زمین لرزه چگونه بوجود می آید؟
زمین‌لرزه یا زلزله لرزش و جنبش زمین است که به علّت آزاد شدن انرژی ناشی از گسیختگی سریع در گسلهای پوستهٔ زمین در مدّتی کوتاه روی می‌دهد. محلّی که منشأ زمین‌لرزه است و انرژی از آنجا خارج می‌شود را کانون ژرفی، و نقطهٔ بالای کانون در سطح زمین را مرکز سطحی زمین‌لرزه گویند. پیش از وقوع زمین‌لرزهٔ اصلی معمولاً زلزله‌های نسبتاً خفیف‌تری در منطقه روی می‌دهد که به پیش‌لرزه معروفند. به لرزشهای بعدی زمین‌لرزه نیز پس‌لرزه گویند که با شدّت کمتر و با فاصلهٔ زمانی گوناگون میان چند دقیقه تا چند ماه رخ می‌دهند. زمین‌لرزه به سه صورت عمودی، افقی و موجی بوقوع می‌رسد که نوع آخر از شایعترین آنهاست.
زمین لرزه نتیجهٔ رهایی ناگهانی انرژی از داخل پوسته زمین است که امواج ارتعاشی را ایجاد می‌کند. زمین لرزه‌ها توسط دستگاه زلزله سنج یا لرزه نگار ثبت می‌شوند. مقدار بزرگی یک زلزله (ریشتر) طبق قرارداد گزارش می‌شود که بیان کننده انرژی آزاد شده می باشد، زلزله‌های کوچکتر از شدت ۳ اغلب غیر محسوس و بزرگتر از ۷ خسارت‌های جدی را به بار می‌آورند. شدت لرزه با روش اصلاح شدهٔ مرکالی اندازه‌گیری می‌شود که مبین آثار زلزله بر روی زمین است و مقیاس آن ۱ تا ۱۴ می باشد.
در نزدیکی سطح زمین، زلزله به صورت ارتعاش یا گاهی جابجایی زمین نمایان می‌شود. زمانی که مرکز زمین‌لرزه در داخل دریا باشد،در صورت تغییر شکل زیاد و سریع بستر دریا باعث ایجاد سونامی می‌شود که معمولاً در زلزله های بسیار شدید اتفاق می افتد. ارتعاشات زمین همین‌طورریزش کوه و گاهی فعالیت‌های آتشفشانی را موجب می‌شود.
در حالت کلی کلمه زمین لرزه هر نوع ارتعاشی را در بر می‌گیرد – چه ارتعاش طبیعی چه مصنوعی توسط انسان – که موجب ایجاد امواج ارتعاشی می‌شود. زمین لرزه‌ها اغلب نتیجه حرکت گسل‌ها هستند، و همین‌طور فعالیت‌های آتشفشانی، ریزش کوه‌ها، انفجار معدن‌ها، و آزمایش‌های هسته‌ای. نقطهٔ آغازین شکاف لرزه را کانون می‌نامند. مرکز زمین‌لرزه نقطه‌ای است در راستای عمودی کانون و در سطح زمین.
زلزله‌های طبیعی
زلزله‌های تکتونیکی در هر جای زمین که در آن انرژی کرنشی کشسانی به میزان کافی برای گسترش شکستگی در امتداد صفحهٔ گسل ذخیره شده باشد، رخ خواهند داد. در مرزهای صفحه‌های پوسته زمین که بزرگترین صفحه‌های گسل روی زمین را ایجاد می‌کنند، صفحات کنار یکدیگر حرکت یکنواخت و (aseismically) خواهند داشت اگر هیچ بی‌نظمی یا ناهمواری در امتداد مرزهای آنها که باعث افزایش مقاومت اصطکاکی می‌شود، وجود نداشته باشد. بیشتر مرزها دارای این ناهمواری‌ها هستند و این منجر به رفتار چوب – لغزشی (stick-slip behavior) می‌شود. هنگامی که مرزهای صفحه قفل شده باشد، ادامهٔ حرکت نسبی بین صفحات منجر به افزایش تنش و در نتیجه افزایش انرژی انباشته شده در توده های نزدیک سطح گسل می‌شود. این افزایش ادامه می‌یابد تا زمانی که تنش افزایش یافته به اندازه‌ای کافی برسد و از طریق شکستن ناهمواری‌ها، ناگهان از بخش قفل شدهٔ گسل اجازه لغزش بیابد و انرژی ذخیره شده را آزاد کند. این انرژی به صورت امواج لرزه‌ای آزاد شده و تابیده شدن گرمای اصطکاکی سطح گسل، و شکستن سنگ آزاد می شود که در نتیجه باعث ایجاد زلزله می‌شود. این روند تدریجی ساخت تنش و کرنش که موجب شکست ناگهانی و تولید زلزله است به عنوان نگره ی بازگشت کشسان (elastic rebound theory) خوانده می‌شود. تخمین زده می‌شود که تنها ۱۰ درصد یا کمتر، از کل انرژی زلزله به صورت انرژی لرزه‌ای آزاد می‌شود. بیشترین بخش انرژی زلزله صرف شکستگی سنگها یا تبدیل به حرارت تولید شده توسط اصطکاک می‌شود. بنابراین، زمین لرزه انرژی کرنشی نهفته ی کشسانی زمین نزدیک گسل را کاهش می‌دهد و درجه حرارت آن را افزایش می‌دهد، اگرچه این تغییرات نسبت به جریان همرفت و رسانایی گرمای خارج شده از اعماق زمین ناچیزاست.
انواع گسل زلزله
سه نوع عمده از گسل وجود دارد که ممکن است موجب زلزله بشوند: نرمال، معکوس (محوری) و ضربه‌ای-لغزشی. گسلهای نرمال و معکوس نمونه‌هایی از شیب – لغزش هستند، که در آن جابه جایی در امتداد گسل در جهت شیب و حرکت بر روی آنها شامل مؤلّفهٔ عمودی می‌شود. گسل نرمال عمدتاً در حوزه‌هایی رخ می‌دهد که پوسته مانند مرز واگرا در حال تمدید شدن است. گسل معکوس در مناطقی که پوسته مانند مرز همگرا در حال کوتاه شدن است رخ می‌دهد. گسلهای ضربه‌ای – لغزشی ساختمان‌های شیب داری دارند که دو طرف گسل به صورت افقی در کنار یکدیگر می‌لغزند؛ مرزهای تبدیلی نوع خاصی از گسل ضربه‌ای – لغزشی هستند. زلزله‌های بسیاری ناشی از جنبش در گسل‌هایی هستند که شامل هر دو نوع شیب – لغزش و ضربه‌ای- لغزشی است، این لغزش به عنوان مورب شناخته شده‌است.
اندازه‌گیری شدت و محل زلزله
زلزله را می‌توان توسط لرزه نگار(seismometers) تا فواصل بسیار بزرگ ثبت کرد، چرا که امواج لرزه‌ای حتی از داخل زمین هم عبور می‌کنند. قدر مطلق اندازهٔ زلزله مطابق قرارداد توسط اعداد در مقیاس قدر گشتاور (که قبلاً در مقیاس ریشتر، از قدر ۷ باعث آسیب جدی و بزرگ بیشتر مناطق گزارش شده)، در حالی که احساس قدر با استفاده از مقیاس مرکالی گزارش می‌شود. هر لرزش انواع امواج لرزه‌ای را تولید می‌کند که با سرعت‌های مختلف ازداخل سنگ عبور می‌کنند: امواج طولی P (امواج ضربه‌ای یا فشاری) امواج عرضی S (هر دو امواج بدن) و امواج سطحی مختلف (امواج ریلی). سرعت انتشار امواج لرزه‌ای حاصل از محدوده تقریبی ۳ کیلومتر بر ثانیه تا ۱۳ کیلومتر بر ثانیه، بسته به تراکم و کشش از مقدار میانه تغییر می‌کند. در داخل کره زمین امواج ضربه‌ای یا P بسیار سریعتر از امواج S حرکت می‌کنند. (تقریباً ۱٫۷: ۱). تفاوت در زمان سفرامواج از کانون به رصدخانه برای اندازه‌گیری فاصله‌است و می‌تواند منابع لرزه و ساختار درون زمین را نشان دهد. همچنین عمق کانون (hypocenter) را می‌توان به طور تقریبی محاسبه کرد. قانون کلی: به طور متوسط، فاصله (کیلومتر) به زلزله برابر است با زمان (ثانیه) بین امواج P و S. انحراف خفیف به دلیل ناهمگن بودن لایه‌های زیرسطحی زمین است.
بزرگی زمین‌لرزه
بزرگی زمین‌لرزه را به صورت زیر تعریف می‌کنند:
بزرگی زلزله، M برابر لگاریتم در پایه ده دامنه حداکثر (برحسب میکرون) حرکت، A، است که توسط لرزه‌سنج استاندارد ووداندرسون در فاصله صد کیلومتری از مرکز زلزله ثبت شده باشد.
- M = Log(۱۰) A
همچنین، جهت تعیین انرژی آزاد شده توسط هر زلزله رابطه‌ای توسط ریشتر – گوتنبرگ در سال ۱۹۵۶ ارائه گردید که میزان انرژی آزاد شده در کانون زلزله بر حسب ارگ (erg) و بزرگی آن “M” مشخص می‌نماید.
- Log E =۱۱٫۴ + ۱٫۵ M
با یک محاسبه ساده می‌توان نشان داد که با افزایش یک درجه‌ای اندازه بزرگی زلزله، مقدار انرژی آزاد شده تقریباً ۳۲ برابر می‌گردد.
انواع زلزله
زلزله‌ها از دید جهت آزاد شدن انرژی به دو گونهٔ افقی و عمودی تقسیم بندی می‌شوند. خرابی‌های عمده و وسیع معمولاً بر اثر زلزله‌هایی از نوع افقی صورت می‌پذیرند. چرا که اغلب ابنیا در برابر بارهای عمودی مقاومت کافی دارند.
براساس میزان خرابی به وجود آمده زلزله‌ها به ده درجه بر مبنای مرکالی تقسیم می‌گردند.