X
تبلیغات
زمین شناسی

زلزله ژاپن پنجمين زلزله بزرگ جهان است

زلزله 9/8 ريشتري ژاپن پنجمين زلزله بزرگ ثبت شده جهان از سال 1900 به بعد است. به گزارش خبرگزاري فارس به نقل از خبرگزاري آسوشيتدپرس، زلزله اخير ژاپن بدون شك يكي از بزرگترين زمين‌لرزه‌هاي تاريخ جهان بوده است كه دقايقي بعد از وقوع آن سونامي رخ داده است. ژاپن جزو آماده‌ترين كشورها در برابر زلزله است. اين زلزله نشان جنگ انسان با طبيعت است كه در نهايت نيز طبيعت در اين حادثه پيروز شده است. زلزله 9/8 ريشتري كه در كشور داراي تكنولوژي‌هاي مدرن ژاپن رخ داده، جان صدها نفر را گرفته كه احتمال افزايش آمار كشته‌شدگان نيز وجود دارد و مي‌تواند خسارات آن بدتر از خسارات فعلي هم شود.


ساختار داخلي زمين

زمين يك شبه كره با قطر معادل 12470 كيلومتر (7918 مايل) و قطر قطبي (در بين دو قطب) 12700 كيلومتر (7393 مايل) مي باشد، قطر استوايي بزرگتر در اثر سرعتهاي استوايي ناشي از چرخش زمين بوجود آمده است. وزن زمين در حدود 1021*4/5 تن (1024*9/4 كيلوگرم) مي باشد كه نشان دهنده توده ويژة متوسط 5/5 مي باشد. از آنجايي كه توده ويژه (چگالي) سنگهاي سطحي حدود 7/2 تا 3 مي باشد، توده ويژه هاي بالاتر مربوط به اعماق بيشتر است.

يكي از مهمترين دستآوردهاي زلزله شناسي، شناخت ساختار داخلي زمين است. زلزله هاي بزرگ انرژي كافي براي لرزه هاي قابل اندازه گيري توليد مي نمايند. انواع مختلف امواج زلزله حين عبور از داخل زمين در مرز بين لايه ها شكسته شده و قسمتي نيز بازتابيده مي شوند، بنابراين به نقاط مختلفي در سطح زمين از مسيرهاي مختلف مي رسند. در اوايل اين قرن مطالعه شكست و بازتاب اين امواج، ساختار لايه اي زمين را به اثبات رساند و زمينه اي جهت بررسي خصوصيات هر لايه فراهم نمود.هنگامي كه زلزله اي رخ مي دهد، انواع مختلف امواج حجمي (Body) و امواج سطحي توليد مي نمايد. اگرچه ماهيت امواج زلزله در فصل پنجم بحث شده است.

زمین

امواج حجمي كه در اعماق زمين منتشر مي شوند به دو گونه هستند:

امواج P و امواج S (شكل 1-2). امواج P كه به امواج اوليه، فشارشي يا طولي نيز مشهور هستند، موجب فشردگي و اتساع مصالحي كه از آن عبور مي كنند مي شوند. اين امواج مشابه امواجي صوتي مي باشند، يعني امتداد ارتعاش موازي امتداد انتشار مي باشد. همانند امواج صوتي، امواج P مي توانند در محيط جامد و مايع منتشر شوند. امواج S كه به امواج ثانويه، برشي يا عرضي نيز مشهور هستند، سبب تغيير شكل برشي در امتداد انتشار مي گردند. ارتعاش يك ذره مستقل، عمود بر امتداد انتشار امواج S مي باشد. با توجه به جهت ارتعاش ذرات، امواج S را مي توان به دو مؤلفة SV (ارتعاش در صفحه عمودي) و SH (ارتعاش در صفحه افقي) تجزيه نمود.سرعت انتشار امواج حجمي بسته به سختي مصالح (محيط انتشار) تفاوت مي نمايد. از آنجايي كه مصالح زمين شناسي در فشار، سخت مي باشند، امواج P سريع تر از ديگر امواج منتشر مي شوند، بنابراين اولين موجي هستند كه به مقصد (محل بخصوص) مي رسند. مايعات كه سختي برشي ندارند قادر به تحمل و انتشار امواج S نمي باشند.

امواج سطحي از اندركنش بين امواج حجمي و سطحي و لايه هاي سطحي و كروي زمين پديد مي آيند. اين امواج در امتداد سطح زمين با دامنه اي كه بصورت نمايي با عمق كاهش مي يابد، منتشر مي شوند (شكل 2-2). بعلت طبيعت اندركنش لازم براي پديد آمدن امواج سطحي، آنها در فواصل دوري از منبع زلزله قابل تشخيص هستند. امواج سطحي در فاصله ي حدود دو برابر ضخامت پوسته زمين سبب ايجاد حركات قوي زمين مي گردند.مهمترين امواج سطحي از نقطه نظر مهندسي، امواج رالي و لاو (Rayleigh , Love) مي باشند. امواج رالي از اندركنش امواج SH , P با سطح زمين بوجود مي آيند و خود به دو مؤلفه عمودي و افقي حركت ذرات تجزيه مي شوند. در برخي موارد اين امواج مشابه امواج بوجود آمده در اثر پرتاب يك قطعه سنگ در بركه (حوض) مي باشند. امواج لاو از اندركنش امواج SH با يك لايه نرم كروي پديد آمده و داراي مؤلفه قائم حركات ذره نمي باشند.

 

ساختار داخلي

 پوستة زمين كه بشر بر روي آن زندگي مي كند، خارجي ترين لايه زمين است. ضخامت پوسته بين 25 تا 40 كيلومتر (15 تا 25 مايل) در محدوده قاره ها (اگرچه در زير كوههاي جوان بين 60 تا 70 كيلومتر- 37 تا 47 مايل- مي باشد) و تا حدود 5 كيلومتر (3 مايل) در زير اقيانوسها مي باشد كه ضخامت آن جزء كوچكي از قطر زمين است . ساختار داخلي پوسته پيچيده است، اما مي توان گفت كه در آن يك لايه بازالت روي يك لايه گرانيت در محدوده قاره ها قرار گرفته است. از آنجايي كه اين لايه در مجاورت اقيانوس و يا جو قرار دارد، مصالح پوسته از مصالح لايه هاي زيرين آن سردتر مي باشد. بعلاوه پوسته در محل اقيانوسها به لحاظ ضخامت كم يكنواخت تر و متراكم تر از محل قاره ها مي باشد.در محل اقيانوسها به لحاظ ضخامت كم يكنواخت تر و متراكم تر از محل قاره ها مي باشد.
   يك تغيير مشهود در سرعت انتشار امواج حاكي از وجود مرز بين پوسته و گوشته زيرين مي باشد. اين مرز جهت گراميداشت نام زلزله شناس كاشف آن (1909) به ناپيوستگي موهوروويچ (Mohorovicic) يا موهو مشهود گشته است. اگرچه طبيعت كامل موهو شناخته نشده است، اما نقش آن بعنوان بازتاباننده و شكننده امواج زلزله بخوبي درك شده است.   ضخامت گوشته 2850 كيلومتر (1770 مايل) مي باشد كه به دو لايه گوشته فوقاني (با ضخامت كمتر از 650 كيلومتر- 440 مايل) و لايه گوشته تحتاني تقسيم مي گردد.  در گوشته تحتاني زلزله اي ثبت نشده است. اين موضوع مبيّن ساختار سرعت يكنواخت و ساختمان شيميايي همگن به جز در مرز پائيني آن مي باشد. گوشته در نزديكي پوسته سردتر از اعماق است، البته با اين حال دمايي در حدود 4000 درجه فار نهايت دارد. بنابراين مواد تشكيل دهنده گوشته درحالت سيال ويسكوز و نيم مذاب مي باشد. هنگاميكه اين مواد در معرض تنش (بعنوان مثال امواج زلزله) قرار مي گيرند، رفتار مواد جامد را خواهند داشت، اما در دراز مدت بصورت يك مايع به آهستگي جريان مي يابند. مواد تشكيل دهنده گوشته توده ويژه اي در حدود 4 تا 5 دارند.   هسته خارجي با هسته مايع كه در حدود 2260 كيلومتر (1400 مايل) ضخامت دارد، به دليل ماهيت مايع بودن قادر به انتقال امواج S نمي باشد. همانطور كه در شكل (5-2) نشان داده شده است، سرعت امواج S كاهش يافته و مقدار آن در مرز هسته و گوشته يا ناپيوستگي گوتنبرگ صفر مي شود و سرعت امواج P نيز كاهش ناگهاني نشان مي دهد. هسته خارجي اساساً از آهن مذاب (كه توجيه كننده توده ويژه آن يعني بين 9 تا 12 مي باشد) تشكيل شده است. هسته داخلي يا هسته جامد بسيار متراكم (توده ويژه بيش از 15) و شامل مواد آهن- نيكل بسيار متراكم تحت اثر فشارهاي زياد مي باشد. حرارت هسته داخلي نسبتاً يكنواخت تخمين زده مي شود كه در حدود بيش از 5000 درجه فار نهايت است.

اثر ساختار زمين را بر توزيع امواج زلزله حين وقوع آن نشان مي دهد. از آنجايي كه انتشار امواج عموماً با عمق افزايش مي يابد، مسير امواج معمولاً به سمت سطح زمين شكسته مي شود. تنها مرز گوشته- هسته استثنا است كه در آن سرعت هسته خارجي كمتر از سرعت گوشته است
قابل ذكر است كه امواج P , S مي توانند با زاويه بين 0 تا 103 درجه به سطح زمين برسند اما بعلت طبيعت سيال (مايع) بودن هسته خارجي فقط امواج P با زاويه 143 تا 180 به سطح زمين مي رسند.

 

روابط تكرار زلزله

تئوري بازگشت الاستيك بيان مي كند كه وقوع زلزله ها موجب آزادي تنش در امتداد بخشي از گسل كه پارگي در آن اتفاق افتاده مي شود و نيز بيان مي دارد كه تا زمانيكه تنشها فرصت كافي جهت ذخيره مجدّد داشته باشند، گسيختگي بعدي در آن قطعه اتفاق نخواهد افتاد. بنابراين احتمال وقوع يك زلزله بر روي يك قطعه مخصوص گسل، به طريقي، به مدت زمان گذشته از آخرين زلزله و شايد به مقدار انرژي آزاد شده بستگي خواهد داشت.

بنابراين از ديدگاه احتمالات زلزله اي گسترش جانبي روي يك بخش بخصوص از گسل نبايستي بصورت وقايع مستقل و تصادفي در نظر گرفته شوند. اين خصوصيت در تحليل خطر زلزله از اهميت ويژه اي برخوردار است.

از آنجايي كه زلزله ها موجب رها سازي انرژي كرنشي جمع شده بر روي گسل مي گردند، وقوع آنها در محدوده اي كه فعاليت لرزه اي براي مدتي كم و يا اصلاً اتفاق نيفتاده است متحمل تر مي باشد. با ترسيم حركات گسل و فعاليتهاي لرزه اي تاريخي در امتداد يك گسل مي توان خلاءهاي فعاليت لرزه اي در مكانهاي مشخص در امتداد گسل را معيّن نمود. بر اساس تئوري بازگشت الاستيك، هم حركت بصورت غير لرزه اي رخ داده و هم انرژي كرنشي در مجاورت اين خلاءهاي لرزه اي جمع مي شود. در محل هايي كه انرژي كرنشي جمع مي شود، خلاءهاي لرزه اي متحمل ترين مكان وقوع زلزله هاي آتي هستند.

تعداد زيادي خلاء لرزه اي در سراسر جهان شناخته شده و ملاحظه گرديده است كه اغلب زلزله هاي بزرگ روي آنها اتفاق افتاده است. زلزله 1989 Loma Prieta روي يك بخشي از گسل San Andreas اتفاق افتاده است كه در گذشته بعنوان يك خلاء شناخته شده بود. استفاده از خلاء هاي لرزه اي عاملي است كه توانايي پيش بيني زلزله و ارزيابي خطر آنرا ارتقاء بخشيده است

 

گسل

گسل‌ها عبارت از شکستگی‌هایی هستند که در آنها ، سنگهای طرفین صفر شکستگی ، به موازات این صفحه لغزش پیدا می‌کنند و به کمک همین مشخصه ، می‌توان آنها را از درزه‌ها تشخیص داد. لغزش گسل‌ها در انواع مختلف متفاوت است. از چند میلیمتر تا چندین کیلومتر تغییر می‌کند.

در بعضی موارد ، یک گسله به صورت مجزا دیده می‌شود ولی در پاره‌ای حالات ، چندین گسله موازی و نزدیک به هم دیده می‌شوند که به نام منطقه گسله نامیده می‌شوند. گاهی نیز بدون این که یک شکستگی مشخص در سنگها دیده ‌شود، سنگها نسبت به هم تغییر مکان می‌یابند که منطقه بین آنها ، به نام منطقه برش موسوم است.

گسل سن آندریاس
تعریف گسل:  گسل ها ، شکستگی هایی همراه با تغییر مکان نسبی هستند که به موازات سطح گسل انجام گرفته اند . . بعضی از گسل ها فقط چند سانتی متر طول دارند و جابجایی آنها در حدود سانتی متر است ، در صورتی که گسل هایی هم با صد ها کیلومتر جابجایی در حدود چند کیلومتر و حتی دهها کیلومتر دیده می شوند .


عناصر و ویژگی های گسل


الف ) شیب و امتداد گسل

در حالت کلی سطح گسل را می توان به صورت یک سطح مستوی در نظر گرفت ، لذا شیب و امتداد ان را همانند شیب و امتداد طبقات اندازه گیری می نمایند . در حالت کلی ، امتداد گسل ، امتداد یک خط افقی در سطح گسل است ، که مقدار ان نسبت به شمال بیان می شود .زاویه بین سطح افق و سطح گسل را شیب گسل می نامند .

ب ) کمر بالا و پائین

قطعه ای واقع در بالای سطح گسل بنام کمر بالا و قطعه پائین ان بنام کمر پائین نامیده می شود . بدیهی است این تعاریف در مواردی صادق است که گسل قائم نباشد زیرا در این حالت بالا و پائین صفحه گسل مفهومی نخواهد داشت .

ج ) اثر گسل

محا تقاطع صفحه گسل با سطح زمین بنام اثر گسل یا خط گسل نلمیده می شود . خط گسل در بسیاری حالات یک خط مستقیم است اما در مواردی که شیب صفحه کم بوده و پستی و بلندی سطح زمین زیاد باشد ، ممکن است به حالت نامنظم دیده شود .

د ) زاویه ریک یا پیچ

این زاویه عبارت است از زاویه بین خطی که اثر حرکت گسل را در روی صفحه ان نشان می دهد یا خط افقی که در صفحه گسل قرار دارد .

ه ) زاویه میل

زاویه های بین خط موجود در صفحه گسل با صفحه افقی را زاویه میل نامند .


تقسیم بندی هندسی گسل ها


الف ) گسل امتداد لغز

گسلی است که در ان لغزش کلی به موازات امتداد گسل می باشد در این حالت لغزش کلی گسل معادل لغزش امتدادی بوده و در جهت شیب ، مولفه لغزش وجود نخواهد داشت . همچنین زاویه ریک لغزش کلی در این حالت معادل صفر خواهد بود .

strike-slip fault

ب ) گسل شیب لغز

گسلی است که در ان لغزش کلی در جهت شیب سطح گسل می باشد به عبارت دیگر در مورد این گسل ها . لغزش کلی و شیبی با یکدیگر مساوی بوده و مولفه لغزش امتدادی معادل صفر خواهد بود زاویه ریک لغزش کلی در مورد این دسته از گسل ها معادل 90 درجه است .

ج ) گسل مورب لغز

در این دسته از گسل ها ، لغزش کلی نسبت به امتداد یا شیب به سطح گسل مورب می باشد . بدیهی است در این گسل ها لغزش کلی دارای هر دو مولفه امتدادی و شیبی خواهد بود . زاویه ریک لغزش کلی در این حالت از صفر بیشتر و از 90 درجه کمتر می باشد .

گسل
تقسیم بندی بر اساس زاویه شیب گسل


الف ) گسل های پر شیب : گسل هایی پر شیب آنهایی هستند که زاویه شیبشان از 45 درجه بیشتر است .

ب ) گسل های کم شیب : هرگاه زاویه شیب کل کمتر از 45 درجه باشد ، بدین نام خوانده می شود .

ج) گسل عمودی : اگر شیب صفحه گسل بیشتر از 80 درجه باشد، گسل را عمودی می‌نامند.


تقسیم بندی بر اساس حرکت ظاهری


الف ) گسل عادی یا مستقیم : گسلی که در ان کمر بالا نسبت کمر پائین به طرف پائین حرکت کرده باشد .

normal fault

ب ) گسل رانده یا معکوس : گسل معکوسی که در آن کمر بالا به طرف بالا حرکت کرده باشد . در حالت کلی شیب گسل بیشتر از 45 درجه است .

This is a small reverse fault in a roadcut in Japan
تقسیم بندی زایشی گسل ها (بر اساس حرکت ظاهری گسل)


الف ) گسل رانده : گسلی که در ان کمر بالا نسبت به کمر پائین به سمت بالا حرکت کرده باشد . تشکیل گسل های رانده با کوتاه شدن لایه ها و طبقات همراه است .معمولا گسلهای رانده را بر حسب زاویه شیب به سه دسته تقسیم می کنند :

» اگر زاویه شیب بیش از 45 درجه باشد گسل ،گسل معکوس نام دارد .

» اگر کمتر از 45 درجه باشد بنام رانده خوانده می شود .

» اگر زاویه شیب این گسل ها کمتر از 10درجه و لغزش کلی آنها زیاد باشد گسل بنام رورانده موسوم است

thrust fault

ب ) گسل عادی : هرگاه کمر بالا به کمر پائین بطرف پائین حرکت کرده باشد ، گسل حاصل بنام گسل عادی یا مستقیم موسوم است این گسل ها بنام گسل های وزنی نیز خوانده می شوند . این گسل‌ها بر اساس حالت گسل نسبت به چینه‌بندی به انواع زیر تقسیم می‌شوند:

» گسل مطابق : در این حالت شیب سطح گسل در جهت شیب طبقات است.

» گسل نامطابق : در این حالت شیب سطح گسل در خلاف جهت شیب طبقات است.

ج ) گسل مورب : گسلی است که امتداد ان نسبت به امتداد لایه بندی یا شیستوزیته سنگهای اطراف به حالت مورب می باشد .

د ) گسل طولی : هر گاه امتداد گسل تقریبا موازی امتداد عمومی ساختمانهای زمین شناسی منطقه باشد ، بنام گسل طولی خوانده می شود .

ر ) گسل عرضی : هرگاه امتداد گسل ، عمود یا تقریبا عمود بر امتداد عمومی ساختمآنهای زمین شناسی منطقه باشد ، بنام گسل عرضی خوانده می شود .

گسل ها
تقسیم بندی بر اساس وضعیت گسل ها نسبت به هم


الف ) گسل های موازی : در بعضی موارد گسل های موجود در یک منطقه دارای شیب و امتداد یکسان یا تقریبا یکسانند که به مجموعه آنها گسل های موازی اطلاق می کنند . اگر امتداد عمومی گسل های منطقه یکسان بوده شیب آنها متفاوت باشد ، می توان آنها را به دو یا چند دسته گسل های موازی تقسیم کرد .

ب ) گسل های پوششی : گسل های نسبتا کوچکی که یکدیگر را می پوشانند و حالت پله‌ای دارند .

ج ) گسل های محیطی : این دسته گسل های دایره ای یا قوسی شکل هستند که یک منطقه دایره ای شکل یا قسمتی از منطقه دایره ای شکل را محدود می کند .

د ) گسل های شعاعی : این به گروه گسل هایی اطلاق می شود که تقریبا همگی از یک منطقه منشعب می شوند . گسل جدا شونده نوعی خاص از گسل های عادی است که در آن زاویه شیب گسل کم است .

ح ) گسل امتداد لغز : گسلی است که در آن لغزش کلی به موازات امتداد گسل می باشد به عبارت دیگر در این دسته گسل ها ، لغزش شیبی در مقایسه با لغزش امتدادی ناچیز است .

ر) گسل پر مانند :از به هم پیوستن گسلهای فرعی به اصلی، منظره پر یا شاخه مانند ایجاد می‌شود.



طبقه‌بندی بر اساس حالت گسل نسبت به چینه‌بندی

 

1) گسل چینه‌ای  : در این حالت سطح گسل موازی سطح چینه‌بندی است.

2) گسل مطابق و نامطابق  : بر حسب اینکه شیب گسلها در جهت یا خلاف جهت شیب طبقات باشد، گسل مطابق یا نا مطابق مطرح است.

 

طبقه‌بندی بر اساس وضعیت گسل نسبت به طبقات اطراف :

وضعیت گسل نسبت به طبقات مجاور اساس این طبقه‌بندی را تشکیل می‌دهد و در آن گسلها به انواع زیر تقسیم می‌شوند:

 

1)گسل امتدادی : گسلی است که امتداد آن موازی یا تقریبا موازی امتداد لایه‌بندی است.

2) گسل مورب : گسلی است که امتداد آن موازی یا تقریبا موازی امتداد لایه‌بندی است.

3) گسل طولی : در گسل طولی امتداد گسل با امتداد لایه‌بندی هم جهت است.

4)گسل عرضی : چنانچه امتداد گسل بر امتداد لایه بندی یا ساختهای زمین‌شناسی ناحیه عمود یا تقریبا عمود باشد، گسل را عرضی می‌نامند.

5) گسل شیبی  : در گسل شیبی ، امتداد گسل موازی یا تقریبا موازی جهت شیب لایه‌بندی و یا سیستوزیسته سنگهای اطراف است.

6) گسل چرخشی : نوعی گسل است که در آن یک یا هر دو قطعه گسل حول یک محور که عمود بر سطح گسل است، دوران نموده است.

 

نشانه‌های شناسایی گسل‌ها

نشانه‌های شناساسی گسلها را می‌توان به دو گروه نشانه‌های خارجی و نشانه‌های داخلی تقسیم کرد:

 

الف) نشانه‌های خارجی تشخیص گسل‌ها :عملکرد گسلها بر روی زمین باعث جابجایی ، قطعه ، تکرار لایه‌ها و یا ساختهای دیگر زمین شناسی می‌شود، نشانه‌هایی که در این گروه جای می‌گیرند، شامل موارد زیر است:

 

1) خطواره‌ها ( انتظامهای خطی): وجود هر نوع شکل خطی طویل و غیر عادی در سطح زمین ، خطواره‌ها نشانه‌ای لازم ولی غیر کافی برای یک گسل‌اند، زیرا خطواره‌ها ممکن است به دلیل وجود درز، دایک، لایه‌بندی یا تورق نیز ایجاد شوند.

2) پرتگاه:  وجود پرتگاههای پر شیب و طویل با سطحی نسبتا صاف.

3) جابجایی :جابجایی رشته ارتفاعات یا رودخانه‌ها یا دیگر اشکال ژئومورفولوژیکی.

4) قطع شدگی :قطع و محو شدن ناگهانی ارتفاعات یا برجستگی‌ها.

5) آبگیرهای فرونشینی : امتداد طی دریاچه‌ها ، برکه‌ها ، چشمه‌ها و رطوبت زمین و تغییرات خطی در پوشش گیاهی.

6) تغییر ناگهانی رخساره‌های رسوبی : در بعضی موارد ، قرار گرفتن غیر عادی لایه‌ها در کنار هم و یا وجود سنگهایی که از نظر رخساره رسوبی در شرایط یکسانی تشکیل نمی‌شوند، دلیلی بر عملکرد گسل است.

7) فرازمین و فروزمین : وجود دره‌های ناشی از پایین افتادگی و برجستگی‌های ناشی از بالا زدگی سنگهای واقع در بین چند گسل.

8) کشیدگی طبقات : به هنگام تشکیل گسل ، به علت اصطکاک سنگها ، طبقات طرفین سطح گسل در جهات مخالف هم کشیده می‌شوند. با استفاده از این کشیدگیها جهات حرکت طرفین گسل را نیز می‌توان تشخیص داد.

9) لرزه خیزی : امتداد خطی زمین لرزه‌های تاریخی یا ثبت شده.

10) چشمه ها ، چشمه هایی که در پای کوهها دیده می شود ، غالبا ناشی از وجود گسله در آن محل است و به خصوص اگر اب چشمه ها گرم باشد به احتمال زیاد می توان آنها را با گسله ها در ارتباط دانست . در حقیقت در چنین حالاتی گسله معبر عبور اب و بخصوص ابهای گرم در اعماق زمین است .

11)  تغییر ناگهانی مسیر رودخانه ها ، هرگاه گسله ای ، امتداد رودخانه را طی زاویه نسبتا بزرگی قطع کند ، باعث تغییر ناگهانی مسیر آن شود .

12) تغییر ناگهانی در نیمرخ بستر رودخانه ، اگر در حوالی بستر رودخانه ، گسلی بوجود آید ، باعث بالا آمدن یا پائین رفتن زمین می شود . و اگر فرسایش رودخانه با بالا آمدن یا پائین رفتن متناسب نباشد ، در حوالی گسله ، شیب بستر رودخانه با سایر نقاط تفاوت پیدا می کند که این امر ، می تواند نشانه ای برای تشخیص گسله باشد .

 

ب ) نشانه‌های داخلی تشخیص گسل‌ها : نشانه‌هایی که مربوط به سطح گسل می‌باشد، در این گروه جای دارند و شامل موارد زیر است:


1) آیینه گسل: سطوح صیقلی و دارای خش لغزش ( خطوط لغزشی ) که ناشی از عملکرد نیروهای برشی در سنگهای ضعیف‌ترند.

2) گوژ:مواد پودر شده و عمدتا رسی در طول گسل که از ویژگیهای سنگهای مستحکمترند.

3) بِرشی شدن : وجود قطعات زاویه تا نیمه زاویه‌دار یک زمینه ریزتر در امتداد خط گسل برشها مشخصه سنگهای مستحکمتر می باشند.

4) هوازدگی و تجزیه  : هوازدگی ، تجزیه ، سیمان شدگی و تغییر رنگ خطی سنگها.

5) سطح ایستابی : در مواردی ، گوژ رسی ، سدی نقوذناپذیر در جلو آب زیرزمینی ایجاد می‌کند که باعث تفاوت سطح ایستابی در دو سوی گسل می‌شود.

6) میلونیت شیلی  : رگه نازکی به ضخامت چند سانتی‌متر از گوژ در لایه‌ای نامقاوم مثل شیل یا رس گره در بین لایه‌های مستحکتری مثل ماسه سنگ و سنگ آهک قرار گرفته‌اند.

7) سیلیسی شدن و تشکیل کانیها :در بعضی موارد ممکن است در طول شکافهای حاصل از گسل ، محلولهای حاوی کانی عبور و رسوب نمایند.

 

انواع پرتگاه ها :

پرتگاه به قسمت های نسبتا پر شیبی از سطح زمین گفته می شود که ارتفاع آنها از چند سانتی متر تا چندین صد متر تغییر می کند .بایستی توجه داشت که پرتگاه ها نیز مشخصه قطعی گسله نیستند و ممکن است منشا دیگری ، بجز گسله داشته باشد . پرتگاه ها به انواع زیر تقسیم می شوند :


1. پرتگاه های گسلی ، این پرتگاه ها ، مستقیما در اثر گسله ها بوجود می آید و اختلاف ارتفاع آنها مربوط به حرکت نسبی گسله است . بعبارت دیگر ، پائین رفتن یا بالا آمدن یکی از قطعات گسله ، باعث تشکیل این پرتگاه ها شده است .در بعضی موارد ، که گسله امتداد یک رودخانه را قطع می کند ، در پائین پرتگاه گسلی، ممکن است در اثر تجمع آب ، یک دریاچه یا باتلاق کوچک بوجود می آید .

2. پرتگاه های خط گسله ، در این نوع پرتگاه ها ، ارتفاع پرتگاه مربوط به اختلاف فرسایش طبقات در طرفین سطح گسله است . مثلا هرگاه گسله ای باعث شود کهدو طبقه با مقاومت مختلف ، مثل ماسه سنگ و شیل ، در مجاورت یکدیگر قرار گیرد ، پس از مدتی ، در اثر فرسایش بیشتر طبقات شیلی ، اختلاف ارتفاعی بین آنها بوجود خواهد امد . بعدها ، طبقه ماسه سنگ نیز فرسوده می شود و این بار ، ممکن است اختلاف ارتفاعی در جهت عکس حالت اول ، بوجود آید .

3. پرتگاه های مرکب ، در این نوع پرتگاه ها ، قسمتی ار اختلاف ارتفاع مربوط به لغزش اولیه گسله و قسمتی از ان نیز ، به علت اختلاف در قابلیت فرسایش طبقات طرفین گسله است .

4. پرتگاه های کوهپایه ای ، این پرتگاه ها که بنام اسکار پلت نیز نامیده می شوند ، در پای سلسله کوهها تشکیل می شوند .این گونه پرتگاه ها ، بیشتر در نواحی که گسله های فعال دارند ، مشاهده می شود و ارتفاع آنها از چند سانتی متر تا چندین ده متر در تغییر است .

پرتگاه های کوهپایه ای ، معمولا مستقیم نیستند و در آنها فرسایش تاثیری ندارند و یا به طور خفیف موثر بوده است . به عبارت دیگر ، سطح پرتگاه در حقیقت همان سطح گسله است . بعضی از این پرتگاه ها ، در سنگهای بستر نیز تاثیر کرده اند . در صورتی که عده ای دیگر ، تنها به طبقات نامتحجر روئی محدوداند . گاهی نیز پرتگاه های گسلی حاصله در سنگهای روئی ، در نتیجه وجود گسله های اصلی در سنگهای بستر ، بوجود می ایند .

5. پرتگاه های مثلثی ، در بعضی موارد ، سطح پرتگاه در اثر عوامل فرسایش مثل رودخانه یا یخچال فرسوده می شود و بریدگی های مثلث شکلی در آن به وجود می آید که در نهایت ، باعث می شود که سطح پرتگاه به قطعات مثلثی شکلی ، تقسیم شود .

 

چین

بطور کلی چین ها را می توان بعنوان پیچ و موج های حاصله در سنگها تعریف کرد . بعبارت دیگر ، چین ها آن دسته از تغییر شکل های سنگها هستند ، که فقط باعث تغییر وضعیت سنگ می شوند ، بدون انکه در آن گسستگی بوجود آورند .

 چین ها-ایجاد تنش

مشخصه های چین

چین
1. لولای چین ، لولای چین خط فرضی است که نقاطی از یک لایه را که دارای حداکثر انحنا هستند ، به یکدیگر وصل می کند . لولای چین می تواند افقی ، قائم و مایل باشد .


2. سطح محوری چین ، سطح فرضی که تمام لولا های چین را در برداشته باشد ، بنام سطح محوری چین خوانده می شود . این سطح ، حتی المقدور چین را به دو قسمت متقارت تقسیم می کند .


3. محور چین ، محور چین خطی است که به موازات لولای آن است و در حقیقت می توان آن را بصورت خط مستقیمی تعریف کردکه هرگاه به موازات خود در فضا حرکت کند ، چین را بوجود می اورد . در بعضی از کتاب ها محور و لولای چین را بعنوان دو مفهوم مترادف بکار می برند .


4. دامنه های چین ، طرفین چین ، بنام دامنه های ان خوانده می شود .


5. اثر محوری چین ، فصل مشترک سطح محوری با یک سطح افقی یا قائم بنام اثر محوری آن نامیده می شود . معمولا سطح افقی را ، سطح زمین در نظر گرفته می شود .


6. خط الراس یا ستیغ ، خط الراس چین ، خط فرضی ای است که بالاترین نقاط یک چین را بهم وصل می کند . بایستی توجه داشت که اگر چه در بعضی موارد خط الراس و لولای چین خط واحدی هستند ولی این امر الزامی نیست و در پاره ای اوقات باهم متفاوت هستند .


7. خط القعر ، خط القعر هر چین ، خط فرضی است که پائین ترین نقاط ان را به یکدیگر وصل می کند .


8. قله ، بالترین نقطه یک چین بنام قله ان نامیده می شود .


9. زاویه میل چین ، وضعیت هر چینی را می توان با لولای آن مشخص کرد . در حالت کلی ، لولای چین مورب است و بنابراین ، برای مشخص کردن ان بایستی ازیموت و شیب ان را مشخص کرد .

مشخصه های چین
تاقدیس و ناودیس

 تاقدیس و ناودیس

1) تاقدیس ، در حالت کلی ، تاقدیس را می توان به صورت چینی که تحدب آن رو به بالاست . از انجا که در بسیاری موارد ، خط الراس چین فرسایش می یابد و نمی توان حالت یاد شده را در ان مشاهده کرد ، لذا در تعریف جامع تر ، تاقدیس به صورت چینی تعریف می شود که طبقات قدیمی تر در مرکز ان قرار دارند .شیب دو دامنه تاقدیس در جهت خلاف یکدیگر است .

تاقدیس
2) ناودیس ، در حالت کلی ، ناودیس عبارت از چینی است که تحدب ان به طرف پائین است . در اینجا تعریف جامع تر ان ، عبارت از چینی است که طبقات جوانتر در مرکز ان قرار دارند .شیب دو دامنه به سوی یکدیگر است .

ناودیس
تقسیم بندی هندسی چین ها


1. چین متقارن ، چین متقارن چینی است که سطح محوری ان قائم باشد و چین را به دو قسمت متقارن تقسیم کند .


2. چین نا متقارن ، در حالتی که سطح محوری چین قائم نبوده و ان را به دو قسمت قرینه تقسیم نکند . دو دامنه این نوع چین دارای شیب زیاد است .


3. چین برگشته ، چین برگشته . چینی است که سطح محوری ان مایل و هر دو دامنه ان در یک جهت شیب داشته باشد . شیب دو دامنه این چین ها مختلف و یکی از آنها برگشته است .


4. چین خوابیده ، در حالتی که سطح محوری چین افقی یا تقریبا افقی باشد ، بنام چین خوابیده خوانده می شود .


5. چین هم شیب ، این نام به چین هایی اطلاق می شود که در یک جهت شیب داشته و شیب آنها مساوی باشد . دامنه های این چین ها ممکن است قائم ، و مایل و یا افقی باشد .


6. چین جناغی ، اگر دو دامنه چین طی زاویه تندی نسبت بهم قرار گرفته باشند ، چین حاصله بنام چین جناغی نامیده می شود .


7. چین جعبه ای ، اگر قسمت لولای چین مسطح باشد ، آن را بنام چین جعبه ای می خوانند .


8. چین بادبزنی ، چین بادبزنی چینی است که هر دو دامنه ان برگشته است . در چین بادبزنی تاقدیسی ، هر دو دامنه به سوی یکدیگر است در صورتی که در چین بادبزنی ناودیسی ، شیب دو دامنه از هم دور می شوند .


9. چین از دو سو متمایل ، اگر لولای چین ، از هر دو سو ، شیب داشته باشد ، به نام چین از دو متمایل خوانده می شوند.


10. گنبد ، عبارت است از تاقدیس که امتداد مشخصی ندارد . به عبارت دیگر ، شیب طبقات در تمام قسمت ها ، به طرف خارج متوجه است .


11. تشتک ، ناودیسی است که امتداد و محور معینی ندارد و شیب طبقات در تمام قسمت ها ، به طرف مرکز ان ، متوجه است .



تقسیم بندی چین ها بر اساس عمق آنها


الف ) چین های موازی ، چینی که در ان ضخامت لایه ها ضمن چین خوردگی ثابت می ماند .
ب ) چین های مشابه ، چین مشابه چینی است که وضعیت ان نسبت به عمق ثابت مانده و تغییری نکند . بطوری که دیده می شود ، در این چین ها ، ضخامت لایه ثابت نیست بلکه اندازه ان در قسمت های بالا و پائین چین به مراتب بیشتر از ضخامت لایه در دامنه های ان است .


ج ) چین های هماهنگ و ناهماهنگ ، در بسیاری موارد ، طبقات رویی و زیرین ، در مراحل مختلف چین خوردگی پیدا می کنند . اگر وضعیت عمومی چین خوردگی سنگها بالا و پائین یکسان باشد ، یعنی یک تاقدیس در قسمت های پائین هم چنان تاقدیس باقی بماند ، چین خوردگی ، بنام هماهنگ و در غیر این صورت بنام ناهماهنگ نامیده می شود .


د ) چین های سوراخ کننده ، ممکن است چندین لایه روی هم قرار گرفته و طبقات زیرین ، از جنس مواد شکل پذیری مانند نمک ، گچ و مواد نظیر آنهاباشد . ممکن است این مواد شکل پذیر ، در نقطه ای جمع شوند و طبقات روئی را به صورت گنبد در اورند .


طبقه بندی چین ها
سیستم چین ها

طول موج چین ، بطوری که گفتیم چین ها منفرد نیستند . فاصله بین دو قله دو تاقدیس یا ناودیس متوالی ، بنام طول موج چین خوانده می شود .طول موج چین ممکن است از چند سانتی متر تا چندین کیلومتر تغییر کند .


دامنه چین ، نصف فاصله عمودی بین خط الراس یک تاقدیس و خط القعر یک ناودیس مجاور ، بنام دامنه چین خوانده می شود .


ناودیس شکنجی ، در بسیاری موارد ناودیس بزرگ ، خود از چین های کوچک و متعددی تشکیل یافته است که در این حالت بنام ناودیس شکنجی نامیده می شود .


تاقدیس شکنجی ، تاقدیس شکنجی نیز تاقدیس بزرگی است که از چین های کوچک متعدد تشکیل یافته است . پهنای تاقدیس شکنجی نیزدرحدودچندکیلومتر است. دررشته جبال البرز نمونه های متعددی از ناودیس و تاقدیس های شکنجی رامی توان مشاهده کرد.


ژئوسینکلینال ، گرچه از نظر لغوی ژئوسینکلینال به معنی ناودیس زمین است اما نبایستی آن را به جای ناودیس بزرگ بکار برد . ژئو سیکلینال حوضه رسوبی وسیعی است که ضخامت رسوبات ان به چند هزار متر می رسد . علیرغم ضخامت زیاد رسوبات ژئوسیکلینال ها ، محیط رسوبگذاری آنها عمیق نیست و علت اصلی تجمع رسوبات ، فرورفتن تدریجی کف ژئو سیکنلینال می باشد .


ژئو آنتی کلینال ، ژئو انتی کلینال ، یک بالا امدگی وسیع است که ابعاد ان در مقایسه با ابعاد ژئو سیکلینال است . چنین پدیده ای ممکن است در داخل یا خارج ژئو سینکلینال دیده شود .


چین های پوششی ، در موارد ، چین های منفرد و مجزایی دیده می شوند که توسعه چندانی ندارند ولی روی یکدیگر می پوشانند . این چین ها بنام چین های پوششی نامیده می شود .


تک چین و پادگانه ساختمانی

اگر در ناحیه ای سنگ ها ، نسبت به سنگهای مجاور خود ، بدون ایجاد شکستگی بالاتر قرار گیرند ، سنگ های بین آنها از حالت افقی خارج شده و به حالت شیب دار قرار خواهند گرفت ، این چین خوردگی که در ان ،لایه ها در ناحیه ای بطور ملایم شیب دار می شوند ، به نام تک چین نامیده شود . بنابراین ، تک چین به طبقات شیب داری گفته می شود که شیب آنها در یک جهت باشد . اگر طبقات تک چین را در امتداد شیب ان تعقیب کنیم ، در منطقه محدودی شیب لایه ها کمتر شده و به طبقات اولیه قبل از تغییر شکل ، تبدیل می شود . این گونه طبقات بنام پادگانه ساختمانی نامیده می شود .


ریز چین

هر گاه دو لایه مقاوم یک لایه نامقاوم را احاطه کند که این لایه بر اثر (تکتونیک) حرکتی انجام دهد زیر چین در لایه نامقاوم حاصل خواهد شد .

 

چرخه ویلسون WILSON CYCLE

 Circular" Wilson Cycle

نظريه تكتونيك صفحه اي : بر اساس اين نظريه زمين از صفحاتي به نام صفحات سنگ كره تشكيل يافته است كه حركت اين صفحات نسبت به يكديگر باعث ماگماتيسم، بوجود آمدن حوضه هاي رسوبي، چين خوردگي، دگرگوني ، كانسارزايي و... مي گردد.

چرخه ويلسون: چرخه زمين شناسي كه شامل باز شدن يك حوضه اقيانوسي و بسته شدن در حاشيه هاي قاره اي مجاور است را چرخه ويلسون مي نامند كه به مناسبت انتشار مقاله معروف توزو ويلسون استاد دانشگاه تورنتو در سال 1966 به اين نام مرسوم شده است . در اين مقاله ویلسون نه تنها واقعيت قطعه قطعه شدن پانگه آرا از اوايل ژوراسيك به اثبات رسانيد بلكه وجود پانگه آهاي قديمي تري را كه فقط با چرخه هاي باز شدن وبسته شدن حوضه اقيانوسي قابل توضيح بود به اثبات رسانيد ونهايتا نظريه اشتقاق قاره ها را بوسيله آن تفسير كرد. 

 

مراحل چرخه ويلسون:

هر حوضه اقيانوسي از مرحله ريفت اصلي شروع مي شود بعد به مرحله رشد مي رسد كه در طي آن مساحت حوضه افزايش مي يابد . در اين مرحله، تمام حواشي قاره اي آن حالت غير فعال دارند.بعد از اين مرحله، يك يا چندين حاشيه آن وارد مرحله فرورانش شده و حوضه اقيانوسي تنگ تر وباريك تر مي گردد ودر نهايت با برخورد قاره اي، حوضه اقيانوسي به طور كامل بسته ومحو مي شود وبه جاي ان جوش خوردگي افيوليتي در حوضه قاره اي بوجود مي آيد. اين چرخه سنگي كه حدود 200 ميليون سال به طول مي انجامد شامل 8 مرحله است كه چرخه ويلسون نام دارد.

 

مرحله A - كراتون قاره اي پايدار

كراتون قاره اي پايدار از اطراف توسط حوضه هاي اقيانوسي احاطه شده است.قاره به سمت دريا فرسايش مي يابد و يك پني پلن را ايجاد مي كند. هيچ فعاليت تكتونيكي وجود ندارد و در طي ميليونها سال فرسايش ، هوازدگي و جور شدگي، لايه اي از ماسه سنگ بالغ كوارتز دار ايجاد مي شود .اگر آب وهوا گرم باشد، آهك ها به خوبي توسعه مي يابند ولي اغلب شيل ها از قاره شسته شده وبه حوضه هاي اقيانوسي اطراف منتقل مي شوند.

از نظر ايزوستازي قاره در تعادل كامل است وهيچ فعاليت ولكانيكي ويا زمين لرزه اي اتفاق نمي افتد.قاره ها از سنگ هاي آذرين فلسيك تشكيل شده اند كه سبك هستند مانند گرانيت و پلاژيوگرانيت و... لذا  وقتي قاره فرسايش مي يابد و به يك پني پلن تبديل مي شود از نظر ايزوستازي  شناور است و سطح آن چند صد فوت بالاي سطح درياست.از طرف ديگر حوضه هاي اقيانوسي از سنگهاي آذرين مافيك مانند بازالت وگابرو تشكيل شده  كه سنگين هستند و در حدود 5 مايل در زير سطح دريا و بر روي گوشته زيرين قرار مي گيرند.

 

مرحله B-نقطه داغ وريفت زايي

در اين مرحله قاره پايدار مرحله A دچار آشوب مي شود و ستوني از ماگماي مافيك واولترامافيك داغ از عمق گوشته به طرف سطح بالا آمده  ونقطه داغي را ايجاد مي كند . گرماي نقطه داغ پوسته قاره اي را گرم كرده و موجب كشش آن مي شود تا اينكه پوسته كشيده شده و در نهايت شكسته مي شود و ترك هايي در امتداد بازوي سه گانه ريفت از مركز نقطه داغ  باز مي شوند (پيوست سه گانه).

در اين مرحله در واقع اولين مرحله ريفت زايي آغاز شده و قاره به دو بخش شرقي وغربي تقسيم مي شود كه هنوز به هم متصل هستند. در هنگام باز شدن ولكانيسم مافيك غالب است وبه شكل سيل هاي نفوذي يا آتشفشانهاي رگه اي ويا بازالتهاي طغياني از شكاف آتشفشانها در امتداد دايكهاي تغذيه كننده در حال بالا آمدن  هستند.گرماي نقطه داغ پوسته قاره اي متشكل از گرانوديوريتها يا پلاژیوگرانيتها را دچار ذوب تفريقي كرده و ماگماهاي گرانيتي و آلكالن را ايجاد مي كند كه به صورت باتوليت جايگزين مي شوند و اگر به سطح برسند آتشفشانهاي فلسيك را ايجاد مي كنند. همزماني تشكيل اين دو نوع سنگ (از ابتدا وانتهاي سري باون) توزيع بايمودال يا دوگانه نام دارد.

 

ريفت زايي فعال :محور ريفتها به طور مشخص دهها كيلومتر عرض دارند . دره هاي ريفت ، گرابن هاي بلوك گسلي هستند كه توسط كوه هاي برآمده  احاطه شده اند.در ابتدا كف دره محوري خارج از آب قرار دارد ولي همزمان با فرونشست گرابن اصلي وبالا آمدن آب, كف دره در زير آ ب  قرار گرفته و حوضه دريايي باريكي تشكيل مي شود.سرزمينهاي بلند هورست از سنگهاي فلسيك وقاعده قاره اي با درجه دگرگوني بالا تشكيل شده اند كه به سرعت فرسايش مي يابند و به كنگلومرا وبرش آركوزي تبديل مي شوند . در كف حوضه به دليل عدم وجود اكسيژن وچرخش آب در پائين، رسهاي غني از مواد آلي تجمع مي يابند.پس از هجوم آب دريا بر روي ريفت، دلتاهاي مخروطي شكل گسترش مي يابند. در يك مدت زمان كوتاه پر شدن كف حوضه خاتمه مي يابد.

 

مرحله C - تشكيل پوسته اقيانوسي جديد: حاشيه نابالغ واگرا

در اين مرحله ممكن است نقطه داغي شكل گرفته ، مدتي فعاليت كند و از بين برود اما گاهي زنجيره اي از نقاط داغ به هم متصل شده و سلول هاي همرفتي را ايجاد مي كنند  و اين سلولهاي همرفتي نقطه داغ را به يك سيستم ريفتينگ تبديل مي كنند ويك حوضه اقيانوسي جديد شكل مي گيرد (چهار لايه متشكل از ليتوسفر اقيانوسي كه واحد افيوليتي هستند).

فرايند تشكيل حوضه اقيانوسي با جرياني از فعاليت آتشفشانهاي مافيك در امتداد يك طرف محور ريفت آغاز مي شود.در ابتدا ماگما به صورت تعدادي دايك هاي بازالتي به درون پوسته قاره اي گرانيتي كه نازك و كشيده شده تزريق مي گردد.بازالتهاي تزريق شده و گرانيتهاي قاره اي متقابلا بر يكديگر اثر گذاشته وبا يكديگر اختلاط مي يابند.اين اختلاط را پوسته تحولي مي نامند.

با ادامه فعاليت آتشفشاني دو قطعه قاره شروع به جدا شدن از يكديگر كرده و فضاي خالي ايجاد شده در بين آنها توسط سنگ هاي آذرين مافيك پر مي شود.به دليل سنگين بودن اين سنگهاي آذرين مافيك ( بازالت، گابرو,نزديك زمين و دونيت و پريدوتيت در عمق)در زير سطح زمين ليتوسفر اقيانوسي راتشكيل مي دهند كه مجموعه افيوليتي هستند..

 

مرحله D- حاشيه واگراي بالغ

در اين مرحله بخش شرقي قاره از بخش ديگر دور شده وتنها بخش غربي و حوضه اقيانوسي جديد با مركز بازشدگي آن (پشته ميان اقيانوسي ) باقي مي مانند.گرما از سلولهاي كنوكسيوني به طرف سطح مي آيد ودر بخش ريفت در مركز حوضه اقيانوسي جديد باقي مي ماند. زماني كه حوضه اقيانوسي گسترش مي يابد، حاشيه قاره اي جديد شكل مي گيرد كه حاشيه قاره اي واگرا يا غير فعال ياDCM  نام دارد. اين حاشيه چون از منبع گرمايي دور شده، سرد مي شود و با گذشت زمان سرعت فرورانش آن كمتر مي شود.همچنين منشور بزرگي از رسوبات بر روي DCM نهشته شده است كه به سمت حوضه اقيانوسي ضخامتش افزوده مي شود  اين رسوبات یا از فرسايش قاره حاصل شده ( تخريبي) ويا از فعاليت شيميايي وبيولوژيكي حاصل مي شوند مانند كربناتها.

اين بخش غالبا شامل  نهشته هاي آبهاي كم عمق است زيرا فرونشست و رسوبگذاري هردو تقريبا با سرعت يكساني صورت مي گيرد.در امتداد ساحل شرقي آمريكاي شمالي جايي كه امروزه ماسه سنگهاي ساب ولكانيك وشيل ها رايج هستند. در واقع ناحيه ويرجينياي امروزي يك DCM است. در اين مكان ريفت زايي ، اقيانوس اطلس را باز كرده و اين باز شدگي در حدود 250 ميليون سال قبل اتفاق افتاده است.

 

مرحله E- ايجاد مرز همگرا - تشكيل كوههاي قوس جزاير آتشفشاني :

واگرايي وايجاد پوسته اقيانوسي جديد ممكن است دهها تا صدها ميليون سال به طول انجامد.در برخي نقاط واگرايي متوقف مي شود ودو قاره به سمت يكديگر حركت مي كنند كه مرز همگرايي است اين مرز زماني ايجاد مي شود كه پوسته اقيانوسي در چندين قسمت شكسته شده ودر امتداد زون فرورانش به درون گوشته فرو رود.مناطق فرورانش از هر جايي در حوضه اقيانوسي ودر هر جهتي ممكن است رخ دهد. دو نوع زون سابداكشن وجود دارد:

1- درون حوضه اقيانوسي : فرورانش پوسته هاي اقيانوسي ( نوع جزيره قوسي)

2- در حاشيه قاره : فرورانش پوسته هاي اقيانوسي – قاره اي (نوع كورديلرين)

 

ويژگيهاي ساختاري زونهاي فرورانش:در محل فرورانش بخشي از پوسته اقيانوسي به زير پوسته ديگر كشيده مي شودودر گوشته فرو مي رود.در عمق حدود Km 120 سنگ شروع به ذوب شدن مي كند و تشكيل ماگما مي دهد.ماگماي داغ وكم چگال به طرف سطح مي آيد كه منجر به تشكيل باتوليتها شده و يا به صورت گدازه از شكاف كف اقيانوس خارج شده و جزاير اقيانوسي را تشكيل مي دهد.حوضه اي كه در جلوي قوس قرار گرفته را حوضه پيش كمان  و گودالي كه در عقب قوس واقع شده را حوضه پشت قوس مي نامند.اين حوضه ها محل هاي رسوبگذاري هستند.

  

ذوب بخشي وتشكيل سنگهاي آذرين جديد: سنگهاي گوشته در بالاي صفحه فرورانده شده دچار ذوب بخشي شده و مذاب ايجاد شده تفريق مي يابد وبا جداشدن از سنگ منشأ ,دو جزء مذاب و جامد باقيمانده ازيكديگر تفكيك مي شوند.از آنجا كه به همراه ورقه فرورانده شده مقدار زيادي آب اقيانوس نيز وارد مي شود، گرما واب در عمق تقريبي Km120 منجر به ذوب بخشي مواد گوشته بالاي ورقه فرورانده شده مي شود.كه ابتدا فازهاي زودگدازذوب شده و تشكيل ماگماي حدواسط را مي دهد كه سنگهاي ديوريتي،گرانوديوريتي را ايجاد مي كند.  بخش جامد باقيمانده داراي تركيب مافيك ، اولترامافيك تري نسبت به جامد باقيمانده است.با گذشت زمان فرايند تفريق ادامه مي يابد و ماگماهاي فلسيك تر باقيمانده مافيك را ترك مي كنند.

 

زوج كمربندهاي دگرگوني:دو نوع دگرگوني در زونهاي فرورانش معمولند كه زوج كمربندهاي دگرگوني را تشكيل مي دهند.اولين نوع دگرگوني، دگرگوني نوع بارووين (حرارت كم تا زياد و فشار متوسط )است كه در اطراف آتشفشان بر اثر گرماي توده هاي باتوليتي شكل گرفته وبا چين خوردگي و برش خوردگي همراه است.باتوليت ها پوسته اقيانوسي را تحت تأثير قرار داده وآنها را به شيست سبز(غني از كلريت و اپيدوت)،آمفيبوليت( غني از آمفيبول )وگرانوليت (غني از پيروكسن) تبديل مي كند.دومين نوع دگرگوني، دگرگوني فشار – دما بالا است كه دگرگوني شيست آبي است و در ملانژ گودال شكل مي گيرد.محل ونوع اين دگرگوني گودال فرورانش است كه رسوبات با سرعت بين دو ورقه فرورانده مي شوند. اين كمربندهاي دگرگوني نتيجه فرورانش هستند علاوه بر اين، دگرگونيهاي همبري وهيدروترمال نيز در امتداد تنوره هاي آتشفشاني ودايك هاي بالا آمده از باتوليتها ايجاد مي شوند.

 

اقيانوسهاي باقيمانده :

اگر فرورانش ادامه يابد حوضه اقيانوسي كوچك وكوچك تر خواهد شد تا اينكه قاره غربي و جزيره به يكديگر برخورد كنند در واقع پوسته اقيانوسي فرورانده وتخريب خواهد شد.اين حوضه هاي اقيانوسي كه در زون فرورانش تخريب شده و ناپديد مي شوند اقيانوسهاي باقيمانده ناميده مي شوند.قديمي ترين حوضه هاي اقيانوسي درحدود 200 ميليون سال سن دارند.در مقايسه پوسته قاره اي بسيار سبك است وحفظ مي شود مگر اينكه دچار فرسايش وهوازدگي شود.

 

مرحله F- كوهزايي برخورد قاره- جزيره قوسي

در اين مرحله بخش غربي قاره و جزيره قوسي به هم برخورد مي كنند و منجر به كوهزايي مي شودو حوضه اقيانوسي باقيمانده به يك زمين درز يا سوچورزون تبديل مي شود.كوهزايي هاي حاصل از برخورد دو نوعند:

1- برخورد قاره – جزيره قوسي

2- برخورد قاره- قاره

در هر برخورد يك صفحه بر روي صفحه ديگر رانده مي شود صفحه اي كه رورانده مي شود هينترلند (Hinterland)و صفحه زير رانده، فورلند ناميده  ميشودForeland) )

 

زمين درز (suture zone) : در طي برخورد اولين بخش قوس آتشفشاني كه تحت تأثير قرار مي گيرد، ملانژ گودال است.رسوبات ملانژ گودال از پوسته اقيانوسي فرورانده كنده شده ودر طي زمانهاي طولاني در گودال انباشته شده كه در مرحله برخورد توسط گسل تراست بر روي هينترلند رانده شده است.در انتها از عرض كمربند ملانژ كاسته خواهد شد.به اين زون باريك با سنگهاي مختلط، زمين درز مي گويند كه زوني مرزي است ودو بلوكي را كه به هم برخورد كرده اند از هم جدا مي كند.در واقع اين زون نشانه برخورد است.

 

كوه هينترلند:كمان اتشفشاني ممكن است چند كيلومتر ارتفاع داشته باشد ولي پس از برخورد به علت رانده شدن، مرتفع تر شده و قله هاي آن توسط كلاهك برفي پوشيده مي شود.

 

فورلند:

در منطقه فورلند چندين فرايند رخ مي دهد:

1- اولين رخداد اين است كه گوه ضخيمي از رسوبات قديمي DCM بر روي بخش غربي قاره انباشته شده و فشرده مي شود كه به صورت تاقديس و ناوديس هايي چين مي خورد و توسط گسلهاي تراست به سمت فورلند رانده مي شود و تشكيل گوه هاي افزاينده را مي دهد.

2- دومين رخداد اين است كه رسوبات DCM به جزاير قوسي نزديك شده و توسط قوس رو رانده شده به درون زمين فشرده مي شود.در طي اين رخداد گوه هاي افزاينده متحمل دگرگوني بارووين شده وبه مرمر، كوارتزيت، اسليت وفيليت تبديل مي شود.شدت دگرگوني در سنگهاي عميق بيشتر شده وبه رخساره هاي گرانوليت و امفيبوليت تبديل مي شوند.

3- سومين رخداد اين است كه حوضه فورلندي ايجاد مي شود كه با فرونشست سريع، حوضه عميقي را تشكيل مي دهد كه از رسوبات اواري ضخيم پر مي شود. اين رسوبات حاصل فرسايش كوههاي هينترلند هستند و غالبأ تركيب ليتيكي (آتشفشاني و آذرين دروني و قطعه سنگهاي دگرگوني ) دارند كه به همراه مقاديري پلاژيوكلاز سديك حاصل فرسايش سنگهاي حدواسط هستند.محيطهاي رسوبي حوضه فورلند به طور مشخص با شيلهاي سياه آبهاي عميق شروع مي شوند .

 

دونوع متفاوت از منشورهاي رسوبي در چرخه ويلسون وجود دارد:

1- منشورهاي DCM كه از كراتون به شكل نازك شروع شده وبه سمت حوضه اقيانوسي ضخيم مي شوند.

2- منشورهاي آواري حوضه فورلند كه نزديك به كوهها ضخيم است وبه سمت كراتون قاره اي نازك مي شود.با گذشت زمان كوههاي هينترلند فرسايش وحالت مسطح و پني پلن مي يابند.

 چرخه ویلسون

مرحله G- كوهزايي تيپ كورديلرن:

زون فرورانش درزير قوس آتشفشاني از بين رفته و كوههاي روي حاشيه غربي قاره مسطح مي شود ولي بخش غربي و شرقي قاره هنوز توسط نيروهاي خارجي به سمت يكديگر رانده مي شوند.بنابراين زون فرورانش ديگري شروع مي شود كه اين زون ممكن است از هر جايي در حوضه اقيانوسي شروع  شده وقوس جزيره ديگري را تشكيل مي دهد.

فرايند تشكيل گودال، فرورانش وذوب بخشي پوسته اقيانوسي، رسوبگذاري ملانژودگرگوني شيست آبي در اين نوع كوهزايي همانند كوهزايي جزاير قوسي است . تمام اين فعاليتها در امتداد حاشيه قديمي واگراي قاره اتفاق مي افتد.

 

مرحله H- كوهزايي برخورد قاره- قاره:

در اين مرحله حوضه اقيانوسي باقيمانده، بسته شده وبا برخورد قاره به يكديگر، كوهزايي نوع برخورد قاره اي شكل مي گيرد. اين نوع كوهزايي اجزايي شبيه كوهزايي نوع برخورد قاره- قوس را دارند. هينترلند، فورلند، زمين درز، حوضه فورلندو رشته كوههاي بلند مشابه رشته كوههاي هيماليا.تفاوت اين نوع كوهزايي با كوهزايي برخوردي قاره – قاره اين است كه در اين نوع كوهزايي، سنگهاي DCM ومنشورهاي افزاينده به سمت فورلند رانده مي شوند اما در كوهزايي نوع برخورد قاره – قوس، قطعاتي از پوسته اقيانوسي (واحد افيوليتي) وكمان آتشفشاني به سمت فورلند رانده مي شوند.

رسوبات : رسوبات حاصل از فرسایش این کوهها که حوضه فورلند را پر می کنند از نظر ترکیب متفاوت با رسوبات حاصل از فرسایش جزایر قوسی است.در حالیکه هردو در محیطهای رسوبی مشابهی, نهشته می شوند.سنگهای هینترلند حجم زیادی از سنگهای رسوبی DCM را شامل می شوند که غنی از کوارتز هستند.فلدسپات در این حوضه به علت هوازدگی وفرسایش شیستها و گنیسهای دگرگونی وجود دارد که متفاوت با رسوباتی هستند که حوضه فورلند را پر می کنند.

حوضه فورلند قبل از برخورد از نظر تکتونیکی پایدار است . ماسه سنگهای غنی از کوارتز و سنگ آهک در آن نهشته می شود.پس از برخورد , حوضه فورلند فرونشست می کند.

 

مرحله - I کراتون قاره ای پایدار

چرخه ای که در مرحله A شروع شد اکنون به انتها می رسد کراتون قاره ای اولیه که در مرحله C به دو قطعه تقسیم شد در این مرحله به سمت یکدیگر آمده و مجددأ پایدار می شوند.این قاره جدید نسبت به کراتن مرحله A کاملأ پیچیده تر است .پی سنگها ظاهر شده اند وبسیار متنوع هستند بین بلوکهای شرقی وغربی، کمان آتشفشانی قرار گرفته ودو حوضه فورلند با منشورهایی از رسوبات تخریبی، همچنین دو زون درز حاوی ملانژها و سنگهای آذرین ودگرگونی متفاوت در این قاره قرار دارند. در نهایت این قاره به طور کامل هوازده می شود وبه شکل یک دشت فرسایش می یابد.

 

در حال حاضر هر مرحله از این چرخه را می توان در یک حوضه اقیانوسی خاص نشان داد:

مرحله جنینی )مراحل A تاC  ) را می توان در ریفت بزرگ شرق آفریقا مشاهده کرد.

مرحله بلوغ :(مرحله C ) که اقیانوس اطلس کنونی معرف آن است.

مرحله زوال :(مرحله E ) در این مرحله در یک یا چند منطقه فرورانش، جزایر قوسی وحوضه های حاشیه ای ایجاد می شود.این مرحله، مرحله ای است که اقیانوس آرام امروزی درآن به سر می برد

مرحله نهایی (مرحله F  ) مانند دریای مدیترانه فعلی که همزمان با باز شدن اقیانوس اطلس در 160 میلیون سال قبل اقیانوس عظیم تتیس شروع به بسته شدن کرد.

مرحله تصادم :(مراحل G,H)را می توان در سلسله کوههای آلپ – هیمالیا مشاهده کرد.

 

+ نوشته شده در  شنبه پانزدهم مهر 1391ساعت 20:22  توسط حسین  | 

زمین، همیشه پول‌ساز است 

هر وقت زمین می‌لرزد یا آتشفشانی فوران می‌کند، بدون توجه به شدت این رخدادها، توجه اکثر مردم به طور مستقیم و غیرمستقیم به رشته‌ای جلب می‌شود به نام زمین‌شناسی. آن‌هایی که رشته‌شان در دبیرستان تجربی بوده، کمی با حال و هوای این مبحث علمی که از علوم پایه و بسیار مهم جهان است، آشنایی دارند. به طور کلی می‌توان گفت زمین‌شناسی، رشته‌ای است درباره پیشینه زمین، تغییر و تحولات آن از آغاز تا کنون، وضعیت زمین در فضا، مشخصات و ویژگی‌های فیزیکی، شیمیایی و ظاهری زمین، مواد تشکیل‌دهنده آن و تاثیر تمام این ویژگی‌ها بر زندگی بشر امروز. همچنین، مطالعه تخصصی ساختار، دینامیک و رخدادهای سطحی و درونی کره‌زمین نیز در بخش‌های مختلف این رشته دانشگاهی گنجانده می‌شود. زمین‌شناسی از آنجا اهمیت می‌یابد که تمام تغییرات درونی و سطحی کره‌زمین بر زندگی ما انسان‌ها تاثیرگذار است. همان‌طور که یک دشت یا دلتای رسوبی چند میلیون ساله یا زهکشی آب‌های زیرزمینی برای توسعه تمدن‌های بشری ضروری بوده و است، پایه‌گذاری شهرها روی گسل‌های فعال و پرقدرت زلزله‌خیز یا در نزدیکی کوهپایه یک کوه آتشفشان بیدار، می‌تواند به معنای از بین رفتن یک تمدن ارزشمند باشد. نگاهی کوتاه به تاریخ تمدن‌ها و شهرها، خود گویای این واقعیت است؛ در سال 79 میلادی کوه وزوو در ایتالیا فوران کرد، تمام شهر زیر پوششی قطور از خاکستر و گدازه داغ مدفون شد، 3 هزار و 360 نفر ساکنان شهر جان باختند و نام این شهر برای همیشه در تاریخ آتشفشان‌شناسی که یکی از گرایش‌های اصلی زمین‌شناسی است، ماندگار شد.

اهمیت رشته زمین‌شناسی اما به بررسی بلایای طبیعی و نحوه پیش‌بینی آن‌ها ختم نمی‌شود. ما که در کشوری نفت‌خیز زندگی می‌کنیم، هر روزمان بدون آنکه توجه داشته باشیم، با تخصص و تلاش‌های متخصصان و محققان زمین‌شناسی پیوند دارد. علاوه بر این، ایران به خاطر موقعیت جغرافیایی، آب و هوا، ساختار زمین و رخدادهای کوهزایی‌اش، یکی از کشورهای بسیار ثروتمند از نظر منابع معدنی است. انواع کانسارهای غنی سرب و روی و مس، ذخایر ارزشمند نفت، گاز طبیعی و زغال‌سنگ در گوشه و کنار ایران وجود دارد که همگی، بخش عمده‌ای از صادرات و گردش چرخ اقتصاد ایران را تامین می‌کنند و اینجاست که نقش زمین‌شناسان در کشف و بهره‌برداری صحیح از این منابع، آشکار می‌شود. اما چه چیز باعث می‌شود رشته زمین‌شناسی را انتخاب کنیم؟ پاسخ به این سوال همان قدر که ساده و واضح به نظر می‌رسد، پیچیدگی‌هایی هم دارد. زمین‌شناسی بسیاری از هیجان‌انگیزترین پرسش‌های بشری را پاسخ گفته و احتمالا تا مدت‌ها هم این قابلیت را حفظ می‌کند. اما نکته اینجاست که دانستن سن زمین، از بر کردن نام تمام دایناسورها، دنبال کردن زنجیره حیات و شناسایی تمام حلقه‌های مفقوده آن روی کره‌زمین، این روزها دیگر برای کسی آب و نان نمی شود. کافی است هر کدام از این موضوعات را در اینترنت جست‌وجو کنیم تا فهرست بلندبالایی از منابع علمی در کسری از ثانیه در اختیارمان قرار بگیرد؛ دانستن نام خطرناک‌ترین گوشت‌خوار تاریخ زمین که دیگر تخصص نمی‌خواهد. اما برای مایی که در یکی از مناطق لرزه‌خیز جهان زندگی می‌کنیم و روزی نیست که بیاید و بدون چند زلزله کوچک مقیاس به شب برسد، دانستن جنس زمین، راه‌های شناسایی گسل‌ها و فراگیری روش‌های مقاوم‌سازی ساختمان‌ها، جاده‌ها و سدها، بسیار ضروری است. علاوه بر این، از آنجا که ارتباط بسیار نزدیکی میان زمین‌شناسی با علومی از جمله زیست‌شناسی، آب و هوا و شیمی وجود دارد، تحصیل در این رشته می‌تواند طیف گسترده‌ای از موقعیت‌های شغلی را پیش روی فارغ‌التحصیلان قرار دهد. اما شاید مهم‌ترین دلیل نیاز کشور به زمین‌شناسان متعهد و متخصص، تمام معادن مواد معدنی و میادین نفتی و گازی باشد که در هر نقطه ایران یا اکتشاف شده‌اند و محتویات آن‌ها در حال استخراج است، یا هنوز در انتظار کشف به سر می‌برند.

زمین‌شناسی در دانشگاه‌ها

رشته زمین‌شناسی در اکثر دانشگاه‌های معتبر و شناخته شده ایران ارائه می‌شود. در دانشگاه تهران، دانشگاه اصفهان، دانشگاه شیراز، دانشگاه رشت، اغلب واحدهای دانشگاه آزاد اسلامی و دانشگاه پیام نور، رشته زمین‌شناسی تا مقطع دکترا و در گرایش‌های مختلف آموزش داده می‌شود. رشته این در اکثر این دانشگاه، بیش از 115 عنوان واحد درسی دارد که البته با توجه به استانداردهای هر دانشگاه، تنها تعداد مشخصی از این عناوین، در فهرست دروس اجباری دانشجویان قرار می‌گیرد. اغلب این دروس بر پایه دانش دانشجویان در دروس پایه از جمله ریاضی، فیزیک، شیمی و زیست استوارند و ضعف در یکی از این دروس، دانشجو را خصوصا در ترم‌های منتهی به فارغ‌التحصیلی با مشکلی روبه‌رو می‌کند. از میان دروس مهم و اصلی رشته زمین‌شناسی در دانشگاه‌های ایران و جهان می‌توان به نمونه‌هایی از این دست اشاره کرد: آب‌های زیرزمینی، بلورشناسی نوری، چینه‌شناسی، دیرین‌شناسی 1 و 2، رسوب‌شناسی، زمین‌شناسی اقتصادی، تاریخی، ساختمانی و صحرایی، ژئوشیمی، ژئوفیزیک، زمین ساخت، زمین‌شناسی مهندسی، پترولوژی، کانی‌شناسی، رسوب‌شناسی، سنگ‌شناسی دگرگونی و رسوبی، زمین‌شناسی آذرین، آتشفشان‌شناسی و زمین‌شناسی ایران. نکته اینکه تبحر در یک درس و ضعف در درس دیگر یا توجه نکردن به آن در رشته زمین‌شناسی که تمام اصول و قواعدش به هم مرتبط و متصل است، چندان عاقلانه نیست. چرا که مثلا در درس چینه‌شناسی بخشی وجود دارد که دانشجو باید مشخصات لایه‌ها یا چینه‌های زمین را دقیق با اصطلاحات تخصصی رسوبی و دگرگونی آن هم به زبان انگلیسی یادداشت کند. در چنین شرایطی، تسلط نداشتن به رسوب‌شناسی و سنگ‌شناسی دگرگونی در نهایت به ضرر دانشجو خواهد بود. دروسی از قبیل زمین‌شناسی مهندسی و ساختمانی که گرایش کارشناسی‌ارشدشان هم به همین نام است، علاوه بر تسلط بر ریاضی و فیزیک، دید تجسمی و فضایی قوی هم می‌خواهد. چرا که اگر دانشجو نتواند مباحث مهندسی و ساختمانی را در ذهنش تصور کند، هرگز نمی‌تواند محاسبات پیچیده مهندسی را درست انجام دهد.

منابع آموزشی زمین‌شناسی

یکی از ویژگی‌های مهم این رشته، جهانی بودنش است. یعنی برخلاف رشته‌هایی که در هر کشور تخصصی شده‌اند، قواعد زمین‌شناسی در ایران با قطب جنوب و کشورهای استوایی هیچ فرقی نمی‌کنند. از طرف دیگر، با وجود دسترسی آسان و سریع به منابع آن‌لاین این رشته در کتابخانه‌های غنی دانشگاه‌های معتبری از جمله آکسفورد و دوک، یافتن کتب و نرم‌افزارهایی که برای آموزش این رشته در دانشگاه‌های تراز اول جهان استفاده می‌شود، چندان دشوار نیست. بنابراین، هر سال در دانشگاه‌ها، معمولا فهرست ثابتی به عنوان منابع آموزشی و امتحانی در اختیار دانشجویان زمین‌شناسی قرار می‌گیرد که از میان آن‌ها می‌توان به رسوب‌شناسی، نوشته دکتر موسوی حرمی، زمین‌شناسی نفت نوشته دکتر سحابی، زمین‌شناسی ایران دکتر آقانباتی و ژئوشیمی نوشته دکتر فرید مر اشاره کرد. اغلب کتاب‌هایی که در دوره کارشناسی زمین‌شناسی آموزش داده می‌شوند، برای موفقیت در آزمون کارشناسی‌ارشد و دکترای زمین‌شناسی هم مورد استفاده قرار می‌گیرد. دروس امتحانی برای کنکور کارشناسی‌ارشد به طور کلی شامل این عناوین است: زبان عمومی و تخصصی، سنگ‌شناسی (آذرین، رسوبی و دگرگونی)  و پترولوژی، زمین‌شناسی ایران، زمین‌شناسی ساختمانی، چینه‌شناسی، زمین‌شناسی اقتصادی، زمین‌شناسی نفت، ژئوشیمی، رسوب‌شناسی، دیرینه‌شناسی 1 و 2، آب‌های زیرزمینی و زمین‌شناسی مهندسی.

بازار شغلی زمین‌شناسی چیست؟

متخصصان و فارغ‌التحصیلان زمین‌شناسی اگر واقعا کارشنان را بلد باشند و از کار سخت گریزان نباشند، می‌توانند در این حوزه موفق باشند. برخلاف آنچه اغلب درباره زمین‌شناسی و کاربردهای آن در ایران می‌شنویم، یک کارشناس زمین‌شناسی، بدون اینکه تحصیلاتش را تا مقطع دکترا هم ادامه دهد، می‌تواند به استخدام بسیاری از شرکت‌ها و سازمان‌ها درآید و حتی اگر کمی دید اقتصادی و آینده‌نگری داشته باشد، می‌تواند خودش شرکتی تخصصی تاسیس کند و دست به کارآفرینی هم بزند. بسیاری از فعالیت‌های اصلی شرکت‌های بزرگی از جمله شرکت نفت و گاز ایران، به تهیه و استفاده از نقشه‌های زمین‌شناسی، تحلیل این نقشه و شناسایی نکات قابل تامل در آن‌ها بستگی دارد. هستند شرکت‌هایی که به عنوان پیمانکار با وزارتخانه نیرو و نفت همکاری می‌کنند و اغلب فعالیت‌هایشان حول محور تخصص کارشناسان زمین‌شناسی می‌گردد. علاوه بر این، استخدام در شرکت مادر اکتشاف، استخراج و پالایش نفت و گاز و سایر مواد معدنی از قبیل کانی‌های روی، مس، سرب، آهن، نیکل، آلومینیوم و... هم امکان خوبی برای کار متخصصان زمین‌شناسی در ایران است.

از آنجا که یکی از لازمه‌های موفقیت در رشته زمین‌شناسی، آمادگی جسمانی خوب و علاقه به زندگی و کار در محیط‌های خشن طبیعی و شرایط آب و هوایی و جغرافیایی دشوار است، کسانی در این رشته خواهند درخشید که با «مادر طبیعت» دوست باشند و دشواری‌ها را با علاقه و نه از روی اجبار مالی و وظیفه به جان بخرند. همکاری با گروه‌های اکتشاف در زمینه‌هایی از جمله معدن، آب‌یابی و زهکشی، بهره‌برداری صحیح از آب‌های زیرزمینی، کارگاه‌های مهندسی ژئوتکنیک و تشخیص کانون‌های خطر مثل مناطق لرزه‌خیز و آتشفشانی هم در میان کارهای پرطرفدار برای این متخصصان است. با توجه به تخصص، دانش و توانایی فارغ‌التحصیلان زمین‌شناسی، وزارتخانه‌هایی از جمله صنایع و معادن، نفت، نیرو، جهاد کشاورزی، علوم و آموزش پرورش، همواره به استخدام آن‌ها می‌پردازند. همچنین شرکت‌هایی از جمله ذوب آهن، سیمان و گچ، سازمان زمین‌شناسی، شرکت‌های مرتبط با فعالیت‌های سدسازی، مخزن‌سازی، شیلات، حفر تونل و اکتشافات آب، مواد معدنی و نفت و گاز، برای پیش بردن اهدافشان، به نیروهای زمین‌شناس احتیاج دارند. در کنار این شرکت‌ها، آزمایشگاه‌های سنگ‌شناسی و زمین‌شناسی نیز که برای تجزیه و تحلیل سنگ‌های یک منطقه برای مقاصدی از جمله ساختمانی با شرکت‌های متخصص همکاری می‌کنند، بدون داشتن کادر مجرب و آشنا به زمین‌شناسی، راه به جایی نخواهند برد. به طور کلی اما به خاطر تنوع گرایش‌های تخصصی و مقاطع آموزشی بالای رشته زمین‌شناسی یک فارغ‌التحصیل زمین‌شناسی می‌تواند یکی از حوزه‌های زیر را برای فعالیت حرفه‌ای در نظر بگیرد:

- در مقطع کارشناسی: دبیری دبیرستان و پیش‌دانشگاهی، کارشناسی در سازمان زمین‌شناسی، فعالیت در آزمایشگاه‌های تخصصی سنگ‌شناسی و دانشگاهی و همکاری با شرکت‌های خصوصی سازه و پروژه‌های مرتبط.

- در مقطع کارشناسی‌ارشد: فعالیت در رده‌های بالای سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی، شرکت ملی نفت، موسسه ژئوفیزیک، وزارت مسکن، نفت و معدن، موسسه زمین‌شناسی و زلزله، فعالیت در وزارت کشاورزی و راه و ترابری.

- در مقطع دکترا: فعالیت در تمام حوزه‌های ذکر شده به اضافه عضویت در هیئت علمی و تدریس در دانشگاه‌های کشور.

آنچه نباید فراموش شود، نقش اساسی یک زمین‌شناس در تمام پروژه‌های ریز و درشت ساختمانی، اکتشافی و پیشگیری از آسیب‌های شدید بلایای طبیعی است. زمین‌شناسان، مشاوران امین شرکت‌هایی‌اند که برای تجزیه و تحلیل شرایط کار در یک منطقه ناشناخته به نظرات تخصصی آن‌ها احتیاج دارند.

علاوه بر تمام موارد ذکر شده، فارغ‌التحصیلان زمین‌شناسی، با کمی مطالعه و تحقیق می‌توانند به کارشناس‌های خبره در امر جواهرشناسی تبدیل شوند؛ تخصصی که این روزها، خصوصا برای خانم‌ها بازار گرمی دارد و علاوه بر جایگاه اجتماعی مناسب، درآمدش هم بسیار خوب است. در حال حاضر، کلاس‌های آموزشی بسیاری در این حوزه در بعضی دانشگاه‌ها و موسسات خصوصی برگزار می‌شود.

در میان تمام گرایش‌های کارشناسی‌ارشد زمین‌شناسی، تخصصی زمین‌شناسی اقتصادی و نفت بسیار پرطرفدارند. برای آن‌هایی که می‌خواهند با خیال راحت رشته تخصصی‌شان را انتخاب کنند و بدانند که تا مدت‌ها بازار کار برایشان وجود دارد، رشته زمین‌شناسی اقتصادی، می‌تواند انتخاب هوشمندانه‌ای باشد. دروس دوره کارشناسی‌ارشد زمین‌شناسی اقتصادی عبارتند از: سنگ‌ها و کانی‌های صنعتی، مینرالوگرافی، کانسارهای رسوبی، کانسارهای آذرین و دگرگونی، کانسارهای گرمابی، ذخایر معدنی ایران و منشا آن‌ها، اصول اکتشافات ژئوشیمیایی، اصول اکتشافات ژئوفیزیکی، اجرای پروژه‌های اکتشافی، تخمین و ارزیابی، تهیه نقشه زمین‌شناسی معدنی، زمین‌شناسی تحت‌العرضی، روش‌های تجزیه نمونه‌های معدنی، کانه‌زائی و تکتونیک و پایان‌نامه. در چند سال گذشته، چند رشته جدید و تخصصی به گرایش‌های کارشناسی‌ارشد و دکترای زمین‌شناسی اضافه شده که از میان آن‌ها می‌توان به زمین‌شناسی پزشکی و اختر زمین‌شناسی اشاره کرد. علاوه بر این، رشته‌هایی از قبیل اقیانوس‌شناسی، زمین‌شناسی محیط‌زیست، زمین‌شناسی کاربردی، زمین هیدرولوژی و زمین‌شناسی تکتونیک صفحه‌ای در سراسر جهان در میان رشته‌هایی قرار دارند که بسیاری از دولت‌ها اساس فعالیت‌های اقتصادی و عمرانی‌شان را بر آن‌ها بنا می‌کنند.

با وجود این نکته که زمین‌شناسی در چند دهه اخیر چنان دچار دگرگونی و پیشرفت شده، این رشته یکی از رشته‌های قدیمی در علم است. از همان زمانی که چشم انسان به آسمان‌ها گشوده شد، توجهش به زمین زیر پایش هم جلب شد. بسیاری از دانشمندان بنام این رشته که شناخت ما را از جهانی که در آن زندگی می‌کنیم تغییر دادند، در زمان حیاتشان به نام زمین‌شناس مطرح نبودند. اما با مطالعه و دقت در جهان پیرامونشان، تاثیری انکارناپذیر بر زندگی نسل‌های بعدی‌شان داشتند.

- لوئیس آگاسیز (1873-1807) زمین‌شناسی سوئیسی که اولین مفسر عصرهای یخبندان و یخچال‌ها بود، یکی از کسانی است که مطالعاتش درباره عصرهای یخبندان و تاثیرات یخچال‌ها بر سیماهای دیگر کره‌زمین، امروز که بحث گرم شدن کره‌زمین مطرح شده، بیش از پیش ارزشمند شده است.

- جیوانی آردونو (1795-1714)، اولین زمین‌شناسی بود که طبقه‌بندی صحیحی از زمان زمین‌‌شناسی ارائه داد. او، اهل ایتالیا بود و با تعیین زمان‌بندی زمین‌شناسی، امکان مطالعه دقیق‌تر سلسله‌های جانوری را ممکن کرد.

- خوزه بوناپارت (   -1928) یکی از زمین‌شناسان بنام جهان و اهل آرژانتین است. او بسیاری از دایناسورهای امریکای جنوبی را کشف کرد و با قوه تخیل بسیار قوی‌اش، تصویری واضح از حیات در میلیون‌ها سال پیش در این منطقه ترسیم کرد.

- چارلز داروین (1882-1809)، طبیعی‌دان انگلیسی بود که با ارائه نظریه تکامل و توضیح حلقه‌های مفقوده حیات جانوری و نوشتن کتاب «منشا گونه‌ها» علم زمین‌شناسی را برای همیشه دگرگون کرد.

- چارلز ریشتر (1985-1900) زمین‌شناسی امریکایی بود که این روزها نامش را هر بار که در گوشه‌ای از کره‌زمین زلزله بیاد، می‌شنویم. او مقیاس بزرگی ریشتر برای زلزله را تعریف کرد که امروز، مبنای سنجش بزرگی و قدرت زلزله‌ها در سراسر جهان محسوب می‌شود. از میان زمین‌شناسان بنام ایرانی می‌توان به دکتر عبدالکریم قریب، پدر علم زمین‌شناسی ایران دکتر علی آقانباتی، با تخص زمین‌شناسی ایران و دکتر علی میثمی اشاره کرد.

+ نوشته شده در  شنبه پانزدهم مهر 1391ساعت 20:4  توسط حسین  | 

اهمیت و کاربرد های تكتونيك (Tectonic) و زمین شناسی ساختمانی

Tectonic : The study of processes that move and deform Earth's crust. Describing the forces that cause the movements and deformation of Earth’s crust on a large scale, also describes the resulting structures or features from these forces.

هر کسي که با زمين شناسي سر و کار داشته باشد، تشخيص مي‌دهد که پوسته زمين در طي تاريخ زمين شناسي يک واحد ثابت و غير متغيري نبوده است بلکه به کرات در برابر عوامل داخلي و خارجي در آن تغيير شکل ايجاد شده است. شاهد اين مدعي وجود نواحي عظيم چين خورده يعني سلسله کوههاست که در آن رسوبات و سنگهاي ديگر فشرده شده و فرم آنها تغيير کرده است.

عامل ديگر رسوبات دريايي است که اينک در قلل مرتفع کوهها ديده مي شود و در برخي موارد هزاران متر از سطح دريا بالاتر قرار گرفته است و اين خود ناپايداري قشر زمين را نشان مي‌دهد. بطور کلي مي‌توان گفت که زمين شناسي ساختماني و تکتونيک ، درباره ساختهاي مختلف سنگهاي تشکيل دهنده پوسته زمين، چگونگي تشکيل و ارتباط آنها با عوامل داخلي زمين بحث مي‌کند.

 

اهميت و کاربرد زمين شناسي ساختماني

زمين شناسي ساختمانی در بين ساير علوم زمین شناسی ، موقعيت خاصي را داراست. مثلا تهيه نقشه زمين شناسي محل ، بدون آگاهي به نوع ساختمانهاي منطقه ، غير ممکن است. زيرا بدون توجه به ساختمانهاي موجود ، ارتباط واحدهاي مختلف زمين شناسي امکان پذير نيست. از سوي ديگر مواد معدني ، در ساختمانهاي خاص زمين شناسي متمرکز مي‌شوند.

مثلا نفت و گاز طبيعي بيشتر در قسمتهاي بالاي تاقديسها جمع مي‌شوند و با شناسايي اين ساختمانهاست که مي‌توان امکان وجود آنها را بررسي کرد. همچنين بسياري از موارد معدني بصورت رگه تشکيل مي‌شوند که اين رگه‌ها ، معمولا در امتداد گسلهاي موجود در منطقه تشکيل مي‌شوند. در بسياري موارد ، در اثر وجود گسلها و شکستگيها ، گسترش ماده معدني در يک منطقه قطع مي شود و براي پيدا کردن مجدد آن ، آگاهي به مشخصات تکتونيکي منطقه ، ضروري است.

آشنايي به وضعيت ساختماني منطقه ، کمک موثري در مطالعه آبهاي زيرزميني است. زيرا گسلها و شکستگيها ، مجراهاي مناسب جهت عبور آبهاي زيرزميني مي‌باشد. شناسايي دره ها و گسلهاي ناحيه ، يکي از بهترين مراحل مقدماتي حفر تونلها و احداث سدها به شمار مي‌آيد.

 

انواع بررسي‌هاي زمين شناسي ساختماني

- بررسي بر اساس وضعيت هندسي

در اين نوع تقسيم‌بندي ، ساختمانهاي مختلف زمين از نظر شکل هندسي مورد توجه قرار گرفته و به انواع چين‌ها ، گسل ، درزه‌ها و … تقسيم مي‌شوند.

 

- بررسي از نقطه نظر سينماتيکي

در اين بررسي ، اشکال مختلف زمين‌شناسي ، از نقطه نظر نحوه حرکات پوسته زمين ، که منجر به ايجاد ساختمان مذبور شده است، مورد بررسي قرار مي‌گيرند. در حقيقت در اين حالت چگونگي تشکيل ساختمانهاي مختلف ، مطالعه مي شود.

 

- بررسي تاريخي

مقصود از اين بررسيها ، مطالعه چگونگي تشکيل ساختمانهاي مختلف ، در دوره‌هاي خاص زمين‌شناسي است. زيرا بطوري که مي‌دانيم، در دوره‌هاي مختلف دوران زمين شناسي ، حرکات تکتونيکي مختلفي وجود داشته است.

 

- بررسي از نظر ديناميکي

در اين بررسي ، رابطه نيروهاي موثر بر سنگهاي زمين و ساختمانهاي حاصله ناشي از آنها مورد بررسي قرار مي‌گيرد.

 

گسل ها (Faults)

A fracture or fracture zone in rock along which movement has occurred.

گسلها شکستگيهايي در پوسته زمين هستند که در طول آنها تغيير شکلهاي قابل توجهي ايجاد شده است. گاهي اوقات گسلهاي کوچک در ترانشه هاي جاده، جائي که لايه هاي رسوبي چند متر جابجا شده اند، قابل تشخيص هستند. گسلهايي در اين مقياس و اندازه معمولا بصورت تک گسيختگي جدا اتفاق مي¬افتد. در مقابل گسلهاي بزرگ، شامل چندين صفحه گسل درگير مي¬باشند. اين منطقه هاي گسله، مي¬توانند چندين کيلومتر پهنا داشته باشند و معمولا از روي عکسهاي هوايي راحتتر قابل تشخيص هستند تا سطح زمين.

در واقع حضور گسل در يک منطقه نشان مي¬دهد که در يک زمان گذشته، در طول آن جابجايي رخ داده است. اين جابجايي¬ها مي¬توانسته يا بصورت جابجائي آرام باشد که هيچ گونه لرزشي در زمين ايجاد نمي¬کند و يا اينکه بصورت ناگهاني اتفاق بيفتد که جابجايي هاي ناگهاني در طول گسلها عامل ايجاد اغلب زلزله ها مي¬باشد.  بيشتر گسلها غير فعال هستند، و باقيمانده¬اي از تغيير شکلهاي گذشته مي¬باشند. در امتداد گسلهاي فعال، حين جابجائي فرسايشي دو قطعه پوسته¬اي در کنار هم، سنگها شکسته و فشرده مي¬شوند. در سطح صفحات گسلي، سنگها بشدت صيقلي و شياردار مي¬شوند. اين سطوح صيقلي و شياردار به زمين شناسان در شناخت جهت آخرين جابجايي ايجادشده در طول گسل کمک مي¬کند. که زمين شناسان بر اساس جهت حرکت گسلها، آنها را به انواع مختلفي تقسيم بندي مي¬کنند که در قسمت انواع گسلها به اين تقسيم بندي مي¬پردازيم.

 

مشخصات گسلها

براي تعريف گسلها، از مشخصات هندسي آنها، يعني موقعيت قرارگيري آنها در يک فضاي سه بعدي، استفاده مي¬شود که عمده¬ترين اين مشخصات هندسي راستا و شيب مي¬باشند. شناخت اين پارامترها در سطح، زمين شناسان را قادر مي¬سازد تا ساختار سنگها و گسلها را در زير زمين و قسمتهاي دور از ديدشان، پيشبيني نمايند.

 

راستا:جهت و راستاي خط تلاقي صفحه گسل با افق تحت عنوان راستا شناخته مي¬شود. راستا معمولا بصورت زاويه¬اي با شمال مشخص مي¬گردد. براي مثال عبارت N20E نشان مي¬دهد که راستاي گسل 20 درجه به سمت شرق نسبت به جهت شمال متمايل است.

 

شيب:عبارتست از شيب سطح يک توده سنگي يا صفحه گسل، نسبت به صفحه افق. شيب شامل زاويه انحراف و نيز جهت آن ميباشد. جهت متصور شدن شيب يک گسل، بخاطر سپاري اين نکته است که آب هميشه در صفحه موازي با شيب گسل به سمت پايين جاري خواهد شد.

 

براي نمايش گسلها بر روي نقشه¬هاي زمين شناسي، بدين ترتيب عمل مي¬شود که با يک خط راستاي گسل را نشان ميدهند و با يک خط کوتاهتر و عمود بر خط قبلي، جهت شيب را مشخص کرده و درجه شيب را در کنار آن مينويسند.

 

انواع گسلها

تقسيم بندي گسلها فقط بر اساس هندسه و جهت جابجائي نسبي ايجاد شده در آنها صورت مي¬پذيرد. گسلهاي راستا لغز و گسلهاي شيب لغز دو تقسيم بندي کلي گسلها ميباشند که در زير تعاريف مربوط به آنها آورده مي¬شود.

 

» گسلهاي امتداد لغز (strike slip fault)

A fault with horizontal displacement, typically caused by shear stress.

گسلهايي که امتداد اصلي لغزش در امتداد راستاي گسل باشد، گسل امتداد لغز ناميده ميشوند. بر اساس جهت حرکت در امتداد راستاي گسل، گسلهاي چپ گرد و يا راست گرد را ميتوان تشخيص داد. نحوه تشخيص بدين ترتيب است که اگر در يک سمت از گسل بايستيم و حرکت سمت ديگر را نظاره نماييم، اگر حرکت آن از سمت چپ به راست باشد، گسل راست گرد و در حالت برعکس چپ گرد خواهد بود. بعنوان مثال شکل زير يک گسل امتداد لغز راست گرد را نشان ميدهد.

 

» گسلهاي شيب لغز (Dip slip Fault)

A fault in which two sections of rock have moved apart vertically, parallel to the dip of the fault plane.

گسلهايي که امتداد اصلي لغزش موازي جهت شيب گسل باشد، گسلهاي شيب لغز ناميده مي¬شوند. گسلهاي شيب لغز نرمال و معکوس بر اساس جهت حرکت دو قطعه نسبت به هم تعريف ميشوند. در صورتي که نيروي وارده فشاري بوده و دو قطعه را به هم نزديک کند، گسل شيب لغز معکوس و در صورت دو شدن دو قطعه از هم گسل شيب لغز نرمال ناميده مي شود.

بر اساس حرکتهاي قائم دو قطعه نسبت به هم، فرا ديواره و فرو ديواره قابل تشخيص است. در زبان انگليسي به فرا ديواره Hanging wall ( ديواره آوريز ) و به فرو ديواره Footwall اطلاق مي شود. دليل اين نامگذاري برميگردد به معدنکاراني که در معادن زير زميني کار ميکردند. چون غالبا معادن در محل تقاطع دو قطعه قرار دارند، فرا ديواره سقف معادن را تشکيل ميدهد که محل آويزان کردن چراغها در داخل معادن بود (Hanging wall) و فرو ديواره کف معدن يا محلي که پا بر روي آن قرار ميگيرد است که به آن Footwall اطلاق مي شود. در زبان فارسي از دو اصطلاح فرا ديواره و فرو ديواره براي نامگذاري استفاده مي شود.

در عمل لغزش گسل، ترکيبي از شيب لغز و راستا لغز مي¬باشد که گسل مايل ناميده مي شود. در شکل زير تمام حالتهاي ممکن به نمايش گذاشته شده است.

 

درزه ها (Joints)

The space between the adjacent surfaces of two members or components joined and held together by nails, glue, cement, mortar, or other means.

درزه‌ها عبارت از شکستگي‌هايي است که غالبا در سنگ مشاهده مي شود. مهمترين مشخصه درزه‌ها اين است که در اين نوع شکستگي‌ها ، حرکت نسبي به موازات صفحه شکستگي وجود ندارد و در صورتي که در اين سطح حرکتي وجود داشته باشد، شکستگي حاصله را گسل مي‌نامند. بايستي توجه داشت که در بسياري موارد ممکن است سنگهاي موجود در دو طرف سطح شکستگي در امتداد عمود بر اين سطح حرکت کنند. 

در بعضي موارد ممکن است اين حرکت به چندين سانتيمتر برسد. ابعاد درزه‌ها از چند سانتيمتر تا چندين صد متر تغيير مي‌کند. سطح درزه‌ در بسياري موارد يک سطح مستوي است اما ممکن است در بعضي حالات ، به صورت يک سطح غير مستوي باشد. در غالب موارد ، سطح درزه محدود و در حقيقت به حالت بسته است، اما در مراحل بعد، در اثر هوازدگي ، ممکن است درزه گسترش يافته و در سطح برسد و به صورت يک درزه باز در آيد.

 

طبقه‌بندي درزه‌ها

درزه‌ها را از نظرهاي گوناگون طبقه‌بندي مي‌کنند، که در زير به شرح آنها مي‌پردازيم :

 

- تقسيم بندي هندسي :

در اين تقسيم بندي درزه‌ها بر اساس وضعيت درزه نسبت به امتداد لايه‌بندي سنگهاي مجاور طبقه‌بندي مي‌شوند. در اين تقسيم بندي انواع درزه‌هاي زير را مي‌توان تشخيص داد:

 

درزه امتدادي : درزه امتدادي نوعي از درزه است که امتداد آن موازي يا تقريبا موازي امتداد لايه‌بندي طبقات اطراف است.

 

درزه‌ شيبي : درزه شيبي درزه‌اي است که امتداد آن موازي يا تقريبا موازي خط بزرگتري شيب سطح لايه‌بندي طبقات اطراف است.

 

درزه طبقه‌اي : اگر سطح درزه موازي سطح لايه‌بندي سنگها باشد درزه طبقه‌اي نام دارد.

 

درزه مايل : اگر امتداد درزه نسبت به امتداد يا خط بزرگترين شيب سطح لايه‌بندي سنگهاي اطراف بر حالت غير مشخص باشد، به اين نام خوانده مي شود.

 

- تقسيم بندي جغرافيايي درزه‌ها :

در بعضي موارد درزه‌ها را بر مبناي وضعيت امتداد درزه‌ نسبت به امتداد شمال تقسيم‌بندي مي‌کنند. مثلا اگر امتداد درزه شمالي جنوبي باشد، به نام درزه شمالي جنوبي و در حالتي که امتداد آن شمال غربي ـ جنوب شرقي باشد به همين نام خوانده مي شود.

 

- تقسيم‌بندي بر اساس وضعيت درزه‌ها نسبت به هم :

در اين تقسيم‌بندي وضعيت درزه‌ها نسبت به هم مورد مطالعه قرار مي‌گيرد و بر اساس آن مي‌توان انواع درزه‌هاي زير را تشخيص داد:

 

درزه‌هاي منظم : اگر درزه‌هاي يک منطقه با هم موازي يا تقريبا موازي باشند، به نام درزه‌هاي منظم خوانده مي‌شوند. معمولا امتداد مشترک اين درزه‌ها امتداد محور چين خوردگي اصلي ناحيه و يا امتداد گسلهاي اصلي مي‌باشد.

 

درزه‌هاي نامنظم : اين درزه‌ها وضعيت مشخصي ندارند و بطور نامنظم پراکنده‌اند.

 

- تقسيم‌بندي زايشي درزه‌ها :

بر اساس مکانيسم ايجاد و توسعه درزه در سنگها آنها را به انواع ، درزه‌هاي کششي ، درزه‌هاي برشي ، درزه‌هاي ستوني و درزه‌هاي رهايي و غير تفکيک مي‌کنند. همچنين درزه‌ها را بر اساس عوامل به وجود آورنده آنها به انواع ناشي از عملکرد فرآيند‌هاي تکتونيکي و انواع ناشي از عوامل غيرتکتونيکي تقسيم مي‌شوند.

 

سازوکار ايجاد درزه‌ها

عوامل به وجود آورنده درزه‌ها را بطور کلي به دو گروه عوامل تکتونيکي و عوامل غيرتکتونيکي تقسيم مي‌کنند:

 

عوامل تکتونيکي ايجاد درزه‌ها :

پس از اينکه سنگ تحت تاثير تنش قرار گرفت، ابتدا در آن تغيير شکل الاستيک ايجاد مي شود و پس از آن مي‌شکند (در حالت معمولي سنگهاي حالت شکننده دارند) ، ولي تحت فشارهاي محصور کننده و حرارت بالا ، بسياري از سنگها پس از مرحله الاستيک وارد مرحله تغيير شکل پلاستيک مي‌شوند و نهايتا در اين شرايط سنگ خواهد شکست. شکستگيهاي حاصله در سنگها را مي‌توان به دو دسته زير تقسيم کرد

 

»»  شکستگي‌هاي کششي :

اگر سنگي تحت تاثير کشش قرار گيرد، در امتداد عمود بر کشش ، شکستگيهايي در سنگها ايجاد مي شود. شواهد صحرايي براي تشخيص اين شکستگيها ، ديواره خشن است، ضمنا چون شکستگي تحت تاثير کشش ايجاد شده است، بين دو ديواره شکستگي ، يک باز شدگي ديده مي شود که گاهي اوقات ممکن است توسط رگه‌هاي معدني يا غيرمعدني پر شده باشد.

 

شکستگي‌هاي کششي ناشي از تنش‌هاي فشارشي :

 اگر يک بلوک سنگي تحت تاثير تنش‌هاي فشارشي قرار گيرد، دو سري شکستگي در سنگها ظاهر خواهد شد، به طوري که سطح اين دو سري درزه با هم زاويه 90 درجه تشکيل مي‌دهند. محل تلاقي اين دو صفحه موازي با امتداد تنش فشارشي است. اين شکستگي‌ها تحت عنوان شکستگي کششي شناخته شده است.

 

شکستگي‌ رهايي:

نوع ديگر از شکستگي‌هاي کششي که در اثر پي‌آمدهاي بعد از فشارش ايجاد مي شود، شکستگي رهايي است. اگر نمونه سنگي را به جاي اين که در هواي آزاد تحت فشار قرار گيرد، در يک محيط با فشار همه جانبه واقع شود و آنگاه بر آن فشار وارد آيد، پس از حذف نيروهاي فشارشي ، شکستگي‌هاي متعدد در جهت عمود بر امتداد نيروي فشارشي در جسم به وجود مي‌آيد. اين نوع از شکستگي کششي را رهايي مي‌نامند.

 

شکستگيهاي کششي در اثر نيروهاي کوپل :

اگر جسمي تحت تاثير نيروهاي کوپل قرار گيرد، مثل اين است که نيروهاي فشارشي و کششي بطور همزمان بر آن موثر بوده‌اند. پس بطور همزمان در جسم تغيير شکل‌هاي ميدانهاي کشش و فشارش ايجاد مي‌شوند.

 

»» شکستگي‌هاي ناشي از تنش‌هاي پيچشي :

علاوه بر کشش ، فشارش و کوپل عامل ديگري تحت عنوان پيچش مي‌تواند، شکستگي‌هاي را در سنگها ايجاد کند. وقتي يک جسم صفحه‌اي تحت تاثير پيچش قرار گيرد، تنش‌هاي حاصله در آن به صورت تنش‌هاي کشش ، فشارشي و برشي جلوه‌گر مي شود.

 

- فرآيند‌هاي غيرتکتونيکي ايجاد درزه‌ها :

عواملي مانند انقباض ناشي از سر شدن ، يا خشک شدن اجسام ، تنش‌هاي باقيمانده در توده‌ها ، حرکات سطحي زمين و اثر متقابل جنس‌ لايه‌ها در گسترش اين نوع درزه‌ها موثر مي‌باشند.

 

درزه‌هاي ستوني :  اين درزه‌ها نوعي از درزه‌هاي کششي هستند که بر اثر کاهش حجم در سنگها ايجاد مي‌شوند، اين نوع درزه‌ها معمولا در توده‌هاي آذرين بوجود مي‌آيند که در اثر آن گدازه به شکل منشورهايي ايجاد مي شود. امتداد این درزه ها در امتداد تنش بیشینه است.

 

درزه‌هاي ناشي از هوازدگي :   معمولا سنگها مستقيما و يا به طور غير مستقيم و از طريق سنگهاي اطراف تحت تاثير هوازدگي قرار مي‌گيرند. به علت حرکت جداگانه قطعات سنگها در ناحيه هوازده اغلب درزه‌هايي در آنها به وجود مي‌آيد.

 

ساخت ورقه‌اي يا برگواري :  پديده ورقه ورقه شدن به علت توسعه درزه‌هايي است که سنگ را به پوسته‌هايي که انحناي کمي داشته و تقريبا به موازات سطح توپوگرافي است، تقسيم مي‌کنند.

 

درزه‌ها در ارتباط با ساختمانهاي محلي و توپوگرافي :

اين درزه‌ها شامل موارد زير مي‌باشند:

- درزه‌ها در سنگهاي لايه‌اي يا سنگهايي که به نحوي حالت لايه‌اي دارد، عموما عمود بر لايه‌بندي قرار مي‌گيرند و فواصل آنها تابع نوع سنگ و ضخامت لايه است.فواصل درزه‌ها با ازدياد ضخامت لايه افزايش مي‌يابد.

درزه‌هاي ابتدايي تشکيل شده در سنگهاي آذرين ، عمود به سطح خارجي پيکره آذرين دروني است.

درزه‌هايي که در ارتباط با چين خوردگي هستند، متنوع و شامل درزه‌هاي طولي ، عرضي و مورب مي‌باشند.

 

- ارتباط درزه‌ها با پديده‌هاي ساختماني

 

- گسترش درزه‌ها در ارتباط با چين خوردگي: 

در بسياري از حالات درزه‌هاي متعددي در حوالي چين‌ها مشاهده مي‌شوند. اين درزه‌ها در اثر نيروهايي که لايه‌ها را چين داده‌اند، بوجود آمده‌اند. ذکر اين نکته لازم است که ممکن است درزه‌ها بعد از چين خوردگي نيز بر ساختار ناحيه اضافه شوند. پس مي‌توان آنها را به دو گروه ، درزه‌هاي همزمان با چين خوردگي و درزه‌هاي بعد از آن تقسيم نمود:

 

درزه‌هاي کششي :  بعضي از درزه‌هايي که در حوالي چين‌ها ديده مي‌شوند، بر محور چين عمودند. اين درزه‌ها را مي‌توان به عنوان درزه‌هاي کششي در نظر گرفت زيرا هنگامي که طبقات ، در امتداد عمود بر محور چين تحت فشارش قرار گرفته و چين‌ها را به وجود مي‌آورند، در امتداد محور چين تحت کشش واقع مي‌شوند، بنابراين در امتداد عمود بر محور چين ، درزه‌هايي به وجود مي‌آيد.

 

درزه‌هاي رهايي : درزه‌هاي رهايي ، درزه‌هايي هستند که به موازات سطح محوري چين‌ها به وجود مي‌آيند.

 

درزه‌هاي برشي :  معمولا دو دسته درزه که با هم زاويه 60 درجه تشکيل مي‌دهند، نيز در حول و حوش چين‌ها مشاهده مي‌شوند که مي‌توان آنها را به عنوان گستگي‌هاي برش تعبير کرد.

 

- گسترش درزه‌ها در ارتباط با گسل‌ها :

 

درزه‌هاي پرمانند :  درزه‌هاي پرمانند شکافهاي کششي مربتط با گسل خوردگي هستند. اين درزه‌ها ، در طرفين سطح گسل و طي زاويه حاده‌اي نسبت به آن تشکيل مي‌شوند. جهت زاويه حاده بيانگر جهت حرکت نسبي طبقات است.

 

درزه‌هاي برشي :  درزه‌هاي برشي متقاطع نيز مي‌توانند در ارتباط با گسل‌هايي باشند که به طور عرضي چين‌ها را قطع مي‌کند.

 

درزه‌هاي استيلوليتي:  انفصال سنگ که توسط دو سطح کم و بيش مسطح بوسيله قشر نازکي از رس ، ذغال سنگ ، کليست يا مواد ديگر پر شده باشد را استيلوليت يا درزه استيلوليتي گويند. اين درزه‌ها را سنگهاي آهکي بيشترين فراواني را دارند

 

زمين لغزش

حرکت و جابجايي بخشي از مواد دامنه در امتداد يک سطح گسيختگي مشخص را «لغزش» مي‌ناميم. در لغزشهاي دامنه‌اي تغيير شکل از نوع «برش ساده» است. لغزش انواع مختلف داشته و در هر نوع مصالحي مي‌تواند ايجاد شود. ويژگيهاي توده متحرک و شکل سطح گسيختگي معمولا به عنوان عوامل طبقه بندي لغزشها بکار گرفته مي‌شوند.

 

- انواع لغزشهاي دامنه‌اي

 

» لغزش انتقالي يا ساده

در لغزش انتقالي ، توده‌اي از مواد به روي يک سطح کم و بيش مسطوي به سمت پايين دامنه مي‌لغزند. شرايط زمين شناسي و در راس آن وجود ناپيوستگي هاي ساختي داراي جهت يابي مناسب ، از جمله عوامل ايجاد يک لغزش انتقالي است.

 

» لغزش دايره‌اي يا چرخشي

لغزش دايره‌اي يا چرخشي عمدتا در دامنه‌هاي خاکي و خرده سنگي طبيعي و مصنوعي و به مقدار کمتر در دامنه‌هايي که از سنگ خرد شده يا ضعيف و هوازده ساخته شده‌اند، ديده مي شود. در اين حالت گسيختگي در راستاي سطوحي منحني و قاشقي شکل ، که حداکثر تنش برشي را تحمل مي کنند، صورت مي‌گيرد. براي ايجاد يک لغزش دايره‌اي معمولا نياز به شرايط زمين شناسي ويژه و گسستگيهاي ساختي نيست.

 

» لغزش مسطوي در سنگ

اين نوع لغزش انواع مختلفي دارد. از آن جمله است لغزش يک يا چند واحد سنگي در امتداد يک يا چند سطح مسطوي ، سر خوردن يک قطعه کوچک يا ورقه‌اي از سنگ به روي دامنه ، لغزش توده عظيمي از سنگ و سرانجام لغزش گوه‌اي در امتداد فصل مشترک دو صفحه متقاطع.

 

شرايط مناسب براي لغزش مسطوي

سنگهاي لايه‌لايه رسوبي که شيبشان به سمت خارج دامنه و مقدار آن مساوي يا کمتر از شيب دامنه است.گسل‌ها ، درزها و فولياسيونهايي که سطوح ضعيف ممتدي را ساخته و سطح دامنه را قطع مي‌کنند.درزهاي متقاطع که گسيختگيهاي گوه‌اي را مي‌سازند.سنگ سخت و درزدار که سر خوردن قطعات سنگ را به همراه دارد. پوسته پوسته شدن در توده‌هاي گرانيتي که سرخوردن ورقه‌هايي از سنگ را باعث مي شود.

 

لغزش چرخشي در سنگ : در اين نوع لغزش توده‌اي قاشقي شکل از سنگ ، بر اثر لغزش در امتداد سطحي استوانه‌اي ، گسيخته مي شود. ايجاد ترکهايي در راس بخش ناپايدار و برآمدگيهايي در پاشنه آن نشانه‌هاي حرکات آغازين‌اند. پس از گسيختگي نيز معمولا پرتگاهي در بالاي دامنه و به هم ريختگيهايي در پايين آن متساعد مي شود. افزايش شيب دامنه ، هوازدگي و نيروهاي آب نشستي از دلايل اصلي اين نوع لغزشند.لغزش چرخشي در سنگهاي سخت يکپارچه ديده نمي شود.

 در مقابل درستيهاي دريايي و ديگر سنگهاي نرم ، همچنين در سنگهاي رسوبي لايه‌لايه به شدت درزدار و داراي لايه‌هاي ضعيف ، فراوان ايجاد مي شود. شيب طبيعي شيلهاي دريايي متورم شونده و به شدت ترکدار ، کم و پايدارسازي آنها معمولا مشکل است. اين نوع گسيختگيها معمولا پيشرونده و وسيع اند.

 

لغزش چرخشي در خاک : رايجترين نوع لغزش در خاک ، حرکت چرخشي يک يا چند قطعه از آن در امتداد سطوح استوانه‌اي است.

 

علل اصلي لغزش چرخشي در خاک

• نيروهاي آب نشستي

• افزايش شيب دامنه

• ساختهاي قبلي باقيمانده در خاک برجا

لغزشهاي چرخشي از ويژگيهاي رسوبات نسبتا صخيم خاک چسبنده و بدون سطوح ضعيف است. عمق سطح گسيختگي وابسته به شرايط زمين شناسي است. لغزشهاي عميق در زمينهاي رسي و لغزشهاي کم عمق در واريزه‌ها انجام مي شود. نشانه‌هاي اوليه اين نوع لغزش ، ترکهاي کششي در راس و برجستگيهاي در قاعده دامنه است.

 

گسترش جانبي و گسيختگي متوالي

نوعي گسيختگي صفحه‌اي است که سنگ و خاک ديده مي شود. در اينجا مواد در امتداد يک سطح ضعيف بطور جانبي تحت تنش قرار گرفته و متواليا بصورت قطعاتي مي‌شکنند. علل اصلي اين نوع لغزش عبارت است از نيروهاي آب نشستي و افزايش شيب و ارتفاع دامنه. اين نوع گسيختگي را معمولا نمي‌توان با روشهاي رياضي پيش بيني کرد. زيرا از قبل نمي‌توان محل تشکيل اولين ترک و در نتيجه اولين قطعه را مشخص کرد. با اين حال ، چون در انواع خاصي از سنگ و خاک ايجاد مي شود، تشخيص حالات ناپايدار بالقوه امکان پذير است. گسترش جانبي معمولا به تدريج توسعه يافته و مي‌تواند حجم زيادي داشته باشد. 

اين نوع گسيختگي در دره رودها رايج است و بطور مشخصي در رسهاي سخت شکاف‌دار ، شيلهاي رسي و لايه‌هاي افقي يا کم شيب ، که حاوي مناطق ضعيف ممتدي هستند، ديده مي شود. واريزه‌هايي که به روي خاک برجا يا سنگ داراي شيب ملائم قرار گرفته‌اند، متواليا بصورت گسترش جانبي گسيخته مي‌شوند. نشانه اين نوع گسيختگي در مراحل آغازين ترکهاي کششي است، البته در برخي شرايط مثل بارگذاري ناشي از زمين لرزه ، ممکن است ناگهاني باشد. در خلال گسترش پيشرونده ، ترکهاي کششي بار شده و پرتگاههايي ايجاد مي شود. گسيختگي نهايي ممکن است تا سالها اتفاق نيافتد.

 

لغزش واريزه

اين نوع لغزش به حرکت توده‌اي از خاک ، يا خاک و قطعات سنگ که بطور يکجا يا در واحدهاي جداگانه در روي يک سطح مسطوي پرشيب مي‌لغزند، اطلاق مي شود. اين لغزش اغلب حالت پيشرونده داشته و ممکن است به بهمن يا جريان منتهي شود. علل اصلي لغزش واريزه‌اي عبارتست از افزايش نيروي آب نشستي و شيب دامنه. اين نوع لغزش در جاهايي که واريزه‌ها يا خاک برجا به روي سطح شيبدار و نسبتا کم عمق سنگي قرار گرفته باشد، ايجاد مي شود. آغاز حرکت در اين نوع لغزش هم با ترکهاي کششي مشخص مي شود.

 

اهميت مطالعه گسل ها

در هر زون ساختماني روند نيروهاي تغيير شکل دهنده و در نتيجه جهت و امتداد چين ها و گسل ها متفاوت است.علاوه بر گسلهاي اصلي تعداد زيادي از شکستگي هاي فرعي به صورت دستجات گسلي دسته دوم و سوم و گاه چهارم نيز در هر منطقه ديده مي شودکه سرانجام به درزها و سيستم هاي درزي ختم مي شوند. گسلهاي فرعي،عموماً با گسلهاي اصلي موازي بوده و گاهي نيز بر حسب تغيير جهت نيروها و يا مقاومت متفاوت سنگها،شکستگي هاي اصلي را با زواياي متفاوت قطع مي کنند. به علاوه وجود عوامل فرعي مثلاً گنبدهاي نمک نيز در تغيير شکل روندهاي ساختماني اثر مهمي بجا مي گذارد.

در سالهاي اخير به کمک عکس هاي  ماهواره اي توانسته اند نقشه هاي دقيق سيستم گسلي مناطق مختلف ايران را ترسيم نمايند. به اين ترتيب حدو مرز شکستگي هاي اصلي و فرعي مشخص شد.

اهميت اين قيبل مطالعات و استفاده از عکس هاي  ماهواره اي در زمين شناسي مدرن امري اجتناب ناپذير بوده و تنها به ذکر چند مورد اشاره مي کنيم که شامل:

- مطالعه و شناخت دقيق روندهاي تکتونيکي کشور

- مطالعه و بررسي گسلهاي فعال کواترنر و امکان جابجايي و زلزله زايي آنها

- بررسي تغييرات ژئومورفولوژيکي

- بررسي موقعيت زمين شناسي معادن شناخته شده به منظور کشف وضعيت مشابه در نواحي ديگر

- مطالعات ژئوتکنيک در ارتباط با طرحهاي عمراني،سد سازي وجاده سازي.

+ نوشته شده در  شنبه پانزدهم مهر 1391ساعت 20:3  توسط حسین  | 

اثر زلزله بر سازه های زیر زمینی و تونل مترو

تعاریف مربوط به زلزله

 

3تعاریف مربوط به زلزله

از نظر زلزله شناسی، زلزله دارای مفاهیم و خصوصیات متعددی از جمله کانون زلزله، شدت و بزرگی زلزله و ... می‌باشد که بررسی هر کدام در جای خود مهم است. اما در اینجا به مشخصات تاثیر گذار عمده و مفاهیم کلیدی مربوط به بحث اشاره می‌شود و تاثیر هرکدام از پارامترها در رفتار سازه‌های زیر زمینی مورد بررسی قرار میگیرد.

 

3-1-     امواج زلزله :

انرژی آزاد شده در زلزله، بصورت امواج در زمین منتقل گردده و باعث تحریک سازه‌های دور از کانون زلزله میشود. بررسی این امواج بصورت کلی، امری است بسیار دشوار که در عمل برای سهولت، امواج به یکسری امواج ساده‌تر تجزیه می‌گردد.

امواج زلزله از نوع امواج الاستیک هستند و بر حسب کرنش ایجاد کننده به دو نوع حجمی (مانند امواج فشاری و برشی) و سطحی (مانند امواج لاو و ریلی) تقسیم می‌گردند. شکل (3-1) بصورت شماتیک، انواع امواج ایجاد شده در زلزله را نشان می‌دهد.

بر اساس مشاهدات، قدرت و توان هر کدام از امواج کاملا وابسته به بزرگای زلزله، فاصله بین رو مرکز و ساختگاه و مشخصات خاک در این فاصله می‌باشد. از طرف دیگر امتدادهای مختلف برخورد موج با امتداد اصلی تونل سبب ایجاد تغییر شکلهای مختلفی در سازه می‌گردد. بدلیل اهمیت موضوع امواج و ارتعاشات، این موضوع در فصلی جداگانه مورد بررسی قرار می‌گیرد.

 

(a)   امواج حجمی

 (b)      امواج سطحی

 

شکل (3-1) : دیاگرام شماتیک از انواع مختلف امواج ایجاد شده در یک زلزله

 

3-2-     بیشینه شتاب زمین (PGA)

از معیارهای مهم در طراحی و علت اصلی آسیبها، بیشینه شتاب سطح زمین در هنگام زلزله می‌باشد که بر اساس ضریبی ار g شتاب جاذبه زمین سنجیده می‌شود. علاوه بر این، معیارهای دیگری از جمله بیشینه سرعت ذره‌ای در سطح زمین نیز در تعیین میزان خرابی‌ها تعریف شده‌اند. بطور کلی بررسی‌ها نشان میدهند که اگر شتاب سطحی بیشینه تا 0/2g باشد، آسیبی به تونل وارد نمی‌شود و چنانچه این شتاب بین 0/2g تا 0/5g باشد، صدمات خفیف و قابل تعمیر را شاهد خواهیم بود و از شتاب 0/5g به بالا، انتظار آسیبهای شدیدتری خواهد بود.

3-3-     فرکانس و طول موج زلزله:

نزدیک بودن فرکانس ارتعاش سازه به فرکانس مولد ارتعاش، سبب پدیده تشدید می‌گردد. تحقیقات نشان می‌دهند که امواج زلزله دارای فرکانس کم و طول موج زیاد هستند. هر چه اندازه طول موج برخوردی به تونل نزدیک به قطر تونل باشد (حداکثر تا 4 برابر قطر تونل)، امکان تقویت نوسان وجود دارد، بطوری که طول موج تا دو برابر قطر تونل می‌تواند موجب آسیبهایی به تونل گردد. اگر تونلی به قطر 10 متر و در محیط ماسه سنگی که سرعت موج در آن 8/1 کیلومتر بر ثانیه است، در نظر گرفته شود، با فرض برخود موجی که دو برابر قطر تونل، طول موجش است، مقدار فرکانس لازم برای تحریک سقف به ریزش برابر است با 90 هرتز (f=c/λ)؛ که تولید این فرکانس برای زلزله‌های متداول ممکن نیست. مگر اینکه تونل به کانون زلزله و محل وقوع گسیختگی گسل بسیار نزدیک باشد و شاید فقط در انفجارهای عظیم امکانپذیر باشد.

 

3-4-     فاصله از مرکز زلزله:

 بدیهی است که هرچقدر تونل از مرکز زلزله فاصله می‌گیرد، امکان آسیب کمتر می‌شود. توجه به این نکته لازم است که در فرکانسهای پایین، میرایی دامنه نوسانها شدیدتر است بطوری که افت انرژی در امواج حجمی متناسب با عکس مجذور فاصله و در امواج سطحی متناسب با عکس فاصله می‌باشد.

 

 

3-5-     دوام نوسانها (Duration) :

 عموماً پدیدة زلزله دارای فركانسهای كم و تعداد سیكلهای تنش زیاد می‌باشد. تعداد دفعات نوسان سازه- به خصوص آن تعدادی كه سازه را وارد محدودة غیرخطی می‌كند- عامل بسیار مهمی در بالا رفتن میزان آسیبهای وارده به تونل می‌باشد. دوام و تعداد زیاد نوسانها باعث پدیده خستگی (Fatigue) می‌شود و این پدیده موجب تغییرشكلهای بزرگ در اطراف تونل می‌گردد.

 

3-6-     شدت و بزرگی زلزله :

بزرگی زلزله را نمی‌توان به‌طور جداگانه مورد بررسی قرار داد زیرا این عامل مربوط به دامنة امواج ارتجاعی و انرژی تولید شده در مركز زلزله می‌باشد. اگر بزرگی زلزله با پارامتر فاصله از مركز زلزله در نظر گرفته شود، می‌توان نمودارهایی مانند شكل 3-2 تهیه نمود. در این شكل بطور مثال اگر زلزله‌ای با بزرگی 5/7 ریشتر (Richter) مبنا باشد، در فواصل بیش از 60 كیلومتر انتظار آسیب‌دیدگی نخواهیم داشت. برخلاف بزرگی زلزله، شدت زلزله را می‌توان به‌تنهایی به ‌عنوان معیاری در تعیین آسیب‌دیدگی مطرح ساخت زیرا بر اساس میزان تخریب زلزله تدوین شده است.

 

 

شكل  3-2 : ارتباط شدت و بزرگی . شتاب بیشینه زلزله با فاصله از گسل

 

3-7-     گسلش

گسلش از ویژگیهای زلزله به شمار نمیرود، و در واقع عامل ایجاد کننده زلزله است. در حوزه‌های مختلف مهندسی عمران و ساخت و ساز و در مطالعات آسیب پذیری شهری، بدلیل محدود بودن ابعاد سازه‌ها و احتمال بسیار کم تقاطع این سازه‌ها با خط گسلش، این قسمت از اهمیت زیادی برخوردار نیست. ولی در حوزه تونل سازی، بدلیل ویژگی اصلی این سازه‌ها که طولانی بودن آنها می‌باشد، احتمال تقاطع این سازه‌ها با محل گسلش، بسیار زیاد و تقریبا امری اجتناب‌ناپذیر است. بدلیل اهمیتی که گسلش در امر تونل سازی دارد، این موضوع بصورت جداگانه مورد بررسی قرار خواهد گرفت.

 

نگاه اجمالی:


در هنگام وقوع زلزله بارها با کلمه مقیاس ریشتر مواجه می‌شویم. شاید کلمه مقیاس مرکالی هم به گوشتان رسیده باشد. هر چند که کمتر مورد استفاده قرار می‌گیرد. این دو مقیاس قدرت یک زلزله را از دو جنبه مختلف بیان کنند. از مقیاس ریشتر برای بیان بزرگی یک زمین لرزه یعنی مقدار(انرژی آزاد شده طی یک زمین لرزه استفاده می‌شود.

تصویر

مقیاس ریشتر:


اطلاعات مورد نیاز برای محاسبه بزرگی زمین لرزه را از لرزه نگار به دست می‌آورند. مقیاس ریشتر لگاریتمی است یعنی افزایش یک واحد در مقیاس ریشتر نشان دهنده افزایش ده واحدی در دامنه موج است. به عبارت دیگر دامنه موج در زلزله 6 ریشتری ده برابر دامنه موج زلزله 5 ریشتری است و دامنه موج 7 ریشتر 100 برابر زلزله 5 ریشتری است. مقدار انرژی آزاد شده در زلزله 6 ریشتری 7.21 برابر زلزله 5 ریشتری است.

بزرگترین زلزله ثبت شده:


بزرگترین زلزله ثبت شده 9.5 ریشتر شدت داشت، هرچند که مطمئناً زلزله‌های شدیدتری در تاریخ طولانی زمین روی داده است. عمده زلزله‌هایی که روی می‌دهد کمتر از 3 ریشتر قدرت دارند. زمین لرزه هایی که کمتر از 4 ریشتر شدت داشته باشند، نمی‌توانند ویرانی‌های چندانی به بار آورند. زلزله هایی که 7 ریشتر یا بیشتر قدرت داشته باشند، زلزله های شدیدی محسوب می‌شوند. مقیاس ریشتر فقط یکی از عواملی است که تبعات یک زلزله را بیان می‌کند.

تصویر

قدرت زلزله:


قدرت تخریبی یک زلزله علاوه بر قدرت آن به ساختار زمین در منطقه مورد نظر و طراحی و مکان سازه‌های ساخت بشر بستگی دارد. میزان ویرانی‌های به بار آمده را معمولاً با مقیاس مرکالی بیان می‌کنند. دانشمندان می‌توانند درجه مقیاس ریشتر را درست پس از زمین لرزه و زمانی که امکان مقایسه اطلاعات از ایستگاه‌های مختلف زلزله نگاری به وجود آمده، معین کنند.

اما درجه مرکالی را نمی توان به این سرعت مشخص کرد و لازم است که محققان زمانی کافی برای بررسی اتفاقاتی که حین زمین لرزه روی داده است، در اختیار داشته باشند. هنگامی که تصور دقیقی از میزان خسارت های وارده به عمل آمد، می توان
درجه مرکالی مناسب را تخمین زد.

زلزله لرزش ناگهانی پوسته جامد زمین است که هر از چند گاهی در نواحی که بر روی بند زلزله خیز قرار دارند رخ می‌دهد. این پدیده طبیعی دارای خصوصیات و وی‍ژگیهای منحصر به فردی است، که آگاهی از پدیده‌های همراه زلزله ، شناخت گسلها و انواع آن در تعیین الگوی لرزه زمین ساخت و رژیم لرزه خیزی مناطق مختلف دارای اهمیت است.




زلزله چیست؟

لرزش ناگهانی پوسته‌های جامد زمین ، زلزله یا زمین لرزه نامیده می‌شود. دلیل اصلی وقوع زلزله را می‌توان افزایش فشار بیش از حد داخل سنگها و طبقات درونی زمین بیان نمود. این فشار به حدی است که در سنگ گسستگی بوجود می‌آید و دو قطعه سنگ در امتداد سطح شکستگی نسبت به یکدیگر حرکت می‌کنند. به سطح شکستگی که توأم با جابجایی است، گسل گفته می‌شود. وقتی که سنگ شکسته می‌شود، مقدار انرژی که در زمان طولانی در برابر شکستگی حالتهای مختلفی را برای آزادسازی انر‍ژی نهفته شده بوجود می‌آورد.

بطوری که در ابتدا فشار و نیروهای درونی ممکن است باعث ایجاد یکسری لرزه‌های خفیف و کوچک در سنگها شود که پیش لرزه نامیده می‌شود. بعد از اینکه فشار درونی بر مقاومت سنگها غلبه کرد انرژی نهفته آزاد می‌گردد و زمین لرزه اصلی رخ می‌دهد، البته نباید از اثر لرزشهای کوچکی که بعد از زمین لرزه اصلی نیز اتفاق می‌افتد و به نام پس لرزه معروف هستند، چشم پوشی کرد. لرزه ، پیش لرزه ، لرزه اصلی و پس لرزه مجموعا یک زمین لرزه را نشان می‌دهند.

باید توجه داشت که تمام زلزله‌ها با پیش لرزه‌ها همراه نیست و همچنین پیش لرزه را نمی‌توان مقدمه وقوع یک زلزله بزرگ دانست، زیرا در بسیاری از موارد یک زلزله مخرب خود یک پیش لرزه فوق العاده مخربی بوده است که در تعقیب آن اتفاق افتاده است. همچنین در بسیاری از زمین لرزه‌ها زلزله اصلی بدون هیچ لرزه قبلی و یکباره اتفاق می‌افتند، زلزله‌هایی هم در اثر عوامل دیگر مثل ریزشها (مثلا ریزش سقف بخارهای آهکی و زمین لغزشها) و یا در بعضی موارد
فعالیتهای آتشفشانی نیز بوجود می‌آید که مقدار و شدت آنها کمتر است.

چرا زلزله بوجود می‌آید؟

به درستی مشخص نیست که چرا زلزله بوجود می‌آید، اما همانطور که قبلا اشاره شد تجمع انر‍ژی در درون زمین از یک طرف و افزایش نیروی زیاد در درون زمین و عدم تحکمل طبقات زمین برای نگهداری این انرژی از طرف دیگر موجب شکسته شدن زمین در بعضی نقاط آن شده و انرژی از محل آن آزاد می شود. این شکستگی که اکثرا با جابجایی زمین اتفاق می‌افتد باعث خطرات و ایجاد لرزش زمین می‌شود که به آن زلزله گفته می‌شود.

اما این انرژی از کجا می آید؟ برخی معتقدند که زمین از ورقه‌هایی تشکیل شده است که این ورقه‌ها با صفحاتی که در کنار هم قرار دارند به یکدیگر فشار وارد کرده و باعث می‌شوند که ورقه‌هایی که دارای وزن کمتری هستند به داخل زمین فرو روند (این پدیده در اصطلاح علمی فرو رانش صفحات گفته می‌شود). همچنین ممکن است که ورقه‌ها در کنار یکدیگر به هم فشرده شوند. در اثر فرو رانش و پایین رفتن صفحه به درون زمین و به دلیل افزایش فشار و دمای طبقات درونی ، ورقه شروع به گرم شدن و ذوب شدن می‌کند و مواد مذاب حاصله سبک شده و مجددا به سمت بالا حرکت کرده و فشاری را به طبقات مجاور وارد می‌کند.

ترکیب این نیروها در درون زمین باعث ایجاد یک حالت عدم تعادل انرژی می‌شود، این وضعیت تا زمانی که طبقات فوقانی و سطحی زمین تحمل مقاومت در برابر آن را داشته باشند حفظ می‌گردد. اما زمانی که سنگها دیگر تحمل این فشارها را نداشته باشند، انرژی به یکباره آزاد می‌گردد و زلزله بوجود می‌آید. البته این بدان مفهوم نیست که تمامی زلزله‌ها بدین طریق ایجاد می‌شوند، بلکه می‌توان گفت بخش اصلی زمین لرزه‌ها ، با این فرضیه قابل توجیه است.

تصویر

رابطه گسل با زلزله

رابطه گسل - زلزله دو طرفه می‌باشد. یعنی وجود گسلهای فراوان در یک منطقه سبب بروز زلزله می‌گردد. این زلزله به نوبه خود سبب ایجاد گسل جدیدی گردیده و نتیجتا تعداد شکستگیها زیادتر شده و به این ترتیب قابلیت لزره خیزی منطقه افزایش می‌یابد.

نحوه آزاد شدن انرژی زلزله

ممکن است یک زلزله به همراه خود پیش لرزه و پس لرزه‌هایی داشته باشد، که این دو قبل و بعد از زلزله اصلی ممکن است وقوع یابند، به عبارتی دیگر این موضوع به نحوه آزاد شدن انرژی زلزله بستگی دارد. بطوری که انرژی زلزله بصورتهای زیر آزاد می‌گردند:

پیش لرزه

گاهی اوقات از بروز زلزله اصلی ، یکسری زلزله‌هایی با بزرگی کمتر از زلزله اصلی به وقوع می‌پیوندند که معمولا فراوانی آنها با نزدیک شدن به زمان وقوع لرزش اصلی ، افزایش می‌یابد.

لرزش اصلی

همان زلزله اصلی بوده که بواسطه آن اکثر انرژی ذخیره شده در سنگها یکباره آزاد می‌گردد و چنانچه داده‌های مربوط به یک زلزله بزرگ غیر دستگاهی باشد مهلرزه نامیده می‌شود.

پس لرزه

زلزله‌های خفیفتری که غالبا پس از لرزش اصلی ، از حوالی کانون زلزله اصلی منشأ می‌گیرند، را پس لرزه می‌گویند. پس لرزه‌ها می‌توانند حتی تا سالها پس از وقوع زلزله‌های اصلی نیز به طول انجامد.

دسته لرزه

مجموعه‌ای از تعداد زیادی زلزله که در یک منطقه محدود در مقطع زمانی در حد هفته تا چند ماه به وقوع می‌پیوندد. دسته لرزه‌ها غالبا در نواحی آتشفشانی دیده می‌شوند.

ریز لرزه

زلزله‌های ضعیفی هستند که بزرگی آنها 3 ریشتر و یا کمتر از 3 بوده و غالبا افزایش ناگهانی و نامنظم آنها نشانه قریب الوقوع بودن مهلرزه یا زلزله اصلی می‌باشند.

 فیزیک زلزله شناسی



دید کلی

  • معمولا هر زلزله وقتی خوب منعکس می‌شود که تلفات زیادی داشه باشد، و گرنه زلزله‌ای شدید ولی با تلفات کم از دید عام زلزله بزرگی محسوب نمی‌شود؛ سالیانه در کره زمین بطور میانگین یک زلزله بسیار شدید 8 ریشتر ، 100 زلزله نسبتا شدید ، هزاران زلزله متوسط و حدود 3 میلیون زلزله ضعیف اتفاق می‌افتد، در روی زمین هر دقیقه با 7 زلزله مواجه هستیم.

قویترین زلزله دنیا به بزرگی 8/25 ریشتر در سایفرانسیسکو سال 1906 به علت لغزش گسل سان آندریای کالیفرنیای غربی و بیشترین تلفات مربوط به شنسی چین در 24 ژانویه 1556 با 830000 کشته ثبت شده است.

تحولات داخلی زمین

شاید اولین نظریه‌پرداز زلزله ارسطو بود، که با اعتقاد به تلاش ماده برای رسیدن به مکان واقعی خود بر این باور بود هوایی که در شکافهای مرکز زمین محبوس شده ، در تلاش برای آزاد شدن باعث لرزش زمین می‌گردد. امروزه می‌دانیم که علت اصلی زلزله فعل و انفعالات مرکز زمین است که به صورت انرژی گرمایی شدید از طریق شکستگی‌های درز مانند زمین یعنی گسل‌ها ، آزاد می‌گردد. مواردی مانند فعالیت آتشفشان‌ها ، ایجاد دریاچه‌های مصنوعی پشت سدها و عدم تعادل فشار هیدرواستاتیکی به علت برداشت بی‌رویه آب از سفرههای زیرزمینی آب نیز ممکن است باعث حرکت ناگهانی گسلها و زلزله گردد، زلزله با دو مقیاس مرکالی ( تخریب ظاهری و احساسی زلزله ) و ریشتر ( مقدار انرژی آزاد شده از کانون ) تعیین می‌گردد.

کانون ، مرکز درونی زلزله است که شکستگی و رها شدن انرژی از آنجا آغاز می‌گردد و ممکن است با مرکز سطحی زلزله که نقطه بالای کانون در سطح زمین است تا عمق 700 کیلومتر فاصله داشته باشد. در مقیاس ریشتر به جای اصطلااح شدت از اصطلاح بزرگی استفاده می‌شود. ریشتر مقیاس لگاریتمی است بطوریکه با افزایش هر عدد
شدت زمین لرزه 31 بار بیشتر خواهد شد.

امواج زلزله

فیزیک امواج زلزله با 3 نوع اولیه ، ثانویه و سطحی منتشر می‌شوند. فیزیک امواج اولیه یا طولی که جهت انتشار آنها با ارتعاشات منطبق است با حرکت فنر وارد در جامدات ، مایعات و گازها حرکت می‌کنند و سرعت آنها بیش از سرعت سایر فیزیک امواج است. فیزیک امواج ثانویه یا عرضی که جهت انتشار آنها با ارتعاشات عمود است فقط در جامدات حرکت می‌کنند و این فیزیک امواج پس از امواج р می‌رسند و همچون پرده فیزیک امواج زمین زا تکان می‌دهند. و بالاخره فیزیک امواج سطحی که بر خلاف دو نوع قبلی در سطح زمین حرکت می‌کنند. و خطرناکترین فیزیک امواج زلزله هستند.

ساختار زمین لرزه

زمین با ضخامت حدود 6400 کیلومتر از مرکز تا سطح شامل لایه‌های پوسته ، جبه و بالاخره هسته ( با حالتی مایع و حرارتی معادل 66600 درجه سانتیگراد ) است. ((لیتوسفر ، پوسته زمین یکپارچه نیست بلکه از صفحاتی تکنونیکی تشکیل شده که همواره تحت تأثیر نیروهای درونی زمین در حال حرکتند. مرز این صفحات تحت فشار و کشش ایجاد گسل یا ((چین خوردگی و کوه‌ها را سبب می‌شود. حرکات این طیف به صورت خفیف و مستمر و سیستماتیک در حد چند سانتیمتر در سال انجام می‌گیرد.

حرکت آرام گسلها باعث تخلیه انرژی به صورت زلزله‌های خفیف می‌گردد که این عمل همانند
سوپاپی مطمئن احتمال وقوع زلزله‌های شدید می‌کاهد. اما در صورت برخورد سنگها در خطوط گسلها و توقف حرکت تجمع انرژی و رها شدن ناگهانی آن تا سرعت 8000 کیلومتر در ساعت ، ایجاد زلزله شدید می‌کند. اگر زلزله‌ها در حاشیه اقیانوس آرام موسوم به حلقه آتش پاسیفیک ، در اقیانوسهای هند و اطلس و نیز در نواری طولانی از شرق آسیا تا غرب به وقوع می‌پیوندد. حجمهای سهمگین شونامی که در تا ارتفاع 60 ‌متر ساحلها را در می‌نوردد، نتیجه زلزله‌های اعماق اقیانوسهاست.

ما و خطوط زلزله

ایران روی نوار طولانی زلزله تا اروپا در حاشیه جنوبی صفحه عظیم اوراسیا واقع شده است. صفحه اوراسیا از شمال صفحه هند و از استرالیا از جنوب شرقی و صفحه غربی از جنوب غربی در محل تلاقی خود ناحیه‌ای مثلثی شکل تشکیل داده که ایران را در بر می‌گیرد. هر ضلغ این مثلث مرز صفحاتی است که سنگهای مهم و فعال در آن قرار دارند. برآیند فشار این اضلاع حدود شمال شرقی کشور است. با این ترتیب حدود %90 حوزه‌های انسانی کشورمان در معرض خطر زلزله‌اند. بطوریکه در قرن گذشته 20 زمین لرزه بزرگ که هر کدام بیش از 5000 قربانی داشته در کشورمان ثبت گردیده است.

علائم وقوع زلزله

  • یکی از بارزترین علائم زلزله پیش لرزه‌های خفیف ناشی از موج‌های اولیه است که در پی آنها فیزیک امواج اصلی زلزله اتفاق می‌افتد. گاهی صداهای انفجار گونه ناشی از حرکت لایه‌های زمین نیز توام با رسیدن این فیزیک امواج شنیده می‌شود. در شهر بم قبل از وقوع زلزله اصلی فیزیک امواج خفیف سه بار آنرا لرزانده بود و چند ساعت قبل نیز صداهای عجیبی از درون زمین شنیده شده بود.

  • نور نیز یکی از علائم وقوع زلزله می‌باشد. قبل از زلزله‌های رودبار و بم نوری در آسمان مناطق مشاهده گردیده بود. نور ناشی از زلزله احتمالا به دلیل آزاد شدن گازهای هیدروکربنی لایه‌های زیرین زمین قبل از انجام زلزله‌اند. که انتشارشان تولید نورهای شدید می‌کند.

  • از علائم دیگر وقوع زلزله ناآرامی حیوانات به دلیل حواس تیزشان است که توان تشخیص تکانهای خفیف توده‌های سنگ در شرف لغزیدن و سر و صداهای جزی آنها را دارند از جمله کبک ، سگ برخی ماهی‌ها ، کوسه‌ها و ... .



موج زلزله موجی است که از طریق زمین حرکت می کند، که اغلب سبب ایجاد زمین لرزه یا انفجار می شود. امواج زلزله توسط زلزله شناسان مطالعه میشوند، و توسط لرزه نگار و زلزله سنج اندازه گیری می شوند.

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.

انواع امواج زلزله

امواج زمین لرزه با توجه به حرکتشان در داخل یا سطح زمین به دو دسته تقسیم میشوند:
امواج داخلی یا پیکری
دسته ای 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 می نمایند. امواج داخلی نیز به دو گروه امواج طولی یا اولیه و امواج عرضی یا ثانویه قابل تقسیم هستند.

امواج سطحی
سرعت امواج سطحی از امواج عرضی کمتر است وشدت آن نسبت به عمق و نسبت به فاصله از مرکز به سرعت کاهش می یابد . این امواج درتحت شرایط خاص ودر فصل مشترک دو محیط گازی ومایع ،در اثر ارتعاشات ناشی از زلزله بوجود می آید .

img/daneshnameh_up/8/8a/sesmicwaves.jpg

بیشترین انرژی ناشی از تکانهای کم عمق را دارا بوده و عامل اصلی خرابی های 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 و امواج رایلی تفکیک میگردند. حرکت این دو موج بسیار پیچیده و قدرت تخریبی این امواج و موج S بسیار زیادتر از امواج P است .

این امواج توسط ویژگیهایی چون
سرعت، دامنه، طول موج، دوره تناوب و فرکانس از یکدیگر تمییز داده میشوند.

در فاصله ای در حدود 120 کیلومتری مرکز زلزله ،اولین موجی که ازکانون زلزله ( با عمق 18 کیلومتر ) به ایستگاه زلزله نگار می رسد موج P است . سرعت این موج 6 تا 6.5 کیلومتر است . بعداز آن موج sوسپس موجهای L و R می رسند . سرعت امواج P در حدود 1.73 برابر امواج S است.

بررسی انواع موج زلزله

در زیر به تفصیل به بررسی این چهار نوع موج می پردازیم:

امواج طولی(P) :

این امواج باعث کشش ها و انقباضهای متوالی درامتداد حرکت موج می شود . سرعت انتشار این امواج زیادتر ازامواج دیگر است و اولین امواجی هستند که به ایستگاه لرزه نگار می رسد .
امواج تراکمی از همه محیطهایی که توان تحمل فشار را دارند از جمله گازها، جامدات و مایعات عبور می کنند. 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.


امواج برشی(S) :

این امواج باعث می شود که سنگ خم شود و شکل خود را از دست بدهد . این امواج فقط ازجامدات می گذر ند. .
تقریباً اثر تخریبی تمام زلزله ها بر اثرامواج برشی است و به این معنی که وقتی لحظه شکستن سنگ فرا برسد سنگ شکاف بر میدارد ونقاط مجاور شکاف بطور جانبی نسبت بهم حرکت می نمایند . در این زمان است که دو نوع موج P وS ایجاد می شوند.
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

امواج لاو (love) :

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.

امواج رایلی LR

این امواج به نحو خاصی حرکت می کنند. 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.


 

اندازه گيري زلزله

معمولاً وقتي از شدت درجه ريشتر - Richter- صحبت مي شود، تمام اطلاعات مربوط به شدت يك زلزله ارائه مي شود. زلزله اي كه در تابستان سال 1998 قسمتي از افغانستان را كه در 28 فوريه همان سال به واسطه زمين لرزه اي ديگر ويران شده بود، ويران كرد، طبق گزارشها شدتي معادل 1/7 درجه ريشتر داشت كه از جمله زمين لرزه هاي مهيب به حساب مي آيد.

شدت زلزله در واحد ريشتر، كه برگرفته از اسم زلزله نگار امريكايي، چارلز فرانسيس ريشتر (Charles Francis Richter)، مي باشد، يك جدول شدت لگاريتمي شناخته شده بين المللي است. تك تك اين اطلاعات با يك زلزله سنج اندازه گيري مي شود.ريشتر در سال 1935، زماني كه او كار درجه بندي خود را تكميل كرد، Magnitude را كه به اختصار (M) مي نامند و برگرفته از كلمه لاتين Magnitudo به معناي اندازه و مقدار است، به عنوان مقياس اندازه گيري زلزله معرفي كرد.

درجه بندي ريشتر با M1 شروع مي شود كه اين مقدار براي لرزشهاي قابل حس زمين است. هر نقطه و مكاني روي اين درجه بندي، به معني شدت زمين لرزه به ميزان ده برابر است. M8 نشان دهنده زمين لرزه هاي بسيار شديد است. ريشتر حد و مرزي را براي مقادير M8 در نظر نگرفته است.

مقياس هاي درجه بندي ريشتر

شدت 2-1 ريشتر: فقط به واسطه ابزار و تجهيزات قابل تشخيص است.

شدت 3 ريشتر: در نزديكي محل زلزله به سختي قابل احساس است.

شدت 5-4 ريشتر: تا شعاع 30 كيلومتري از مركز زلزله قابل حس بوده و همراه با خرابي هاي مختصري است.

شدت 6 ريشتر: زمين لرزه اي قوي است كه تلفات جاني در بر دارد و خسارتهاي سنگيني را در مناطق پر سكنه و جمعيت بار مي آورد.

شدت 7 ريشتر: زلزله اي با قدرت بسيار بالاست كه مي تواند منجر به بروز فاجعه شود.

شدت 8 ريشتر: عظيم ترين و مخوف ترين نوع زلزله است. تاكنون شديد ترين زلزله اي كه ثبت شده ، شدتي معادل 6/8 ريشتر داشته است.

مقدار Moment

مقياس ريشتر، زمين لرزه هاي بسيار شديد يعني حدوداً از 8 ريشتر به بالا را به سختي اندازه گيري مي كند. به همين خاطر در سال گذشته زلزله نگاران آمريكايي مقياس اندازه گيري Moment را برگزيده اند. در اين مقياس به جاي انرژي آزاد شده، طول شكستگي بر روي پوسته زمين محاسبه مي شود. در اينجا Moment يك مقياس مكانيكي براي حركتهاي (تكان هاي ) بدني به عنوان پيامد تأثير نيروست. مقياس Moment مانند مقدار ريشتر بوسيله زلزله سنج مشخص مي شود. دستگاه زلزله سنج همه انواع امواج را كه در مدت زلزله بروز مي كنند، مورد توجه قرار مي دهد.

زمين لرزه هاي خفيف حداكثر چند صد متر شكاف روي پوسته زمين ايجاد مي كنند. در زمين لرزه هاي با شدت بالا اين شكاف مي توانند بالغ بر چند صد كيلومتر شود. در طول و امتداد چنين شكستگي هايي، امواج زلزله به صورت بي قاعده و قانون گسترش پيدا مي كنند. زلزله كلمبيا در 25 ژانويه 1999 طبق حـــدسيات، شكــــافي بــــه طول 10 كيـــــلومتر ايجادكرد. مقياس Moment در اين زلزله 0/6 بود. دانشمندان براي زلزله اي در ماه مه 1960 در شيلي، شديدترين زلزله براساس مقياس Moment كه مقدار 5/9 را داشت، ثبت كردند.

مقياس Mercalliدر اين تقسيم بندي زمين لرزه مانند مقياس ريشتر بر اساس شدت آن اندازه گيري نمي شود، بلكه براساس تأثيرات قابل حس و قابل ديد توصيف مي شود. اين مقياس براساس نام محقق ايتاليايي در زمينه آتشفشان،(1914-1850) G. Mercalli، نامگذاري شد. او اين مقياس را با شروع قرن جديد ميلادي ارائه كرد، يعني زماني كه هنوز هيچ گــــونه ابــــزار دقيق اندازه گيري و قانون اندازه گيري بين المللي وجود نداشت. ايـــن مقــــياس امــــروزه در اروپــــا در قــــالبي تـــغيـــــير شــكل داده شـــده بـــه عنــــوان مقــــياس Medvedev-Sponheuer-Karnik) MSK) متداول و رايج است. با مقياس MSK شدت يك زلزله براي مكانهاي مورد نظر اندازه گيري مي شود. اين شدت در 12 درجه تقسيم بندي و براي هر تقسيم بندي توصيفات مفصلي داده مي شود. به عنوان مثال سطح يا درجه ششم باعث بروز شكافهايي در ديوار مي شود و با درجه 7، دودكش ها از روي سقفها به زمين مي افتند و در درجه 8، گوشه هاي بنا فرو مي ريزد. در اين نوع درجه بندي، درجه مقياسهاي مكاني مناطق زلزله زده بر روي نقشه ثبت مي شوند، سپس نواحي با درجه تخريب يكسان از طريق خطوطي به هم متصل مي شوند. اين نقشه ها به عنوان مبنايي براي اينكه بيمارستانها يا نيروگاهها كجا ساخته شوند محسوب مي شود. همچنين براي كاهش خسارات ناشي از زلزله، اين نقشه ها كاربرد ويژه اي دارند. 

اندازه گيري زلزله

معمولاً وقتي از شدت درجه ريشتر - Richter- صحبت مي شود، تمام اطلاعات مربوط به شدت يك زلزله ارائه مي شود. زلزله اي كه در تابستان سال 1998 قسمتي از افغانستان را كه در 28 فوريه همان سال به واسطه زمين لرزه اي ديگر ويران شده بود، ويران كرد، طبق گزارشها شدتي معادل 1/7 درجه ريشتر داشت كه از جمله زمين لرزه هاي مهيب به حساب مي آيد.

شدت زلزله در واحد ريشتر، كه برگرفته از اسم زلزله نگار امريكايي، چارلز فرانسيس ريشتر (Charles Francis Richter)، مي باشد، يك جدول شدت لگاريتمي شناخته شده بين المللي است. تك تك اين اطلاعات با يك زلزله سنج اندازه گيري مي شود.ريشتر در سال 1935، زماني كه او كار درجه بندي خود را تكميل كرد، Magnitude را كه به اختصار (M) مي نامند و برگرفته از كلمه لاتين Magnitudo به معناي اندازه و مقدار است، به عنوان مقياس اندازه گيري زلزله معرفي كرد.

درجه بندي ريشتر با M1 شروع مي شود كه اين مقدار براي لرزشهاي قابل حس زمين است. هر نقطه و مكاني روي اين درجه بندي، به معني شدت زمين لرزه به ميزان ده برابر است. M8 نشان دهنده زمين لرزه هاي بسيار شديد است. ريشتر حد و مرزي را براي مقادير M8 در نظر نگرفته است.

مقياس هاي درجه بندي ريشتر

شدت 2-1 ريشتر: فقط به واسطه ابزار و تجهيزات قابل تشخيص است.

شدت 3 ريشتر: در نزديكي محل زلزله به سختي قابل احساس است.

شدت 5-4 ريشتر: تا شعاع 30 كيلومتري از مركز زلزله قابل حس بوده و همراه با خرابي هاي مختصري است.

شدت 6 ريشتر: زمين لرزه اي قوي است كه تلفات جاني در بر دارد و خسارتهاي سنگيني را در مناطق پر سكنه و جمعيت بار مي آورد.

شدت 7 ريشتر: زلزله اي با قدرت بسيار بالاست كه مي تواند منجر به بروز فاجعه شود.

شدت 8 ريشتر: عظيم ترين و مخوف ترين نوع زلزله است. تاكنون شديد ترين زلزله اي كه ثبت شده ، شدتي معادل 6/8 ريشتر داشته است.

مقدار Moment

مقياس ريشتر، زمين لرزه هاي بسيار شديد يعني حدوداً از 8 ريشتر به بالا را به سختي اندازه گيري مي كند. به همين خاطر در سال گذشته زلزله نگاران آمريكايي مقياس اندازه گيري Moment را برگزيده اند. در اين مقياس به جاي انرژي آزاد شده، طول شكستگي بر روي پوسته زمين محاسبه مي شود. در اينجا Moment يك مقياس مكانيكي براي حركتهاي (تكان هاي ) بدني به عنوان پيامد تأثير نيروست. مقياس Moment مانند مقدار ريشتر بوسيله زلزله سنج مشخص مي شود. دستگاه زلزله سنج همه انواع امواج را كه در مدت زلزله بروز مي كنند، مورد توجه قرار مي دهد.

زمين لرزه هاي خفيف حداكثر چند صد متر شكاف روي پوسته زمين ايجاد مي كنند. در زمين لرزه هاي با شدت بالا اين شكاف مي توانند بالغ بر چند صد كيلومتر شود. در طول و امتداد چنين شكستگي هايي، امواج زلزله به صورت بي قاعده و قانون گسترش پيدا مي كنند. زلزله كلمبيا در 25 ژانويه 1999 طبق حـــدسيات، شكــــافي بــــه طول 10 كيـــــلومتر ايجادكرد. مقياس Moment در اين زلزله 0/6 بود. دانشمندان براي زلزله اي در ماه مه 1960 در شيلي، شديدترين زلزله براساس مقياس Moment كه مقدار 5/9 را داشت، ثبت كردند.

مقياس Mercalliدر اين تقسيم بندي زمين لرزه مانند مقياس ريشتر بر اساس شدت آن اندازه گيري نمي شود، بلكه براساس تأثيرات قابل حس و قابل ديد توصيف مي شود. اين مقياس براساس نام محقق ايتاليايي در زمينه آتشفشان،(1914-1850) G. Mercalli، نامگذاري شد. او اين مقياس را با شروع قرن جديد ميلادي ارائه كرد، يعني زماني كه هنوز هيچ گــــونه ابــــزار دقيق اندازه گيري و قانون اندازه گيري بين المللي وجود نداشت. ايـــن مقــــياس امــــروزه در اروپــــا در قــــالبي تـــغيـــــير شــكل داده شـــده بـــه عنــــوان مقــــياس Medvedev-Sponheuer-Karnik) MSK) متداول و رايج است. با مقياس MSK شدت يك زلزله براي مكانهاي مورد نظر اندازه گيري مي شود. اين شدت در 12 درجه تقسيم بندي و براي هر تقسيم بندي توصيفات مفصلي داده مي شود. به عنوان مثال سطح يا درجه ششم باعث بروز شكافهايي در ديوار مي شود و با درجه 7، دودكش ها از روي سقفها به زمين مي افتند و در درجه 8، گوشه هاي بنا فرو مي ريزد. در اين نوع درجه بندي، درجه مقياسهاي مكاني مناطق زلزله زده بر روي نقشه ثبت مي شوند، سپس نواحي با درجه تخريب يكسان از طريق خطوطي به هم متصل مي شوند. اين نقشه ها به عنوان مبنايي براي اينكه بيمارستانها يا نيروگاهها كجا ساخته شوند محسوب مي شود. همچنين براي كاهش خسارات ناشي از زلزله، اين نقشه ها كاربرد ويژه اي دارند.

تغییر مسیر از:
زلزله



تعریف زلزله

برای شناخت هر پدیده ای درجهان واقع لازم است ابتداازآن تعریف مناسب ونسبتاً جامعی داشته باشیم ، چرا که بدون دانستن تعریفی مناسب ازآن نمی توان به کنه پدیده پی برد وآن رابه خوبی درک نمود.

img/daneshnameh_up/6/68/0008n101.jpg

مردم عامی درکلامی ساده زلزله راحرکت ناگهانی زمین ناشی ازخشم نیروهای ماوراء الطبیعه وخدایان می دانند که بر بندگان عاصی وعصیــــــانگر خودکه نافرمانی خداخود را نموده ومرتکب گناهان زیادی شده اند می داننــد .

اگر چه امروزه با گسترش دانش تجربی این تعریف در زمره اباطیل وخرافات قرارگرفته ،ولی هنوز در جوامع ومردم کم دانش وجاهل مورد قبول است.

درفرهنگ تک جلدی عمید زلزله را با فتح حروف‌‌ ‍‍‍‍‎‏« زَ» و « لَ » یعنی زَلزلَه برخلاف آنچه در زبان عامه مردم رایج است ، آورده ومی نویسید :

« زمین لرزه ، لرزش وجنبش شدید ویا خفیف قشر کره زمین که به نقصان درجه حرارت مواد مرکزی واحداث چین خوردگی وفشار یادر اثر انفجارهــای آتشفشانی بوقوع می رسد .»

در فرهنگ جغرافیا تالیف پریدخت فشارکی وهمچنین در فـــــرهــــنـگ جغرافیائی تالیف مهدی مومنی تعریفی مشابه هم به گونه زیر ارائه شده است:

«جنبش یا تکان پوسته زمین که به صورت طبیعی ناشی از زیر پوسته زمین است بعضی وقتها زلزله باعث تغییراتی در سطح زمین می شود ، اما اغلب زیان بوجود آمده ناشی ازتکان ها فقط محسوس است وممکن است زلزله بوسیلــــه یک انفجار آتشفشانی بوجود آید. زلزله در حقیقت در بیشتر نواحی آتشفشانی امری عادی است واغلب قبل ویا همزمان با انفجار اتفاق می افتد . اصل زلزلـــه تکتونیکی است واحتمالاً وجود یک شکست لازمه آن است . موجهای زلزلـــه دست کم در سه جهت اتفاق می افتد ودر یک مسافت قابل ملاحظه از مکــــان اصلی بطور جداگانه حس می شوند . وقتی امواج زلزله ازمکانی می گـــــــذرد زمین وساختمانها می لرزند وبه جلووعقب می روند .بالاترین زیان ناشی اززلزله همیشه در مرکز زلزله یعنی جائی که حرکت بالاوپائین است نیست امـــــــــا در مکانــــهائی که موجهای زلزله بصورت مایل به سطح می رسد ونزدیک مرکــز زلزلــــه باشند دارای بالاترین زیان می باشند .یک زلزله شدید معمولاً بوســـیله یکسری دیــــگر ازتکانها همراه می شود .زلزله ای که که در نزدیک یازیردریا اتفاق مـــــی افتد سبب حرکات شدیدآبها شده وبعضی وقتها امواج بــــــزرگی ازآن ناشی مـــی شود ودر مسافت زیاد این امواج ادامه پیــــدا می کنند وگاهگاهی باعث تلفات جــبران ناپذیر ومرگ ومیرمی شوند .طغیان نواحی ساحلی بیشتراز خود زلزلـــه بــــاعث خسارت می شوند ، در نواحی آتشفشانی زلزله عملاً هر روز اتفاق می افتـــد. به عنوان مثال در هاوائی هرساله صدهاتکانهای کوچک ثبت می شوند .»

تصویر

درفرهنگ گیتا شناسی تالیف عباس جعفری آمده است:

«جنبش سریع ومحسوسی که درنتیجه جابجائی ویا جایگیری تخته سنگهای زیر پوسته زمین پدید می آید،در نتیجه این جنبش یـــــــک سری لرزش های موجی شکل پدید می آیدوگاه تغییرات ارتفاعی پوسته زمین راباعث می گرددواغلب ضایعات وزیان های جانی وفراوانی ازخود برجا میگذارد.زمین لرزه بیشتر مخصوص نواحی آتشفشانی بوده وگاه باخروش وفوران کوههای آتشفشانی همراه می گرددودرحالات شدیدشکستهاوبریدگیهای مهم ومشخص درروی پوسته زمین از خــودبجـــــای

میگذارد.غالب زمین لرزه ها حداقل با سه نوع موج لرزاننده همراه است .در مرکز وقوع زمین لرزه سه موج مزبور بطور همزمان اثرگذارده و ساختمانهاوتأسیسات واقع دراین منطقه را با نوسان های شدید به عقب و جـــــلوومی برد و حد اکثر خسارت و زیان در محلی که امواج مزبور بطور مورب به سطح زمین می رسندوارد می سازد.....»

محمود صداقت درکتاب“ زمین شناسی برای جغرافیا ” تعریفی بدینگونه ارائة می دهد:

«زمین لرزه عبارت است ازحرکات ولرزش های ناگهانی و گذرا در زمین که از ناحیه محدودی منشأ می گیرد و ازآنجا درتمام جهات منتشر می شوند.»

در کتاب فیزیکال جئوگرافی
1 آمده است:

«زلزله یکسری ازتکانها ولرزشهای ناگهانی که از آزاد شدن فشار در طول گسل های فعال ودر مناطق آتشفشانی فعال ناشی می شود.تکانها ولرزشهای سطح زمین که در ارتباط با حرکات پوسته زمین در زیر زمین می باشد.»

در فرهنگ آکسفورد آمده است:

«حرکات ناگهانی وشدید سطح زمین.»

از تعاریف ذکر شده در فوق ومنابع دیگر می توان برداشت زیر را نمود:

«زلزله عبارت از حرکات و ارتعاشات نا گهانی سطخ زمین ناشی از شکسته شدن سنگهای پوسته زمین و رها شدن انرژی ذخیره شده در آنها است که در صورت شدت زیاد در مراکز انسانی موجب خسارتهاوزیانهای فراوان می شود.»

زلزله از یکطرف موجب شکسته شدن و جابجائی بین توده های سنگی پوسته زمین می شود و ازطرف دیگر همین جابجائی و شکسته شدن منجر به ایجاد امواج و انتشار در درون زمین می شود ، مانند انداختن قطعه سنگی در حوض یا دریاچه که منجر به ایجاد امواجی می شود.

زلزله مانند شکسته شدن قطعه چوب خشک شده ای می ماند که از یکطرف موجب گسیخته شدن چوب و از طرف دیگر موجب انتشار امواج در اطراف خود می شود.
+ نوشته شده در  شنبه پانزدهم مهر 1391ساعت 19:55  توسط حسین  |