نمی باشد، بیشترین بزرگی ثبت شده برای زلزله های بسیار مخرب که موجب تلفات شده است، از 8/6 تجاوز نمی کند، اگر چه زلزله های بزرگتری در میانه اقیانوس ها اتفاق افتاده و ثبت شده است که به علت دور بودن مرکز زلزله از نقاط مسکونی باعث تلفات آنچنان زیادی نشده اند.

انرژی آزاد شده

بخشی از انرژی آزاد شده به صورت امواج زلزله انتشار می یابد و بخشی دیگر صرف جابجایی گسل ها و خرد شدن سنگ ها می شود، گوتنبرگ و ریشتر سال 1956 رابطه زیر را برای انرژی آزاد شده ارائه نموده اند.

log E = 4.8 + 1.5 M

در این رابطه E انرژی آزاد شده و M بزرگی زلزله مورد نظر می باشند.

می بینیم که رابطه E و M لگاریتمی است و با افزایش یک واحد به بزرگی، انرژی 32 برابر می شود، و به ازای 2 واحد افزایش بزرگی انرژی 1000 برابر می گردد. پس مشخص می شود که تفاوت بین دو زلزله با بزرگی های 6 و 7 زیاد است. با استفاده از روابط بین E و M می توان انرژی آزاد شده توسط انفجارات اتمی را برآورد کرد.

رابطه شدت و بزرگی

از آنجا که پارامتر های انرژی، شدت و بزرگی در واقع بیانگر پدیده آزاد شدن انرژی در گسل اند، لذا روابط مختلفی برای مرتط ساختن این سه ارائه شده است، مثلا رابطه استوا که در سال 1964 ارائه گردید.

I = 8.16 + 1.45 M – 2.46 Lnr

I شدت بر حسب مقیاس M M (مرکالی اصلاح شده)، M بزرگی و r فاصله از مرکز زلزله بر حسب کیلومتر است.

وقوع متناوب زلزله

منشا زلزله هر چه باشد یک واقعیت مسلم وجود دارد و آن این است که عوامل زلزله زا فعالیتی مستمر دارند. صفحات زمین ساخت دائما تنیده می شوند و همانگونه که قبلا بیان شد با رسیدن انرژی کرنشی صفحه به حد خود گسل ها گسیخته شده و این انرژی آزاد می شود. اگر کل انرژی آزاد شده توسط یک منبع لرزه زا در طول زمان رسم کنیم نمودار زیر بدست می آید:

می توان نتیجه گرفت که اگر اتفاقا در برهه ای از زمان مثل AB زلزله ای رخ ندهد، آنگاه انرژی بیشتری ناگهان آزاد خواهد شد که به معنای وقوع زلزله مهیب تری است. پس می توان نتیجه گرفت منابع لرزه را که در طول تاریخ سابقه فعالیت داشته اند باز هم خواهند لرزید و بهمین دلیل است که کار جمع آوری آمار فعالیت های لرزه ای در سطح جهان از نهایت اهمیت برخوردار بوده و تحقیقات تاریخی آقای امبرسز می تواند برای تعیین لرزه خیزی فعلی کشورمان مفید باشد.

اگر تعداد زلزله های با بزرگی بیش از M را که در یک منطقه معین در هر سال اتفاق می افتند با تناوب زلزله N نشان دهیم گوتنبرگ و ریشتر 1956 رابطه زیر را پیشنهاد کردند.

log N = A – bM

این رابطه به منطقه خاصی بستگی نداشته بلگه رابطه ای عمومی است و پارامتر های A و b به کمک مطالعات آمادری تعیین شده و بعدا چنانچه اشاره خواهیم کرد در تخمین میزان ریسک لرزه ای در یک ناحیه معین بکار خواهند رفت. نمونه چنین نمودار هایی را در شکل زیر می بینیم که برای زلزله های ژاپن و جهان بدست آمده است.

کایلا با استفاده از آمار زلزله های مناطق مختلف جهان، ضرایب A و B را برای این مناطق در جدول زیر ارائه نموده است. ملاحظه می شود که تغییرات B نسبت به A کم است و در محدوده 1 قرار دارد. بهمین دلیل یک ثابت جهانی شناخته می شود.

منطقه	محدوده				A	B
ژاپن	26N	40E	132N	150N	6.86	1.22
گینه نو	13S	1N	132E	148E	7.83	1.35
زلاندنو	48S	37S	164E	180E		1.04
شرق کانادا	47N	65N	142E	115W	5.05	1.09
شرق آمریکا	25N	47N	135W	105W	5.94	1.14
غرب آمریکا	25N	47N	105W	51W	5.79	1.38
آمریکای مرکزی	10N	25N	120W	85W	7.36	1.45
کلمبیا – پرو	18S	6N	85W	60W	5.60	1.11
شمال شیلی	37N	18S	78W	60W	4.78	0.88
جنوب شیلی	63S	37S	78W	60W	4.46	0.92
مدیترانه	30N	50N	20W	48E	5.45	1.10
ایران – ترکیه	15N	42N	48E	65W	6.02	1.18
جاوه	13S	5S	90E	118E	5.37	0.94
شرق آمریکا	40S	30N	20E	48E	3.80	0.87

منبع: سقف وافل

0 پاسخ

دیدگاه خود را ثبت کنید

تمایل دارید در گفتگوها شرکت کنید؟
در گفتگو ها شرکت کنید.