EN-EZEL 13039 اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ در این بخش به آموزش مفاهیم پایه ای زمین لرزه و دلیل پیدایش آن پرداخته میشود و مطالب متنوعی از قبیل پیشبینی زلزله و شناسایی گسها مورد بحث قرار میگیرد. بیشتر مباحثی که اینجا ارائه میشود در وبسایت جمعیت کاهش خطرات زلزله ایران ( برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام ) نیز ارائه گردیده است. برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام فرض کنید در یک مکان خالی از دست سازهای بشر قرار داشته باشید و دچار شدیدترین زلزله ممکن شوید، آیا سقفی بر بالای سر شما قرار دارد که بر سر شما فرو ریزد؟ آیا دیواری است که زندگی افراد خانواده شما را تهدید کند؟ آیا کمد و یا تکه های شیشه وجود دارد که باعث آسیب رسیدن به شما شود؟ پس قبول کنیم که زلزله نیز همانگونه که سیب از درخت به پایین سقوط میکند، یکی از سادهترین پدیده های طبیعی در جهت تکامل زمینی است که بر روی آن زندگی میکنیم ولی با دست سازهای نامطمئن خود باعث شده ایم تا هر شب با هراسی کشنده تر از خود زلزله سر بر بالش بگذاریم. " برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام " بعنوان یک سازمان غیر دولتی آمده است تا با فعالیتهای سازنده خود و همکاری مردم سراسر ایران، زندگی ایمنی را برای تک تک افراد چه در شهرها و چه در روستاها فراهم نماید. در نوشتن مطالب این قسمت از مراجع زیر استفاده شده است: مراجع فارسی: 1- زلزله شناسی برای مهندسین، مهدی زارع، در دست چاپ 2- لرزه خیزی ایران، دکتر محسن پور کرمانی و مهندس مهران آرین، انتشارات دانشگاه شهید بهشتی، سال 1377 مراجع لاتین: 1- The Seismic Design handbook, Farzad Naeim, 2000 2- The Living Earth: Quakes, Eruptions, and other geological cataclysms, Jon Erickson, 2001, Checkmark books, New York. 3- GEOED III, Educational CD-Rom 4- Dynamic Earth وبسایتها 2. برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام لینک به دیدگاه
EN-EZEL 13039 مالک اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ نویسنده : مهدی وجودی Info@Vojoudi.com تشکیل اولیه کره زمین انفجار منحصر به فرد یک آتشفشان، وحشت حاصل از یک زلزله، منظره بی بدیل یک دره کوهستانی، و خسارت ناشی از یک زمین لغزش موارد متناقضی هستند که ما همواره شاهد آن بر روی کره زمین هستیم. کره زمین یک جزء بسیار کوچک از کاینات پهناور است، ولی خانه ماست. کره زمین منابع مورد نیاز برای جامعه پیشرفته و عناصر زندگی ما را تامین میکند. بنابراین آگاهی از این سیاره برای ادامه زندگی ما حیاتی است. پدید آمدن زلزلههای اخیر که حاصل جابجائی در پوسته زمین است، و انفجار مواد مذاب از یک آتشفشان فعال، تنها نمایشگر قسمتهای پایانی از یک پروسه طولانی است که ساختار کنونی کره زمین را بوجود آورده است. پدیدههای زمین شناسی که در داخل زمین اتفاق میافتند تنها در سایه توجه به تاریخچه کره زمین و نحوه تغییرات آن در طول سالیان کهن قابل شناخت است. به همین منظور ابتدا خلاصه ای از پیدایش اولیه کره زمین ارائه میگردد. کره زمین یکی از 9 سیارهای است که به همراه چندین قمر و تعداد زیادی اجسام کوچکتر به گرد خورشید میگردند. طبیعت منظم و مرتبی که بر منظومه شمسی حاکم است، محققان را به این استنتاج هدایت میکند که زمین و سایر کرات هم زمان با خورشید و از عناصر اولیه یکسانی تشکیل شده باشند. بر اساس فرضیه سحابی[1]، اجسام منظوم شمسی از یک توده بزرگ ابر دوار به نام ابر خورشیدی[2] تکوین یافته است که این توده سحابی غالبا از هیدروژن و هلیم و درصد پایینی از عناصر سنگینتر ترکیب یافته بود. حدود 5 میلیارد سال پیش، این توده بزرگ ابر از گاز و ذرات ریز بر اساس جاذبه شروع به کشیده شدن به سمت همدیگر کردند. با منقبض شده این ابر مارپیچی بر سرعت چرخش آن افزوده میشد. با گذشت زمان این توده پراکنده تبدیل به یک دیسک صاف با تمرکز مواد در مرکز آن گردید. همراه با انباشته شدن مواد برای تشکیل کره زمین، اصابت ذرات سحابی با سرعت بالا و زوال عناصر رادیواکتیو باعث افزایش تدریجی دمای کره زمین گردید. این افزایش دما به اندازهای بود که گرمای لازم برای ذوب آهن و نیکل را تامین نمود. پدیده ذوب، حبابهای مایعی از فلزات سنگین ایجاد نمود که به سمت مرکز سیاره زمین فررفتند. علاوه بر این، در دوره ذوب، تودههای شناوری از سنگ مذاب به سطح کره زمین انتقال یافتند که با استحکام یافتن در سطح کره زمین، پوسته اولیه آن را تشکیل دهند. این مواد سنگی غنی از اکسیژن و عناصر oxygen seeking بخصوص سیلیکون و آلومینیوم و مقدار کمتری کلسیم، سدیم، پتاسیم، آهن و منگزیم بودند. این دوره اولیه تفکیک شیمیایی، سه لایه اساسی داخلی زمین یعنی هسته غنی از آهن، پوسته ابتدائی باریک و بزرگترین لایه زمین به نام گوشته را که بین هسته و پوسته قرار دارد را بوجود آورد. [1] Nebular hypothesis [2] Solar nebula لینک به دیدگاه
EN-EZEL 13039 مالک اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ نویسنده : مهدی وجودی Info@Vojoudi.com ساختار درونی زمین: پدید آمدن زلزله های اخیر که حاصل جابجائی در پوسته زمین است، و انفجار مواد مذاب از یک آتشفشان فعال، تنها نمایشگر قسمتهای پایانی از یک پروسه طولانی است که ساختار کنونی کره زمین را بوجود آورده است. پدیدههای زمین شناسی که در داخل زمین اتفاق میافتند تنها در سایه توجه به تاریخچه کره زمین و نحوه تغییرات آن در طول سالیان کهن قابل شناخت است. در ابتدای پیدایش کره زمین، بدلیل بالا بودن دمای آن، تمام مواد تشکیل دهنده آن بصورت مذاب بودند که بدلیل تفاوت در وزن و چگالی این مواد، سه لایه اصلی در سطح زمین پدید آمده است. این تقسیم بندی بر اساس تفاوت خصوصیات شیمیایی مواد تشکیل دهنده آن قابل تشخیص است: 1. پوسته[1]: پوسته کره زمین لایه نسبتا کم عمقی است که این لایه سنگی سطحی، به دو نوع کلی تحت عنوان پوسته قارهای و پوسته اقیانوسی طبقهبندی میشود. پوسته اقیانوسی حدود 7 کیلومتر ضخامت داشته و از سنگهای آذرینی تحت عنوان "بازالت" تشکیل شده است. در مقابل پوسته قاره ای دارای ضخامت متوسط 35-40 کیلومتر است ولی در برخی مناطق کوهستانی ممکن است از 70 کیلومتر نیز تجاوز نماید. برخلاف پوسته اقیانوسی، که از مواد شیمیائی یکنواختی تشکیل شده است، پوسته قارهای شامل انواع مختلفی از سنگها میباشد. قسمت فوقانی پوسته قارهای از سنگهای گرانیتی تشکیل شده، در حالی که قسمت تحتانی آن شبیه بازالت است. 2. گوشته[2]: بیش از 82 درصد از حجم زمین در گوشته قرار دارد که یک ورقه جامد و سنگی را تا عمق 2900 کیلومتری تشکیل میدهد. مرز بین پوسته و گوشته، تفاوت فاحشی را در مشخصات شیمیایی نشان میدهد. 3. هسته[3]: تصور میشود که ترکیب اصلی هسته از آلیاژ آهن-نیکل با مقادیر کمی از اکسیژن، سیلیکون و سولفور باشد. بدلیل فشار زیاد در هسته مواد تشکیل دهنده آن دارای چگالی بالایی حدود 14 برابر چگالی آب در سطح زمین هستند. برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام شکل 1: تقسیم بندی داخل کره زمین از نظر شیمیائی مشخصه داخل کره زمین افزایش تدریجی دما، فشار و چگالی مواد تشکیل دهنده با افزایش عمق است. برآورد میشود که دما در عمق 100 کیلومتری بین 1200 تا 1400 درجه سانتیگراد باشد، درحالی که دما در مرکز کره زمین ممکن است از 6700 درجه سانتیگراد نیز تجاوز نماید. افزایش تدریجی در دما و فشار با عمق، مشخصات فیزیکی و در نتیجه رفتار مکانیکی مواد تشکیل دهنده زمین را تحت تاثیر قرار میدهد. وقتی مادهای تحت گرما قرار میگیرد، اتصالات شیمیائی آن ضعیف شده و مقاومت مکانیکی آن کاهش مییابد و درصورتی که دما از نقطه ذوب ماده مورد نظر فراتر رود اتصالات شیمیائی شکسته شده و پدیده ذوب اتفاق میافتد. اگر دما تنها معیار تعیین کننده ذوب مواد بود در این صورت باید کره زمین تبدیل به یک توپ مذاب با یک پوسته نازک جامد میشد. درحالی که فشار نیز با عمق افزایش مییابد و تمایل دارد که مقاومت سنگها را افزایش دهد. بر اساس مشخصات فیزیکی و مقاومت مکانیکی میتوان زمین را به 5 لایه مختلف تقسیم بندی نمود: لیتوسفر[4] ، استنوسفر [5]، مزوسفر[6] یا گوشته پایینی، هسته بیرونی و هسته درونی. لیتوسفر(سنگ کره) بر اساس مشخصات فیزیکی، لایه بیرونی کره زمین شامل پوسته و لایه خارجی گوشته است که تشکیل دهنده یک لایه نسبتا سرد و صلب میباشند درحالی که این لایهها از مواد متفاوت شیمیایی تشکیل شده است، ولی بدلیل سرد بودن و مقاوم بودن رفتار واحدی را از خود نشان میدهد (شکل 2). لیتوسفر در قسمت قارهای بطور متوسط 100 کیلومتر ضخامت دارد ولی ممکن است به بیش از 250 کیلومتر در زیر قسمتهای قدیمی قارهها برسد. در زیر اقیانوسها ضخامت لیتوسفر از چند کیلومتر در قسمت رشته کوههای اقیانوسی[7] تا حدود 100 کیلومتر در قسمتهای قدیمیتر و سردتر پوسته اقیانوسی میرسد. استنوسفر: در زیر لیتوسفر و در قسمت فوقانی گوشته، تا عمق 660 کیلومتر، یک لایه نرم و نسبتا ضعیف قرار دارد که به عنوان استنوسفر شناخته میشود. قسمت بالای استنوسفر دارای چنان دما و فشاری است که منجر به ذوب بسیار اندکی از این لایه میشود. در برابر این ناحیه ضعیف، لیتوسفر جدا از لایه زیرین خود است و نتیجه این جدا بودن حرکت مستقل لیتوسفر نسبت به استنوسفر است. مزوسفر یا گوشته پائینی: زیر ناحیه ضعیف استنوسفر، افزایش فشار اثر دمای بالا را خنثی کرده و سنگها تا حدودی با افزایش عمق مقاومتر میشوند. در عمق 660 کیلومتر تا 2900 کیلومتر یک لایه صلبتر به نام مزوسفر ( کره میانی ) یا گوشته پائینی یافت میشود. برخلاف مقاومت آنها، سنگهای مزوسفر همچنان گرم بوده و توانائی جریان یافتن را دارا میباشند. هسته داخلی و خارجی: هسته که تشکیل یافته از آلیاژ آهن – نیکل میباشد، به دو لایه تقسیم میشود که مقاومت مکانیکی کاملا متفاوتی را نشان میدهند. هسته خارجی یک لایه مایع به ضخامت 2270 کیلومتر میباشد. ثابت شده است که جریان آهن مذاب در این لایه باعث ایجاد میدان مغناطیسی در کره زمین است. هسته داخلی یک کره به شعاع 3486 کیومتر است. برخلاف دمای بالاتر هسته داخلی، مواد تشکیل دهنده آن مقاومتر هستند. برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام شکل 2: لایههای سطحی زمین بر اساس مشخصات فیزیکی [1] Crust [2] Mantel [3] Core [4] Lithosphere [5] Asthenosphere [6] Mesosphere [7] Oceanic ridges لینک به دیدگاه
EN-EZEL 13039 مالک اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ نویسنده : مهدی وجودی Info@Vojoudi.com زمین متغیر: زمین یک کره متحرک است! اگر ما بتوانیم صد میلیون سال به عقب برگردیم، چهره زمین را با آنچه که امروز میبینیم کاملا متفاوت خواهیم یافت. هیچ اثری از کوههای آلپ یا خلیج مکزیک نخواهد بود، در عوض قارههایی در ابعاد، اشکال و موقعیتهای متفاوتی خواهیم یافت. بر خلاف زمین در چند میلیارد سال گذشته هیچ تغیر اساسی در سطح کره ماه بوجود نیامده است (فقط چند گودال اضافه شده است). تئوری صفحه زمینساخت[1] در طول چند دهه اخر درباره کره متغیرمان مطالب بسیار زیادی آموختهایم. در این مدت تحولی عظیم در فهم ما از زمین بوجود آمده است. این تحول ابتدای قرن بیستم با ارائه پیشنهاد مربوط به جابجائی قارهای[2] - تئوری که بیان میکند قارهها بر روی کره زمین حرکت میکنند – آغاز گردید. این مطلب با فرض ثابت بودن قارهها و کف اقیانوسها که تا آن زمان مورد قبول بود در تضاد اساسی قرار داشت و به همین دلیل نیز 50 سال طول کشید تا داده کافی برای اثبات این نظریه جمع آوری شود. بر اساس تئوری صفحه زمینساخت، پوسته خارجی صلب زمین (لیتوسفر) به تکههای متعددی شکسته شده است که هرکدام از آنها صفحه[3] نام دارند که در حال حرکت بوده و بصورت بیوقفه تغییر شکل و اندازه میدهند. همانگونه که در شکل 1 و شکل 2 مشاهده میشود، هفت صفحه اصلی در لیتوسفر شناخته شده است. این صفحات عبارتند از: آمریکای شمالی، آمریکای جنوبی، اقیانوسیه، آفریقا، اوروآسیا، استرالیا و قطب جنوب. صفحات با ابعاد متوسط مانند کارائیب، نازکا، فیلیپین، عربی، کوکوس و صفحه اسکاتیا هستند و علاوه بر آنها صفحات متعددی با ابعاد کوچکتر شناخته شده است. توجه نمایید که یک صفحه بزرگ ممکن است شامل یک قاره کامل و سطح بزرگی از کف دریا باشد ( مانند صفحه آمریکای جنوبی). در حالی که هیچ صفحهای دقیقا بر اساس مرز یک قاره شناخته نشده است. صفحات سنگ کره با سرعت بسیار پایین ولی بطور مداوم نسبت به هم درحال حرکت هستند که بطور متوسط 5 سانتیمتر در سال است. این حرکت به بدلیل توزیع نامساوی حرارت در داخل کره زمین است. مواد داغ که در عمق گوشته قرار دارند، به آرامی به سوی بالا حرکت میکنند و به عنوان یکی از سیستمهای همرفت درونی سیاره عمل مینمایند. همزمان، قطعت سردتر و چگالتر سنگکره در داخل گوشته فرو میروند. درنهایت حرکت عظیم و کند صفحات سنگ کره منجر به ایجاد زمین لرزهها، آتشفشانها و تغییر شکل تودههای بزرگ سنگی به صورت کوهها میگردد. پدیده همرفت در داخل کره زمین همانند جریان همرفتی است که وقتی کتری پر از آب بر روی آتش قرار داده میشود در آن اتفاق میافتد. آب قسمت تحتانی آب قبل از قسمتهای دیگر گرم شده و در اثر انبساط چگالی آن کاهش مییابد و این باعث جریان یافتن آب به سمت بالا شده و همزمان آب نسبتا سردتر از سطح آب به سمت کف کتری حرکت کرده و آب سرد و گرم جایگزین یکدیگر میگردد. شکل 1: صفحات اصلی سازنده سطح کره زمین شکل 2: صفحات اصلی سازنده سطح کره زمین مرز[4] صفحات: صفحات تشکیل دهنده سنگ کره بصورت یک توده بهم چسبیده، نسبت به یکدیگر در حال حرکت هستند. با وجود اینکه قسمتهای داخلی صفحات ممکن است متحمل مقداری تغییر شکل گردند، ولی تمام اندرکنشهای اصلی بین صفحات جداگانه، در طول مرز بین آنها اتفاق میافتد. در حقیقت تلاشهای اولیه برای مشخص کردن مرز بین صفحات بر اساس محل وقوع زمین لرزهها بود. صفحات در مرزها سه رفتار کلی نسبت به هم دارند: 1. مزرهای دورشونده[5] جائی که صفحات در نتیجه بالا آمدن مواد از گوشته از هم دور میشوند و بستر جدیدی در اقیانوسها ساخته میشود. جداشدگی صفحات، غالبا در رشتهکوههای میان اقیانوسی رخ میدهد. شکافهای ایجاد شده در اثر دور شدن صفحات، بلافاصله با سنگهای مذاب که از استنوسفر بالا میآید، پرمیشوند. این مواد گرم، به آرامی سرد شده و بستر جدید اقیانوسی را تشکیل میدهند. این پدیده میلیونها سال بطور مداوم تکرار میشود و بدین ترتیب هزاران کیلومتر مکعب بستر جدید ایجاد میگردد. این مکانیزم کف اقیانوس آتلانتیک را در 160 میلیون سال گذشته پدید آورده است که به این پدیده "گسترش بستر دریا" اطلاق میشود. سرعت بستر سازی در قسمتهای مختلف متفاوت است. این سرعت از 5/2 سانتیمتر در سال در آتلانتیک شمالی تا 20 سانتیمتر در سال در قسمت شرقی اقیانوس آرام متغیر است. با اینکه بیشترین نرخ بستر سازی در مقیاس تاریخ بشر بسیار کند است، ولی کمترین نرخ تولید سنگکره به اندازه کافی سریع است که در طول 200 میلیون سال گذشته بستر تمام اقیانوسهای زمین را ایجاد کرده باشد. در حقیقت بستر تمام اقیانوسها که تعیین عمر شدهاند از 180 میلیون سال تجاوز نمیکند. شکل 3: مرزهای واگرا در محل رشتهکوههای اقیانوسی شکل 4: تولید بستر اقیانوسی در مرزهای واگرا شکل 5: نحوه بالا آمدن سنگهای مذاب در مرزهای واگرا و تشکیل بستر جدید 2. مرزهای همگرا[6] در این نواحی، صفحات به سوی هم حرکت میکنند و در نتیجه پدیده فرونشست پوسته اقیانوسی در گوشته اتفاق میافتد. همگرائی ممکن است در مرز تصادم دو پوسته قارهای نیز اتفاق بیفتد و باعث ایجاد سامانههای کوهستانی گردد. درحالی که پوسته جدید در رشتهکوههای اقیانوسی اضافه میشوند، سیاره زمین بزرگتر نمیشود و مساحت سطحی آن همواره مقدار ثابتی باقی میماند. برای جادادن به پوسته تازه ایجاد شده، پوسته قدیمی اقیانوسی در طول مرزهای همگرا دوباره به گوشته بازمیگردد. وقتی دو صفحه به هم میرسند، یکی از صفحات به زیر صفحه دیگر خم شده و به زیر آن میلغزد. حاشیههایی از صفحات که پوسته اقیانوسی در حال اضمهلال است به نام "مناطق فرورانش" شناخته میشوند. در این مناطق صفحه فرورفته درحال حرکت به سمت پایین، وارد محیط با دما و فشار بالا میشود. مقداری از مواد فرو رفته و نیز مقدار بیشتری از استنوسفر که در بالای صفحه فرورفته قرار میگیرد، ذوب شده و به سوی بالا حرکت میکند. بندرت این سنگ مذاب ممکن است که به سطح زمین برسد و انفجارات آتشفشانی را ایجاد نماید. بهرحال بیشتر این مواد مذاب به سطح زمین نمیرسد و در همان عمق جامد شده و به ضخیمتر شدن پوسته میانجامند (شکل 6). شکل 6: مرزهای همگرا و ناحیه فرورانش 3. مرزهای گسل امتدادلغز[7] مرزهایی که در آنها صفحات بصورت سایشی از کنار هم عبور میکنند و هیچگونه اضمهلالی در مرزها ایجاد نشده و پوسته جدیدی تولید و پوسته قدیمی نابود نمیشود. این گسلها در جهت حرکت صفحات ایجاد شده برای اولین بار در امتداد رشتهکوههای اقیانوسی یافت شند. باوجود اینکه بیشتر گسلهای امتدادلغز در طول رشته کوههای اقیانوسی قرار گرفته است، تعدادی نیز در داخل قارهها وجود دارند. دو مثال از این گسلها، گسل سنآندریاس در کالیفرنیا و گسل آلپین در زلاندنو میباشد. در طول گسل سن آندریاس، صفحه "آرام" درحال حرکت به سمت شمال غربی نسبت به صفحه مجاور (صفحه آمریکای شمالی) است. حرکت درطول این مرز ناشناخته نمانده است، چرا که این حرکت باعث ایجاد کرنش در سنگهای دو سمت گسل میگردد و گاها سنگها انرژی ذخیره شده را بصورت زلزلههای بزرگی رها میکنند، مانند زلزله سال 1906 که سان فرانسیسکو را ویران کرد. شکل 7: مرزهای امتداد لغز و امتداد گسل ایجاد شده [1] Plate Tectonics [2] Continental drift [3] Plate [4] Boundaries [5] Divergent [6] Convergent [7] Transform Fault لینک به دیدگاه
EN-EZEL 13039 مالک اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ نویسنده : مهدی وجودی Info@Vojoudi.com تغییر شکل پوسته ای مقدمه: همانگونه که در قسمت قبل بیان شد، کره زمین یک سیاره پویا است که مواردی از قبیل هوازدگی، رانش زمین، و فرسایش توسط آب، باد و یخ بصورت مداوم چهره آن را تغییر میدهد. علاوه بر این نیروهای تکتونیکی (زمینساخت صفحهای) باعث تغییر در سنگهای پوسته زمین میشوند. با هر گامی که بر روی سطح زمین مینهیم باعث ایجاد تغییر شکل در سطح خاک میشویم و پس از عبور ما، خاک به حالت اولیه خود بازمیگردد، اما این تغییر شکلها آنچنان اندک است که معمولا متوجه آن نمیشویم. این تغییر شکلها در اثر نیروی محدودی است که بدلیل وزن ما به سطح زمین وارد میشود. اگر این نیرو زیاد باشد میتواند اثرات کاملا مشهودی ایجاد نماید. در این بخش به عوامل ایجاد تغییر شکلها و نیز مکانیزم های تغییر شکل در اجسام و نیز پوسته زمین میپردازیم . نیرو: نیرو آن چیزی است که اجسام ثابت را به حرکت درمیآورد و یا نحوه حرکت اجسام متحرک را تغییر میدهد. از تجربیات روزانه میدانیم که اگر دری بسته (ساکن برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام ) باشد، باید به آن نیرو وارد کنیم تا باز شود (حرکت برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام ). تنش: تنش مقدار نیرویی است که به واحد سطح وارد میشود. مقدار تنش به تنهایی تابعی از مقدار نیروی وارده نیست و به سطحی که نیرو به آن وارد میشود نیز وابسته میباشد. برای مثال اگر پای برهنه در حال راه رفتن بر روی سطح سختی باشید نیرو (وزن بدن شما) در سطح کف پای شما پخش میشود، لذا نیرویی که به هر نقطه از کف پای شما وارد میشود کم است. اما اگر بر روی یک سنگ نوک تیز پا بگذارید، تمرکز تنش بر روی نقطه ای از کف پای شما بسیار زیاد خواهد شد. درواقع میتوانید تنش را از میزان تمرکز نیرو بر روی سطح متصور شوید. انواع تنش: بر اساس جهتهای مختلف نیروهای وارده، تنشهای مختلفی ایجاد میشود. بصورت خلاصه این تنشها عبارتند از: تنش فشاری: در صورتی که نیروهای وارده باعث فشرده شدن جسم شوند تنش فشاری بوجود میآید. تنشهای فشاری تمایل دارند که صفحات سطح کره زمین را کوچکتر و ضخیمتر نمایند و این فرآیند با چین خوردگی و گسلش اتفاق میافتد. جهت اعمال نیروهای فشاری که منجر به فشرده شدن و ضخیمتر شدن صفحات پوسته میشود. تنش کششی: در صورتی که تنش وارده تمایل به کشیدن توده سنگی ( و یا هر جسمی که به آن اعمال میشود ) داشته باشد تحت عنوان تنش کششی شناخته میشود که باعث طویلتر شدن آنها میگردد. تنش برشی: وقتی یک دسته کارت را بر روی زمین قرار دهید و با دست خود آنها را به جلو برانید نمونه ای از تنش برشی را بر آن وارد نموده اید. در صورتی که تنش برشی بر توده سنگها وارد گردد باعث لغزش صفحات در کنار یکدیگر میشود. حال که با انواع عوامل ایجاد تغییر شکل آشنا شدیم، باید بدانیم که اجسام هم در مقابل عوامل تغییر شکل رفتارهای مختلفی از خود نشان میدهند. در قسمت بعد با انواع تغییر شکلهای مواد ( و همچنین سنگها ) در برابر نیرو و تنش آشنا میشویم. تغییر شکلهای ارتجاعی و غیر ارتجاعی: تعریف تغییر شکلهای ارتجاعی و غیر ارتجاعی باعث خواهد شد تا بتوانیم درک کاملی از مکانیزم ایجاد تغییر شکلها در پوسته زمین و نحوه ایجاد آنها داشته باشیم. هر مادهای بر روی کره زمین، دارای خصوصیات فیزیکی منحصر بفردی است. ولی غالبا اساس این خصوصیات یکسان میباشد. یکی از این خصوصیات فیزیکی که در این قسمت به آن میپردازیم، نحوه عکس العمل مواد در برابر نیروی وارده بر آنها میباشد. برای مثال یک میله فلزی باریک ( یا خط کش فلزی ) را در نظر بگیرید. اگر بخواهیم این میله را خم کنیم، در جریان خم کردن این میله با دو مرحله مختلف روبرو میشویم که عبارتند از: مرحله تغییر شکل ارتجاعی (الاستیک برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام ): اگر میله فلزی را اندکی خم کنیم، پس از آنکه آن را رها میکنیم، شاخه به حالت طبیعی خود بازمیگردد. در این مرحله گفته میشود که چوب در حالت ارتجاعی خود قرار دارد. در این حالت هر جسم دقیقا همانند یک فنر عمل نموده و نیروی وارده را در خود ذخیره کرده و پس از برطرف شدن نیرو آن را آزاد نموده و به حالت اولیه خود باز میگردد. مرحله تغییر شکل غیر ارتجاعی (پلاستیک برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام ): اگر نیرویی که به میله وارد میکنیم، از میزان معینی بیشتر باشد و در نتیجه میله از میزان معینی بیشتر تغییر شکل دهد، پس از رها کردن، دیگر به حالت اولیه خود باز نمیگردد و مقداری از تغییر شکل بصورت دائمی در آن باقی خواهد ماند. که در اصطلاح علمی گفته میشود چوب از مرحله الاستیک خارج شده و وارد مرحله پلاستیک شده است. مواد شکل پذیر و شکننده هر ماده ای میتواند مقدار خاصی نیرو را تحمل نموده و همچنان ارتجاعی بماند. اگر نیرو از مقدار مشخص فراتر رود، دیگر جسم ارتجاعی نخواهد ماند و وارد مرحله غیر ارتجاعی میشود. مواد در مرحله ای که به حد ارتجاعی خود میرسند، به دو گونه این تغییر شکل دائمی را متحمل میشوند. یا همانند میله فلزی فوق جاری میشوند که به آن "جاری شدن برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام " میگویند یا همانند یک شاخه خشک چوب بصورت ناگهانی میشکنند که به اینگونه مواد "شکننده برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام " میگویند.. نمودار رفتار مواد شکننده (بالا) و شکل پذیر (پایین) در برابر تنش بسیاری از ما این پدیدهها را مشاهده کرده ایم و شاید برایمان امری بدیهی و طبیعی باشد، ولی جالب خواهد بود اگر بدانیم این پدیده تقریبا در مورد تمام مواد فیزیکی موجود در این جهان هستی نیز صادق است. شاید تصور آن که حتی یک صخره سنگی بزرگ و یا منزلی که در آن زندگی میکنیم نیز دارای چنین رفتاری هستند و یا با هر قدم گذاشتن بر روی زمین، خاک زیر پایمان تغییر شکل میدهد کمی دور از ذهن باشد. دلیل آن هم این است که بدلیل تفاوت عملکرد و جنس و ابعاد مواد مختلف، هر کدام از آنها تغییر شکلهای متفاوتی را متحمل میشوند که غالبا برای ما غیر قابل احساس است. در واقع ما در دنیایی از فنر با مشخصات مختلف زندگی میکنیم. درخت بزرگتری را تصور کنید، معمولا کسی نمیتواند با نیروی طبیعی خود تغییر شکل محسوسی را در کل درخت ایجاد نماید. ولی همه ما دیده ایم که با وزش باد، درختان چگونه به رقص درمی آیند. پس به این نتیجه میرسیم که با نیروی بیشتری میتوان حتی اجسامی که در نظر اول صلب و غیر قابل تغییر شکل بنظر میرسند را خم کنیم. این پدیده در صفحات سنگ کره که در فصل قبل در باره آن بحث نمودیم نیز صادق است. و نیرویی که میتواند چنین توده های بزرگی از سنگ و خاک را جابجا نماید از جریان ماگما در داخل کره زمین حاصل میشود. مشخصات فیزیکی سنگ کره: حال تمام مواردی که تا بحال مطالعه نمودیم را در زمین مورد بررسی قرار میدهیم. پوسته کره زمین همانند تمام مواد دارای رفتار ارتجاعی و غیر ارتجاعی در برابر نیرو میباشد و برخی موارد بصورت شکل پذیر و گاهی بصورت شکننده به این تغییر شکل پاسخ میدهند. با جریان ماگما بدلیل همرفت در داخل کره زمین، نیرویی بر پوسته ها وارد میشود و پوسته ها تمایل دارند که بر اثر این نیروی وارده جابجا شوند. از طرف دیگر بدلیل اصطکاکی که بین و داخل صفحات سنگ کره زمین وجود دارد این نیرو بصورت تغییر شکلهای ارتجاعی در صفحات ذخیره میشود. و در نهایت وقتی این مقدار تغییر شکل ارتجاعی از حد تحمل (مقاومت برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام ) سنگ کره فراتر میرود، بصورت تغییر شکل ماندگار در آن در میآید. مقاومت سنگها و نحوه تغییر شکل آنها در برابر نیرو علاوه بر جنس آنها به دما، فشا و به زمان نیز بستگی دارد. مقاومت کم سنگ نمک در برابر تنش وارده بر آن مقاومت گرانیت در مقابل تنش وارده که نشان میدهد خیلی بیشتر از سنگ نمک طعام است. با توجه به مواردی که در مورد مواد شکل پذیر و شکننده گفته شد، در مقابل تنشهای مختلفی که به سنگ کره وارد میشود، سنگ کره بصورتهای زیر درمیآید: عکس العمل سنگ کره به تنش فشاری در حالت شکننده (بالا) و در حالت شکلپذیر (پایین). این همان اتفاقی است که در مرزهای همگرا اتفاق میافتد. عکس العمل سنگ کره به تنش کشش در حالت شکننده (بالا) و در حالت شکلپذیر (پایین). این همان اتفاقی است که در مرزهای واگرا دیده میشود. عکس العمل سنگ کره به تنش برشی در حالت شکننده (بالا) و در حالت شکلپذیر (پایین). در مرزهای امتداد لغز شاهد چنین تغییر شکلهایی هستیم. بازگشت کشسان فرض کنید کتابی را بر روی سطح زمین قرار داده اید و با کشی که به آن بستهاید، میخواهید که آن را جابجا نمایید. مراحلی که اتفاق میافتد عبارتند از: 1- کش کشیده میشود بدون اینکه در کتاب جابجائی ایجاد شود. ( یعنی حالتی که تغییر ارتجاعی در پوسته زمین رخ میدهد ) 2- وقتی نیرویی که از طرف کش به کتاب وارد میشود از میزان اصطکاک بین کتاب و سطح زمین بیشتر شود، کتاب با یک حرکت جهشی به سمت کش حرکت میکند و در واقع انرژی ذخیره شده در کش بصورت حرکت جهشی کتاب آزاد میگردد. ( همان لحظه ای که سنگها به حد ارتجاعی خود رسیده اند و با تغییر مکان بیشتر، بصورت غیر ارتجاعی می شکنند) 3- دوباره کتاب میایستد و کش شروع به کشیده شدن و ذخیره انرژی مینماید. و پروسه دوباره تکرار میشود. این دقیقا همان اتفاقی است که بهنگام وقوع زلزله در پوسته زمین اتفاق میافتد. در اثر نیروهای وارده بر پوسته زمین، صفحات سنگ کره دچار تغییر شکل میشود. این تغییر شکل در حد ارتجاعی است و آرام آرام اتفاق میافتد و انرژی را در خود ذخیره میکند. و آنقدر سنگها انرژی در خود ذخیره میکنند که در نهایت فراتر از اصطکاک بین سنگها میشود. در این لحظه است که صفحات شکسته شده و نسبت به هم جابجا میشوند. ما به همین سادگی توانستیم تئوری اساس ایجاد زلزله ها را که سالهای متمادی دانشمندان را به خود مشغول کرده بود را درک کنیم. پدیده "بازگشت الاستیک برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام " دقیقا آن چیزی که آزمایش ساده کتاب به ما نشان داد. حال متوجه میشویم که دلیل بازگشت زلزله ها و آنچه که به عنوان دوره بازگشت مطرح میشود، مربوط به خصوصیت ارتجاعی بودن مواد تشکیل دهنده پوسته زمین است. مکانیزم درونی زمین لرزه تا زمانی که آقای رِید از دانشگاه جان هاپکینگز پس از زلزله سال 1906 سانفرانسیسکو مطالعاتی را انجام داد، ناشناخته بود. این زمینلرزه با جابجائیهای افقی چند متری همراه بود که در طول 1300 کیلومتر اتفاق افتاده بود. بررسیهای میدانی نشان داد که طی این زلزله صفحه آرام بطول 7/4 متر از کنار صفحه مجاور خود ( صفحه آمریکای شمالی) به سمت شمال جابجا گردیده است. برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام Stationary برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام Motion برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام Elastic برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام Plastic برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام Ductile Deformation برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام Brittle برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام Strength برای مشاهده این محتوا لطفاً ثبت نام کنید یا وارد شوید. ورود یا ثبت نام Elastic Rebound لینک به دیدگاه
EN-EZEL 13039 مالک اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ نویسنده : مهدی وجودی Info@Vojoudi.com گسل چیست؟ مقدمه: پروسه تغیر شکل، ریختها و ترکیبهای مختلفی از سنگها را در مقیاسهای متفاوت ایجاد میکند. در یک سمت کوههای عظیم کره زمین قرار دارند و در سوی دیگر تنشهای موضعی باعث ایجاد ترکهای بسیار ریز در سنگ کف میگردد. از تمام این پدیده ها تحت عنوان "ساختارهای سنگی" یاد میشود. زمانی که یک مطالعه در منطقه انجام میپذیرد، زمین شناس ساختار غالب را تشخیص و توصیف مینماید. یک ساختار معمولا آنقدر عظیم است که فقط قسمت بسیار کوچکی از آن توسط یک بیننده، قابل مشاهده است. اغلب موارد، بیشتر سنگ کف توسط نباتات و یا رسوبات اخیر پنهان شده است. در نتیجه تهیه ساختار زمین شناسی باید بر اساس رخ نمودهای بسیار محدود که شامل مکانهایی است که کف سنگی در سطح زمین نمایان میباشد، انجام پذیرد. برخلاف تمام این مشکلات، برخی تکنیکهای ترسیم زمین شناسان را قادر به شناخت ساختارهای کنونی میسازد. در سالهای اخیر، این مسیر با کمک عکس برداری هوایی، تصویربرداری ماهوارهای و توسعه سیستم مکانیابی جهانی (GPS) هموارتر گردیده است. علاوه بر این تهیه پروفیل زمین با روش انعکاس لرزهای و نیز حفر گمانه ها، در مورد ترکیب و ساختار سنگهای در عمق دادههای زیادی را فراهم مینماید. در مکانهایی که سنگهای رسوبی موجود میباشند، تهیه ساختار سنگها سادهتر میگردد چرا که لایههای رسوبی معمولا بصورت افقی تشکیل میشوند. در صورتی که لایهها بصورت افقی باقی مانده باشد، نشان میدهد منطقه احتمالا تحت تنش و تغییر شکل نیست. ولی اگر لایه ها خمیده، مایل، یا شکسته شده باشند، نشان دهنده تغییر شکل پس از رسوبگذاری است. گسلها گسلها شکستگیهایی در پوسته زمین هستند که در طول آنها تغییر شکلهای قابل توجهی ایجاد شده است. گاهی اوقات گسلهای کوچک در ترانشه های جاده، جائی که لایه های رسوبی چند متر جابجا شده اند، قابل تشخیص هستند. گسلهایی در این مقیاس و اندازه معمولا بصورت تک گسیختگی جدا اتفاق میافتد. در مقابل گسلهای بزرگ، شامل چندین صفحه گسل درگیر میباشند. این منطقه های گسله، میتوانند چندین کیلومتر پهنا داشته باشند و معمولا از روی عکسهای هوایی راحتتر قابل تشخیص هستند تا سطح زمین. در واقع حضور گسل در یک منطقه نشان میدهد که در یک زمان گذشته، در طول آن جابجایی رخ داده است. این جابجاییها میتوانسته یا بصورت جابجائی آرام باشد که هیچ گونه لرزشی در زمین ایجاد نمیکند و یا اینکه بصورت ناگهانی اتفاق بیفتد که جابجایی های ناگهانی در طول گسلها عامل ایجاد اغلب زلزله ها میباشد. بیشتر گسلها غیر فعال هستند، و باقیماندهای از تغییر شکلهای گذشته میباشند. در امتداد گسلهای فعال، حین جابجائی فرسایشی دو قطعه پوستهای در کنار هم، سنگها شکسته و فشرده میشوند. در سطح صفحات گسلی، سنگها بشدت صیقلی و شیاردار میشوند. این سطوح صیقلی و شیاردار به زمین شناسان در شناخت جهت آخرین جابجایی ایجادشده در طول گسل کمک میکند. که زمین شناسان بر اساس جهت حرکت گسلها، آنها را به انواع مختلفی تقسیم بندی میکنند که در قسمت انواع گسلها به این تقسیم بندی میپردازیم. مشخصات گسلها برای تعریف گسلها، از مشخصات هندسی آنها، یعنی موقعیت قرارگیری آنها در یک فضای سه بعدی، استفاده میشود که عمدهترین این مشخصات هندسی راستا و شیب میباشند. شناخت این پارامترها در سطح، زمین شناسان را قادر میسازد تا ساختار سنگها و گسلها را در زیر زمین و قسمتهای دور از دیدشان، پیشبینی نمایند. راستا[1]: جهت و راستای خط تلاقی صفحه گسل با افق تحت عنوان راستا شناخته میشود. راستا معمولا بصورت زاویهای با شمال مشخص میگردد. برای مثال عبارت N20E نشان میدهد که راستای گسل 20 درجه به سمت شرق نسبت به جهت شمال متمایل است. شیب[2]: عبارتست از شیب سطح یک توده سنگی یا صفحه گسل، نسبت به صفحه افق. شیب شامل زاویه انحراف و نیز جهت آن میباشد. جهت متصور شدن شیب یک گسل، بخاطر سپاری این نکته است که آب همیشه در صفحه موازی با شیب گسل به سمت پایین جاری خواهد شد. شکل: نمایش خط راستا و شیب و نیز جهت شیب شکل: نمایش خط راستا و شیب و نیز جهت شیب برای نمایش گسلها بر روی نقشههای زمین شناسی، بدین ترتیب عمل میشود که با یک خط راستای گسل را نشان میدهند و با یک خط کوتاهتر و عمود بر خط قبلی، جهت شیب را مشخص کرده و درجه شیب را در کنار آن مینویسند. انواع گسلها تقسیم بندی گسلها فقط بر اساس هندسه و جهت جابجائی نسبی ایجاد شده در آنها صورت میپذیرد. گسلهای راستا لغز و گسلهای شیب لغز دو تقسیم بندی کلی گسلها میباشند که در زیر تعاریف مربوط به آنها آورده میشود. گسلهای امتداد لغز گسلهایی که امتداد اصلی لغزش در امتداد راستای گسل باشد، گسل امتداد لغز نامیده میشوند. بر اساس جهت حرکت در امتداد راستای گسل، گسلهای چپ گرد و یا راست گرد را میتوان تشخیص داد. نحوه تشخیص بدین ترتیب است که اگر در یک سمت از گسل بایستیم و حرکت سمت دیگر را نظاره نماییم، اگر حرکت آن از سمت چپ به راست باشد، گسل راست گرد و در حالت برعکس چپ گرد خواهد بود. بعنوان مثال شکل زیر یک گسل امتداد لغز راست گرد را نشان میدهد. گسلهای شیب لغز: گسلهایی که امتداد اصلی لغزش موازی جهت شیب گسل باشد، گسلهای شیب لغز نامیده میشوند. گسلهای شیب لغز نرمال[3] و معکوس[4] بر اساس جهت حرکت دو قطعه نسبت به هم تعریف میشوند. در صورتی که نیروی وارده فشاری بوده و دو قطعه را به هم نزدیک کند، گسل شیب لغز معکوس و در صورت دو شدن دو قطعه از هم گسل شیب لغز نرمال نامیده میشود. بر اساس حرکتهای قائم دو قطعه نسبت به هم، فرا دیواره و فرو دیواره قابل تشخیص است. در زبان انگلیسی به فرا دیواره Hanging wall ( دیواره آوریز ) و به فرو دیواره Footwall اطلاق میشود. دلیل این نامگذاری برمیگردد به معدنکارانی که در معادن زیر زمینی کار میکردند. چون غالبا معادن در محل تقاطع دو قطعه قرار دارند، فرا دیواره سقف معادن را تشکیل میدهد که محل آویزان کردن چراغها در داخل معادن بود (Hanging wall) و فرو دیواره کف معدن یا محلی که پا بر روی آن قرار میگیرد است که به آن Footwall اطلاق می شود. در زبان فارسی از دو اصطلاح فرا دیواره و فرو دیواره برای نامگذاری استفاده میشود. شکل: فرا دیواره و فرو دیواره در گسل معکوس در عمل لغزش گسل، ترکیبی از شیب لغز و راستا لغز میباشد که گسل مایل نامیده میشود. در شکل زیر تمام حالتهای ممکن به نمایش گذاشته شده است. [1] Strike [2] Dip [3] Normal Fault [4] Reverse Fault لینک به دیدگاه
EN-EZEL 13039 مالک اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ نویسنده : مهدی وجودی Info@Vojoudi.com پدیده زلزله پنجم دی ماه سال 1382 برای ایرانیان یاد آور خاطرات تلخ زمین لرزه بم خواهد بود، زلزله ای که طی آن هزاران تن از ساکنان شهرستان بم و اطراف آن را به کام مرگ کشید و بیش از 70 درصد شهر را با خاک یکسان نمود. این در حالی بود که هنوز زخمهای حاصل از زلزلههای گذشته مانند زلزله طبس، منجیل، آوج، اردبیل و ... التیام نیافته بود. باغهای شهرستان طبس هنوز طراوت گذشته خود را بازنیافته و گنبدهای تاریخی آن دیگر چشم هیچ نظاره گری را نوازش نمیکند از سوی دیگر بر اساس مطالعات انجام شده توسط متخصصان زلزله کشور، بسیاری دیگر از شهر های بزرگ ایران از جمله تهران، تبریز، بندرعباس، شیراز و ... در معرض خطر بالای زلزله قرار دارند و هر لحظه ممکن است فاجعه ای دیگر در نقطه ای دیگر از کشورمان بوقوع بپیوندد. زلزله عبارتست از لرزش زمین در اثر آزاد سازی سریع انرژی که اغلب موارد در اثر لغزش در امتداد یک گسل در پوسته زمین اتفاق میافتد. انرژی آزاد شده از محل آزاد شدن آن، که کانون نامیده میشود، بصورت امواج در همه جهتها منتشر میشود. این موجها شباهت بسیار زیادی به امواج ایجاد شده در اثر فروافتادن یک سنگ در آب آرام یک حوضچه دارد. به همان ترتیب که ضربه سنگ باعث به جنبش درآوردن امواج آب میشود، یک زلزله امواج لرزهای را ایجاد میکند که در زمین منتشر میشوند. با وجود اینکه انرژی آزاد شده با فاصله گرفتن از کانون زلزله به سرعت پراکنده شده و میرا میشود، ولی ابزارهای بسیار حساسی که در سراسر جهان بمنظور ثبت ارتعاشات پوسته زمین نصب شده اند، آن را حس کرده و ثبت میکنند. یک انفجار آتشفشانی و یا انفجار حاصل از یک بمب اتمی قادر به ایجاد زلزله است، ولی این اتفاقات ضعیف بوده و پدیدهای نادر بشمار میروند. پس عامل ایجاد یک زلزله ویرانگر چیست؟ در این قسمت با مراجعه دوباره به فصل اول یادآوری میشود که پوسته خارجی کره زمین، بر اساس تئوری زمینساخت صفحهای، به تکههای متعددی شکسته شده است که هرکدام از آنها صفحه یا ورق نام دارند که در حال حرکت بوده و بصورت بیوقفه تغییر شکل و اندازه میدهند. که این تغییر شکل و اندازه بدلیل پدیده همرفتی است که در درون کره زمین بدلیل تفاوت دمایی مواد مذاب تشکیل دهنده آن میباشد. هفت صفحه اصلی بر روی پوسته زمین شناخته شده است که همانند یخی که بر روی آب شناور است، این صفحات نیز بر روی لایه های پایینی خود حالت شناوری دارند. با پیاده سازی زلزله های گذشته، مشاهده میشود که اغلب زلزله های جهان، منطبق بر مرز صفحات کره میباشند. یعنی با جابجائی صفحات نسبت به هم، انرژی این جابجائی بدلیل وجود اصطکاک بین صفحات، ذخیره میگردد و لحظهای که این مقدار انرژی برای غلبه بر نیروی اصطکاک سنگها کافی بود، بصورت ناگهانی آزاد میشود. علاوه بر این پدیده، عوامل مختلف دیگری نیز باعث ایجاد لرزش در زمین میگردند که در ادامه به توضیح آنها میپردازیم. لینک به دیدگاه
EN-EZEL 13039 مالک اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ نویسنده : مهدی وجودی Info@Vojoudi.com انواع زمین لرزه 1- زمین لرزههای تکتونیکی: زمین لرزه های تکتونیکی در برگیرنده تعداد بسیار زیادی از زلزلههایی هستند که سالانه در سطح جهان ثبت میشوند. حرکات صفحات تشکیل دهنده پوسته زمین عامل ایجاد این زمین لرزه ها میباشد که در فصلهای گذشته به تفصیل مورد بررسی قرار گرفت. 2- زلزله های آتشفشانی[1]: این زلزله ها فقط در نواحی فعال آتشفشانی اتفاق میافتد و به انفجارهای آتشفشانی نیز معروف است. شکل بعدی نشان میدهد که زلزله ها و آتشفشانها اغلب در کنار هم و در امتداد مرز صفحات رخ میدهند. 3- زمین لرزه های فروریختی[2] : بر اثر فروریختن غارها و كانالهای زیرزمینی، لرزه‌هایی ایجاد میشود كه به نام زمین‌لرزه‌های فروریختی موسومند. این تكانها بسیار كوچك بوده و فقط اهمیت محلی دارند. 4- زمین لرزه های القایی[3]: بر اثر آبگیری یا تغییرات ناگهانی سطح آب دریاچه‌های پشت سدها، تزریق آب یا سیالهای دیگر به داخل زمین و یا استخراج آنها، مخصوصاً درجاهایی كه گسلهای فعال وجود دارد زمین‌لرزه‌هایی ایجاد میشود. در واقع دلیل اصلی این لرزهها را میتوان بارگذاری سریع برروی زمین و یا برداشتن ناگهانی بار زیادی از روی آن ذكر كرد. این لرزهها به نام القایی موسومند. لرزههای ناشی از معادن نیز در این دسته قرار میگیرند. به عنوان مثال میتوان به زمین‌لرزه‌ای كه درارتباط با آبگیری و تغییرات فصلی سطح آب دریاچه سد سفیدرود روی داد اشاره نمود. 5- زمین لرزه های ناشی از انفجارها[4]: انفجارهای نظامی و صنعتی، همچنین آمدو شد و یا فعالیتهای ساختمانی، نیز لرزه‌هایی را ایجاد مینمایند كه شدت، زمان وقوع و محل آنها قابل پیشبینی است . از این به بعد هرجا از کلمه زلزله استفاده میشود منظور زمین لرزه های تکتونیکی است. [1] Volcanic Earthquakes [2] Collapse Earthquakes [3] Induced [4] Explosions لینک به دیدگاه
EN-EZEL 13039 مالک اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ نویسنده : مهدی وجودی Info@Vojoudi.com مکانیزم خرابی در زلزله عواملی که در یک زلزله باعث ایجاد خسارت میگردند عبارتند از: 1- نیروهای درونی شدید ایجاد شده بر اثر جنبش شدید زمین 2- آتش سوزی های ناشی از زمینلرزه 3- تغییر در خواص فیزیکی خاکها ( نشستها، پدیده آبگونگی و ... ) 4- بر اثر جابجائی مستقیم گسلها در محل ساخت سازه ها 5- بواسطه زمین لغزشها ( زمین لغزش عبارتست از فروریزش دامنه شیبها ) 6- بواسطه موجهای بلند ایجاد شده توسط زلزله در دریاها ( آبرانش ) از بین عوامل فوق، جبش شدید زمین، مهمترین عامل خرابی و تلفات جانی در زلزلهها میباشد. که با معرفی امواج لرزه و اندازه گیری آنها، این بحث ادامه مییابد. خطر آتش سوزی پس از زمین لرزه نیز باید مورد تاکید قرار بگیرد. در ایران بدلیل مصالح مورد استفاده تا کنون گزارش زیادی از آتش سوزیهای پس از زلزله دریافت نشده است ولی در کشورهایی مانند ژاپن و آمریکا، که چوب یکی از مهمترین مصالح استفاده شده در ساختمانها میباشد، گزارشهای زیادی وجود دارد، همانند زلزله سال 1906 سان فرانسیسکو و یا زلزله 1923 شهر توکیو. شاید جابجایی مستقیم در اثر گسلش ترسناکترین جنبه زلزلهها از دید عموم مردم باشد، با این حال در مقایسه با جبش شدید زمین، این گونه آسیب بسیار نادر است. منطقهای که در معرض گسلش قرار دارد، بسیار کمتر از سطحی است که از تکانهای شدید زمین تاثیر میپذیرد. لینک به دیدگاه
EN-EZEL 13039 مالک اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ کانون و عمق زلزله محل آغاز گسیختگی در گسل (گسلش) را کانون[1] زلزله یا مرکز درونی[2] مینامند و در واقع محل اولیه آزاد شدن انرژی در داخل زمین میباشد. تصویر کانون در سطح زمین رومرکز[3] نامیده میشود که معمولا محل بیشترین خسارتها میباشد. بر اساس ژرفا، زمین لرزه ها را می توان به سه دسته زیر تقسیم نمود: - كم ژرفا: با ژرفای 0 تا 70 كیلومتر - متوسط: با ژرفآی 70 تا 300 كیلومتر. - عمیق: با ژرفآی بیش از 300 كیلومتر (به آین ترتیب كه تاكنون زمین لرزه آی در عمق بیش از 720 كیلومتر رخ نداده است) از نقطه نظر ژرفا، بیشتر زمین لرزه هآی آیران كم عمق می باشند. بیشترین عمق در زمین لرزه هآی رخ داده در فلات آیران تا حدود 60 كیلومتر در ناحیه مكران مشخص شده است. از سوی دیگر آین ژرفا در ناحیه هآی داخلی فلات آیران تا حدود 40 تا 55 كیلومتر می رسد. در ناحیه البرز و شمال آیران مركزی بیشینه ژرفا در حدود 20 تا 25 كیلومتر بوده است. بنابرآین زمین لرزه هآی آیران از نوع كم عمق بوده اند. مسأله عمق از نظر خسارت زمین لرزه نیز بسیار مهم است، چرا كه در زمین لرزه بسیار كم عمق معمولاً خسارتها به ناحیه رومركزی و حوزه نزدیك محدود می شود و سپس در حوزة دور (فاصله هآی بیش از 50 كیلومتر از سرچشمه) خسارتها بسیار محدود میگردد (نمونه هایی از چنین زلزلههای کم عمق عبارتند از زلزله منجیل، زمین لرزة طبس با ژرفآی10 كیلومتر و زلزله بم با عمق 8 کیلومتر). از سوی دیگر، هنگامی كه زمین لرزه ژرفآی زیادی داشته باشد (زمین لرزه 1985 مكزیكو، میچوآكان، با بزرگآی Ms=8.1 و ژرفآی 200 كیلومتر، كه موجب خسارتهآی فراوان در فاصله حدود 280 كیلومتری در شهر مكزیكوسیتی به دلیل مسأله اثرهآی ساختگاه گردید)، مشاهده می شود كه خسارتها می تواند به دلآیل ثانویه (نظیر اثر خاك) در فاصله هآی زیاد نیز گسترده شود. به بحث عمق زلزله دوباره در بخش اندازه گیری زمین لرزه خواهیم پرداخت. [1] Focus [2] Hypocenter [3] Epicenter لینک به دیدگاه
EN-EZEL 13039 مالک اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ نویسنده : مهدی وجودی Info@Vojoudi.com موجهای لرزه ای بطور کلی پس از اینکه در داخل زمین زلزله ای به وجود آمد و انرژی زمین آزاد شد، این انرژی آزاد شده به صورت امواج ارتعاشی در کلیه جهات منتشر شده و انرژی زلزله را با خود منتقل مینمایند. امواج زمین لرزه با توجه به حرکتشان در داخل یا سطح زمین به دو دسته "امواج داخلی یا پیکری[1]" و "امواج سطحی[2]" تقسیم میشوند. امواج داخلی یا پیکری دسته دیگری از امواح لرزه ای هستند که در درون زمین حرکت کرده و در تمامی جهات منتشر میشوند و با سرعتی بیش از موجهای سطحی حرکت مینمایند. امواج داخلی نیز به دو گروه امواج طولی یا اولیه و امواج عرضی یا ثانویه قابل تقسیم هستند. امواج سطحی بیشترین انرژی ناشی از تکانهای کم عمق را دارا بوده و عامل اصلی خرابیهای ناشی از زمین لرزه بخصوص در مناطق مسکونی میباشند. این گروه از امواج پس از تداخل موجهای داخلی در امتداد حدفاصلها، شروع به ارتعاش کرده و عمق نفوذ محدودی دارند، از این رو همواره در نزدیکی سطح های ناپیوستگی متمرکز میشوند. بدین جهت در محیطهای همگن موجهای سطحی نخواهیم داشت. این امواج که به نامهای موجهای محدود شده و یا موجهای هدایت شده نیز معروفند خود به گروههای مختلفی چون "موج لاو[3]" و "امواج ریلی[4]" تفکیک میگردند. این امواج توسط ویژگیهایی چون سرعت، دامنه، طول موج، دوره تناوب و فرکانس از یکدیگر تمییز داده میشوند. در زیر به تفصیل به بررسی این چهار نوع موج میپردازیم: 1- امواج تراکمی P یا اولیه[5] امواج تراکمی از همه محیطهایی که توان تحمل فشار را دارند از جمله گازها، جامدات و مایعات عبور میکنند. ذراتی که تحت تاثیر موج P قرار میگیرند در جهت انتشار موج به جلو یا عقب نوسان میکنند. در صورتی که بخشی از یک فنر را جمع کرده و به طور ناگهانی رها کنیم، فشردگی تمام طول فنر را طی خواهد کرد تا به انتهای آن برسد. در این مثال فنر در راستای حرکت موج به ارتعاش درآمده است که بسیار شبیه به نحوه انتشار امواج P است. دلیل نامگذاری این امواج به نام امواج اولیه سرعت بالای این امواج میباشد، چرا که اولین موجی که از زلزله احساس میشود امواج P میباشد. این امواج با وجود سرعت بالای انتقال، چون بسیار سریعتر از سایر امواج دیگر میرا میشوند (یعنی انرژی خود را از دست میدهند) باعث ایجاد خرابی زیادی در زلزله نمیشوند. 2- امواج برشی S یا عرضی[6]: این امواج تنها در محیطهایی که میتوانند در برابر تغییر شکل جانبی مقاومت کنند - مانند محیطهای جامد - منتشر میگردند. این امواج در مایعات و گازها نمیتوانند منتقل شوند. در صورتی که یک طناب را به دیواری متصل کرده و سر دیگر آن را در دست گرفته و به صورت قائم حرکت دهیم، در طناب موجی ایجاد میشود شبیه امواج S میباشد. در این امواج ارتعاش ذرات محیط عمود بر جهت حرکت موج میباشد (همانطور که مثال طناب دیده میشود، موج در امتداد طول طناب حرکت میکند در حالی که ذرات طناب در جهت عمود بر طول طناب ارتعاش میکنند). 3- امواج رایلی LR این امواج به نحو خاصی حرکت میکنند. بدین ترتیب که حرکت ذرات در امتداد مدارهای دایره ای (یا بیضوی) صورت میگیرد. درست مانند حرکت امواج در سطح اقیانوس البته جهت حرکت دایره ها برخلاف حرکت امواج اقیانوس است به عبارتی حرکات ذرات سنگ، مدار بیضوی پسگرد را در صفحه قائمی به طرف منشاء زمین لرزه طی میکنند. 4 - امواج لاوLQ حرکت زمین توسط موج لاو، تقریبا شبیه موج S است با این تفاومت که ذرات ماده به موازات سطح زمین و در جهت عمود بر انتشار موج حرکت کرده و ذرات در صفحه قائم حرکت ندارند. انتشار این امواج مانند تکانهایی است که بر اثر حرکت طناب به سمت چپ یا راست ایجاد میشود. موجهای لاو قدری سریعتر از امواج رایلی حرکت کرده و زودتر بر روی لرزه نگاشت ظاهر میشوند. [1] Body waves [2] Surface Waves [3] Love Wave [4] Rayleigh Wave [5] Primary Waves [6] Shear Waves or Secondary waves 2 لینک به دیدگاه
EN-EZEL 13039 مالک اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ نویسنده : مهدی وجودی Info@Vojoudi.com لرزه نگاری قرنهاست كه انسان به مطالعه زمین لرزه ها كه موجب خسارتهآی جانی و مالی وسیعی می شدهاند علاقهمند بوده است. اولین تلاش در چنین راهی به چینیها مربوط می شود. 132 قبل از میلاد مسیح یك فیلسوف چینی به نام چانگ- هنگ1 لرزه نگاری به نام لرزه نما اختراع نمود.. چنین دستگاهی مشاهدة بروز یك حركت را امكان پذیر می کرد ولی اندازه گیری میزان حركت با آن ممكن نبود. پس از چنین وسیله آی ظاهراً از زلزله نگار دیگری در تاریخ ذكر نشده است تا آینكه در قرن هجدهم از سیستمهآی پاندولی كه جهت موج دریافتی را نشان می دادند، (ابتدا در آیتالیا و سپس در ژاپن) مجدداً استفاده شد. اولین لرزه نگاشت روی كاغذ به طور همزمان در آیتالیا، انگلستان و آلمان در سال 1889 به دست آمد. در سالهآی بعد نیز جرم و اندازه لرزه نگارها همچنان بزرگتر گردید تا آینكه وزن آنها به حدود 19 تن رسید. چنین وزنی موجب آیجاد یك آینرسی زیاد نسبت به كل تغییرمكان زمین می گردید ولی از سوی دیگر ضرر آن آین بود كه امكان جا به جآیی چنین لرزه نگاری وجود نداشت. امروزه شبکه عظیمی از لرزه نگارها در سراسر جهان نصب شده و در حال ثبت ارتعاشات میباشند. شتابنگارهای ثبت شده توسط این دستگاهها امکان مطالعه دقیق زمین لرزه ها را فراهم میآورد. شکل زیر بصورت شماتیک نگاشت ثبت شده از زلزله را نشان میدهد. همانطور که در بخش قبل گفته شد، در اثر زلزله امواج مختلفی منتشر میشوند که سرعت و دامنه هرکدام از این موجها متفاوت میباشد. سرعت متفاوت باعث میشود که زمان رسیدن هرکدام از این موجها متفاوت باشد و در نتیجه بر روی نگاشت ثبت شده قابل تشخیص باشند. محل کانون و عمق زلزله نیز بر اساس تفاوت موجود بین زمان رسیدن موجهای P و S محاسبه میشود. 2 لینک به دیدگاه
EN-EZEL 13039 مالک اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ نویسنده : مهدی وجودی Info@Vojoudi.com اندازه گیری زمین لرزه برای آگاهی از میزان تاثیر هر پدیده لازم است تا بتوانیم به نحوی آن را بصورت کمی بیان کنیم. برای کمی کردن اندازه زلزله، از دو رهیافت مختلف استفاده میشود؛ یک رهیافت بر اساس اندازه گیری دستگاهی (بزرگای زلزله[1]) و دیگری بواسطه تاثیر پذیری دست سازهای بشر از زلزله (شدت زلزله[2]). شدت زلزله در هر مكان متفاوت است و با دور شدن از كانون زلزله كم می شود، در حالی كه بزرگآی زلزله همواره ثابت است و ربطی به دور شدن از كانون ندارد (چرا كه با كل انرژی آزاد شده مرتبط است). شدت زمینلرزه: شدت یك زلــزله در یك مكــان خاص بــر مبنآی اثرهآی قابل مشاهده زمین لرزه در آن مكان تعیین می شود. دقت در تعیین شدت زلزله به دقت مشاهده كننده وابسته است. تخمین شدت وسیلة مفیدی برآی تخمین اندازة زلزله هآی تاریخی است، بویژه در ناحیه هآیی نظیر كشور ما كه كشوری باستانی و با میراث تاریخی و فرهنگی كهن است و لذا اطلاعات مهمی می توان از زلزله هآی رویداده در زمانی كه ثبت تاریخی وجود دارد به دست آورد. مقیاسهای مختلفی برای تعیین شدت زمین لرزه همانند مقیاس مرکالی اصلاح شده، MSK، EMS98 و ... ارائه شده است. تعیین شدت زمین لرزه بدین ترتیب است که برای هر کدام از مقیاسها جدولی تهیه شده است و بر اساس آن میزان آسیبهای ناشی از زلزله بر سازه های مختلف ارائه گردیده است و مشاهده گر با تطبیق خسارتهای بوجود آمده از زلزله با موارد ذکر شده در جدول، شدت زلزله را تعیین میکند. رده بندی شدت مركالی (اصلاح شده) MMI بزرگی شدت تأثیرها I احساس نمی شود 3 II توسط شخص در حال استراحت یا در طبقات بالای ساختمان احساس می شود. III در داخل ساختمان احساس می شود. اشیاء آویزان تکان می خورند ارتعاشی مثل گذر کامیونهای سبک دارند. مدت لرزش قابل برآورد است. ممکن است زلزله به حساب نیید. 4 IV اشیاء آویزان تاب می خورند. ارتعاشی مثل گذر کامیونهای سنگین یا احساس ضربتی مثل برخورد یک توپ سنگین به دیوار دارد. ماشینهای پارک شده تکان می خورند. پنجره ها، بشقابها و درها به صدا در می آیند. شیشه ها به صدا در می آیند. ظروف سفالی به هم می خورند. در حد فوقانی IV دیوارهای چوبی و قابها ترک بر می دارند. V در خارج ساختمان احساس می شود. جهت آن قابل برآورد است. افراد خواب بیدار می شوند. مآیعات به حرکت در می آیند و برخی از آنها به خارج ظرف خود می ریزند. اشیاء ناپآیدار کوچک جا به جا یا واژگون می شوند. درها تکان می خورند و باز و بسته می شوند. ساعتهای آونگی متوقف شده، به حرکت آمده یا سرعتشان تغییر می کند. 5 VI توسط همه احساس می شود. بسیاری متوحش شده و از ساختمانها خارج می شوند. اشخاص به طور نامتعادلی حرکت می کنند. پنجره ها، بشقابها و ظروف شیشه ای می شکنند. اشیاء، کتابها و چیزهای دیگر از قفسه ها به خارج می ریزند. عکسها از دیوارها فرو می افتند. مبلها جا به جا شده یا واژگون می شوند. گچهای ضعیف یا ساختمانهای نوع D ترک بر می دارند. زنگهای کوچک کلیساها و مدارس به صدا در می آیند. درختان و بوته ها تکان می خورند. 6 VII آیستادن مشکل می شود. توسط رانندگان وسآیل نقلیه احساس می شود. اشیاء آویزان شدیداً نوسان می کنند. مبلها و وسآیل چوبی می شکنند. بناهای نوعD صدمه می بینند و ترک بر می دارند. دودکشهای ضعیف در محل اتصالشان به سقف می شکنند. قطعات گچ، آجرهای سست، سنگ و کاشی سقوط می کنند، برخی از بناهای نوع Cترک بر می دارند. امواج آب در سطح حوضها و آبگیرها گل آلود می شود. لغزشها و حفرات کوچکی در سواحل شنی و ماسه ای آیجاد می شود. زنگهای بزرگ کلیساها به صدا در می آیند. نهرهای آبیاری صدمه می بینند. VIII هدآیت وسآیل نقلیه مشکل می شود. بناهای نوع C صدمه می بینند و بخشی از آنها فرو می ریزند. به بناهای نوع B کمی صدمه وارد می آید بناهای نوع A بدون صدمه باقی می مانند. گچ کاریها و برخی از دیوارها فرو می ریزند. دودکشها و بناهای یادبود، برجها و مخازن مرتفع می چرخند و فرو می ریزند. دیوارهای جداکننده ای که محکم نباشد از محل خود خارج می شوند. شمعهای فرسوده شده می شکنند. شاخه های درختان می شکنند. میزان دما و جریان آب چشمه ها و چاهها تغییر می کند. در زمینهای مرطوب و دامنه های پرشیب ترکهآیی آیجاد می شود. 7 IX عموم مردم احساس وحشت می کنند. بناهای نوع D کاملاً تخریب می شوند، بناهای نوع C به شدت صدمه می بینند و گاه کاملاً فرو می ریزند، بناهای نوع B به طور جدی صدمه می بینند. ساختمانهای پیش ساخته، اگر خوب به هم متصل نشده باشند، از محل پی جا به جا می شوند مخازن شدیداً صدمه می بینند. لوله های زیرزمینی می برند. ترکهای آشکاری در زمین آیجاد می شود. در زمینهای آبرفتی، ماسه و گل به خارج فوران می کنند. 8 X پی اغلب بناهای معمولی و پیش ساخته تخریب می شود. برخی از سازه های چوبی خوب ساخته شده و پلها تخریب می شوند. سدها و خاکریزها صدمه جدی می بینند. زمین لغزه های بزرگ به وقوع می پیوندد. آب از ساحل کانالها، رودخانه ها، دریاچه ها و غیره به خارج می ریزند. ماسه و گل در سواحل و زمینهای هموار به طور افقی جا به جا می شوند. ریلهای راه آهن کمی خم می شوند. IX ریلها به شدت خم می شوند. خطوط لوله زیرزمینی کاملاً از سرویس خارج می شوند. XII خسارت تقریباً به طور کامل است. توده های سنگی بزرگ جا به جا می شوند. اشیاء به هوا پرتاب می شوند. بزرگای زلزله: بمنظور اندازه گیری زمین لرزه و بدست آوردن معیاری برای مقایسه و سنجش زمین لرزه ها، از بزرگای زلزله استفاده میشود که میتوان آن را با در نظر گرفتن دامنه نوسانات روی نگاشت محاسبه نمود. مقیاسهآی متفاوتی برآی اندازه گیری بزرگآی زلزله وجود دارد. اولین مقیاس بزرگا، توسط چارلز ریشتر در سال 1935 برآی زلزله هآی جنوب كالیفرنیا تعریف شد كه بزرگآی محلی یا ML نامیده میشود. علاوه بر مقیاس ریشتر، مقیاسهای مختلف دیگری نیز وجود دارند که هر کدام کاربردهای خاص خود را در مهندسی زلزله و زلزله شناسی ایفا میکنند. هر زلزله فقط و فقط یک بزرگا دارد و بزرگا با فاصله از محل وقوع زلزله تغییر نمییابد. ذکر این نکته ضروری است که بزرگای زلزله، بتنهایی نمیتواند معیاری برای سنجش میزان خرابی در زلزله باشد. همانطور که گفته شد، بزرگای زلزله فقط بر اساس میزان انرژی آزاد شده در زلزله محاسبه میگردد و عمق و یا سایر پارامترها در محاسبه آن دخیل نمیباشد. از این رو دو زلزله با بزرگاهای یکسان ولی عمقهای متفاوت میزان خرابیهای متفاوتی را ببار میآورند. چرا که با عمیقتر شدن کانون زلزله، امواج لرزه ای فاصله بیشتری را تا سطح زمین طی میکنند که در این فاصله مقداری از انرژی آزاد شده کاهیده شده و از بین میرود. در قسمت قبل بیان شد که زلزله های ایران، اغلب از نوع کم عمق میباشند، لذا انتظار میرود میزان خرابی و آسیب ناشی از این زلزلهها بیشتر باشد. [1] Earthquake Magnitude [2] Earthquake Intensity 3 لینک به دیدگاه
EN-EZEL 13039 مالک اشتراک گذاری ارسال شده در 24 بهمن، ۱۳۸۸ نویسنده : مهدی وجودی Info@Vojoudi.com پیش بینی زمین لرزه منظور از پیش بینی زلزله، پیشبینی مکان، پیش بینی بزرگا و پیش بینی زمان وقوع زلزله است. برای بسیاری از افراد جامعه، مفهوم پیشبینی، فقط به معنای پیشبینی زمان زلزله است. تلاشهای بیشماری برای بدست آوردن سرنخهای فیزیکی برای پیشبینی زلزله انجام پذیرفته است. در سال 1975، چینیها توانستند زلزله هایچنگ را بر اساس افزایش لرزه خیزی ( پیش لرزه ها ) و نا آرامی حیوانات پیشبینی نموده و منطقه وسیعی را تخلیه کنند. هر پارامتری که قبل از وقوع زمین لرزه تغییراتی در آن پدید آید، بگونه ای که بتوان با بررسی دقیق این تغییرات زمین لرزه را پیشبینی نمود، پیش نشانگر گفته میشود. تا کنون پیش نشانگرهای متعددی که تعداد آنها به بیش از 30 مورد میرسد شناخته شده است. این پیش نشانگرها عبارتند از: تغییر شکل پوسته زمین، تغییر در تراز دریا، کج شدگی، تنجیدگی و تنجشهای پوستهای، پیش نشانگرهای زمین مغناطیسی و ژئوالکتریکی، تغییر در میدان گرانشی، پیش لرزهها، انتشار گاز رادن، تغییر در دبی و ارتفاع آبهای زیرزمینی، رفتار حیوانات و ... مشکل اصلی در استفاده از پیش نشانگرها، نیاز به ثبت مداوم و مستمر آنها و بررسی تغییرات حاصله میباشد. برای مثال سطح آبهای زیر زمینی بصورت طبیعی در فصلهای مختلف نوسان دارد، ولی با ثبت مداوم و چندین ساله این نوسانها، میزان میانگین سطح آب زیر زمینی در فصلی مشخص، بدست میآید که در صورت تغییر غیر عادی در آن قابل تشخیص است. از طرف دیگر، بدلیل دخیل بودن عوامل دیگر در پارامترهای موجود، لازم است تا چند عامل پیش نشانگر بصورت همزمان مورد بررسی قرار بگیرد. 2 لینک به دیدگاه
spow 44197 اشتراک گذاری ارسال شده در 27 مرداد، ۱۳۹۱ کانون و عمق زلزله محل آغاز گسیختگی در گسل (گسلش) را کانون[1] زلزله یا مرکز درونی[2] مینامند و در واقع محل اولیه آزاد شدن انرژی در داخل زمین میباشد. تصویر کانون در سطح زمین رومرکز[3] نامیده میشود که معمولا محل بیشترین خسارتها میباشد. بر اساس ژرفا، زمین لرزه ها را می توان به سه دسته زیر تقسیم نمود: - كم ژرفا: با ژرفای 0 تا 70 كیلومتر - متوسط: با ژرفآی 70 تا 300 كیلومتر. - عمیق: با ژرفآی بیش از 300 كیلومتر (به آین ترتیب كه تاكنون زمین لرزه آی در عمق بیش از 720 كیلومتر رخ نداده است) از نقطه نظر ژرفا، بیشتر زمین لرزه هآی آیران كم عمق می باشند. بیشترین عمق در زمین لرزه هآی رخ داده در فلات آیران تا حدود 60 كیلومتر در ناحیه مكران مشخص شده است. از سوی دیگر آین ژرفا در ناحیه هآی داخلی فلات آیران تا حدود 40 تا 55 كیلومتر می رسد. در ناحیه البرز و شمال آیران مركزی بیشینه ژرفا در حدود 20 تا 25 كیلومتر بوده است. بنابرآین زمین لرزه هآی آیران از نوع كم عمق بوده اند. مسأله عمق از نظر خسارت زمین لرزه نیز بسیار مهم است، چرا كه در زمین لرزه بسیار كم عمق معمولاً خسارتها به ناحیه رومركزی و حوزه نزدیك محدود می شود و سپس در حوزة دور (فاصله هآی بیش از 50 كیلومتر از سرچشمه) خسارتها بسیار محدود میگردد (نمونه هایی از چنین زلزلههای کم عمق عبارتند از زلزله منجیل، زمین لرزة طبس با ژرفآی10 كیلومتر و زلزله بم با عمق 8 کیلومتر). از سوی دیگر، هنگامی كه زمین لرزه ژرفآی زیادی داشته باشد (زمین لرزه 1985 مكزیكو، میچوآكان، با بزرگآی Ms=8.1 و ژرفآی 200 كیلومتر، كه موجب خسارتهآی فراوان در فاصله حدود 280 كیلومتری در شهر مكزیكوسیتی به دلیل مسأله اثرهآی ساختگاه گردید)، مشاهده می شود كه خسارتها می تواند به دلآیل ثانویه (نظیر اثر خاك) در فاصله هآی زیاد نیز گسترده شود. به بحث عمق زلزله دوباره در بخش اندازه گیری زمین لرزه خواهیم پرداخت. [1] Focus [2] Hypocenter [3] Epicenter 2 لینک به دیدگاه
s.zarei 3090 اشتراک گذاری ارسال شده در 1 شهریور، ۱۳۹۱ ریشتر چیست؟ برای سنجش زلزله دو نوع مقیاس متداول و مهم وجود دارد 1 - مقیاس ریشتر 2 مقیاس مرکالی که دامنه حدود و کاربرد آنها با هم متفاوت هست . مقیاس ریشتر بزرگی زلزله را نشان می دهد در حالی که مقیاس مرکالی در باره شدت آن است. اما ریشتر چیست؟ مقیاس ریشتر که در سال 1935 توسط آقای ریشتر ارائه شده است ، بزرگی موج یک زمین لرزه را نشان می دهد. ( نه شدت آن را ) که برابر است با لگاریتم در مبنای 10 دامنه موج زلزله بر حسب میکرون که در فاصله 100 کیلومتر از مرکز زلزله توسط دستگاه وود اندرسون ثبت شده باشد. به عنوان مثال زلزله ای که 5 ریشتر نامیده میشود ، دارای دامنه موجی به طول10 به توان 5 میکرون یا همان 10 سانتیمتر هست. در صورتی که زلزله 7 ریشتری دارای دامنه موجی به طول 10 متر هست!! همانطور که مشاهده می شود با توجه به لگاریتمی بودن مقیاس با افزایش یک واحد ، نتیجه 10 برابر می شود . البته این دامنه ی کانون زلزله می باشد ( پایین تر از پوسته ) من انرژی معادل آزاد شده توسط زمین را در جدول زیر با TNT مقایسه کرده ام : بزرگی زلزله در مقیاس ریشتر انرژی معادل انفجار TNT 1 ریشتر = 190 گرم 2 ریشتر= 6.5 کیلو گرم 3ریشتر = 190 کیلو گرم 4ریشتر = 6 تن 5 ریشتر = 199 تن 6 ریشتر =6270 تن 7ریشتر =199000 تن 8 ریشتر =62700000 تن 9 ریشتر = 1990000000 تن برخلاف تصور عموم این مقیاس برای تخمین و قضاوت در مورد مکانیسم های تخریب زلزله مستدل نمیباشد . و دلیل آن به شرح زیر می باشد: 1 - با توجه به متغییر بودن نوع زمین ( در زمین های سنگی و متراکمتر بیشتر از زمین های نرم منتشر می شود ) 2 - طول زمان ارتعاش ممکن است در زمین لرزه ها متفاوت باشد. 3 - به شرایط منبع ایجاد و مکانیسم به وجود آورنده نیز بستگی دارد. 4 - نوع امواج اعم از امواج طولی (p) ، عرضی (s) ، رایلی و یا لاو ودلایل دیگر که ذکر آنها نیاز به مطرح کردن مسائل فراتر دارد. پس به زبان ساده و قابل فهم ، با شنیدن درجه ریشتر درباره شدت آن قضاوت نکنید . چه بسا تخریب زلزله 6.5 ریشتری بیش از 7 ریشتری باشد ، با توجه به دلایل فوق . تنها درجه ای که شدت و تخریب زلزله را نشان میدهد مقیاس مرکالی می باشد. مقیاس مرکالی چیست؟ مقیاس مرکالی شدت زلزله را از لحاظ احساس و میزان خطرناکی بررسی می کند که دارای 12 درجه می باشد. ممکن است در یک شهر زلزله ای به بزرگی 6 ریشتر رخ دهد و تخریب گسترده صورت گیرد ولی همان زلزله 6 ریشتری در شهری دیگر نخریب چندانی به بار نیاورد در اینصورت مقیاس مرکالی آنها متفاوت خواهد بود/ بنابر این مقیاس مرکالی با توجه به شتاب زمین در محل مورد نظر سنجیده می شود. که به صورت ضریبی از شتاب G بیان می شود. به عنوان مثال برای شدت 7 مرکالی تقریبا 0.2g در نظر گرفته می شود که طراحی سازه ها نیز بر حسب آن صورت می گیرد. پس با شنیدن کلمه ریشتر هیچ قضاوتی درباره زلزله نکنید ! در زلزله بم شایع کرده بودند که زلزله درجه ریشترش بیشتره و دستگاههای ایران اشتباه ثبت کردند . در حالی که درجه مرکالی بم زیاد بود. ( به علت خشتی بودن ساختمان ها و نزدیک بودن به کانون زلزله و زیاد بودن پریود ارتعاش ) 2 لینک به دیدگاه
ارسال های توصیه شده