همه چيز در مورد ژئوفيزيك geophysics

[Borna66]

مقياس مرکالى چيست؟

در هنگام وقوع زلزله بارها با کلمه مقياس ريشتر مواجه ميشويم. شايد کلمه مقياس مرکالى هم به گوشتان رسيده باشد. هر چند که کمتر مورد استفاده قرار ميگيرد. اين دو مقياس قدرت يک زلزله را از دو جنبه مختلف بيان کنند. از مقياس ريشتر براى بيان بزرگى يک زمين لرزه يعنى مقدار انرژى آزاد شده طى يک زمين لرزه استفاده ميشود.
قدرت تخريبى يک زلزله علاوه بر قدرت آن به ساختار زمين در منطقه مورد نظر و طراحى و مکان سازه‌هاى ساخت بشر بستگى دارد. ميزان ويرانى‌هاى به بار آمده را معمولاً با مقياس مرکالى بيان مى‌کنند. دانشمندان مى‌توانند درجه مقياس ريشتر را درست پس از زمين لرزه و زمانى که امکان مقايسه اطلاعات از ايستگاه‌هاى مختلف زلزله نگارى به وجود آمده، معين کنند.
اما درجه مرکالى را نمى توان به اين سرعت مشخص کرد و لازم است که محققان زمانى کافى براى بررسى اتفاقاتى که حين زمين لرزه روى داده است، در اختيار داشته باشند. هنگامى که تصور دقيقى از ميزان خسارت هاى وارده به عمل آمد، مى توان درجه مرکالى مناسب را تخمين زد.

[Borna66]

ژئوفيزيك چيست؟ ?What is geophysics
ژئوفيزيك يك علم چندرشته‌اي است كه با بكارگيري دانش و تكنيك‌هاي فيزيك، رياضي، زمين‌شناسي و كامپيوتر به مطالعه نيروها و فرآيندهاي فيزيكي كه در گذشته و حال در حال تغيير سياره ما بوده‌اند مي‌پردازد. بعنوان مثال درك ماهيت زلزله‌‌ و حركت و تغيير شكل قاره‌ها از مسائل مهمي هستند كه همواره ذهن ژئوفيزيكدانان را به خود مشغول كرده‌اند.

اهميت روشهاي ژئوفيزيكي در آن است كه به ژئوفيزيكدانان اجازه مي‌دهد تا خواص فيزيكي درون زمين را كه از دسترس مستقيم انسان خارج هستند اندازه‌گيري نمايند. ژئوفيزيكدانان با استفاده از امواج لرزه‌اي و اندازه‌گيري ميدان‌هاي گرانش و مغناطيس زمين مي‌توانند خواص الاستيكي ومغناطيسي، چگالي، و دماي درون زمين را اندازه‌گيري كنند.

ژئوفيزيك را مي‌توان به دوشاخه عمده ژئوفيزيك جهاني و ژئوفيزيك اكتشافي تقسيم نمود. ژئوفيزيك جهاني علاقه‌مند به مطالعه فرآيندهاي دروني و بيروني است كه در حال تغيير سياره ما هستند و به مطالعه لرزه‌خيزي، ميدان‌هاي گرانشي و مغناطيسي، تحول گرمايي و تغيير شكل زمين و همچنين فرآيندهاي فيزيكي اتمسفر و .... مي پردازد. در ژئوفيزيك اكتشافي ژئوفيزيكدان با بهره‌گيري از روش‌هاي گوناگون به شناسايي لايه‌هاي كم‌عمق زمين جهت اكتشاف منابع انرژي و معدني زمين مي‌پردازد .

ژئوفيزيكدانان بطور گسترده‌اي از كامپيوتر در تحقيقات خود استفاده مي‌كنند و خود بطور موثري در ابداع سخت‌افزار و نرم‌افزار كامپيوتري سهم داشته‌اند. امروزه آنها از كامپيوتر براي اخذ و فرآوري داده‌هاي حجيم ژئوفيزيكي و شبيه‌سازي فرآيندهاي ژئوديناميكي استفاده مي‌كنند. ژئوفيزيكدانان در زمره‌ اولين دانشمنداني هستند كه توانسته‌اند مدلهاي پيچيده مكانيك سيالاتي اتمسفر وگوشته زمين را بر روي كامپيوترهاي موازي اجراء كنند

[Borna66]

ژئوفيزيك
ژئوفيزيك زمين و محيط پيرامون آن را از ديدگاه فيزيكي مطالعه مي كند و در اين مطالعه از اندازه گيري كمي پارامترها و ويژگي هاي فيزيكي مانند روشهاي انكسار و انعكاس لرزه اي, ثقلي, مغناطيسي, الكتريكي, الكترومغناطيسي و راديواكتيويته كمك مي گيرد. ژئوفيزيك با تركيب و پديده هاي فيزيكي زمين و پوششهاي مايع و گازي دربرگيرنده اش سروكار دارد. حوضه هاي مطالعاتي شامل علوم جوي و ستاره شناسي, زمين شناسي, لرزه شناسي, آتشفشان شناسي, اقيانوس شناسي و علوم دريايي وابسته مانند آب شناسي ميباشد.

[Borna66]

شدت زمين لرزه
تا قبل از اختراع دستگاه‌هاى ثبت زلزله اهميت زلزله‌ها با توجه به وسعت تخريب حاصل از آن مطرح بود. اولين بار روبروت ماله (Robert Mallet) منحنى شدت را ترسيم کرد بدين صورت که در زلزله 1875 ايتاليا، وى نقاط داراى خسارت يکسان را به يکديگر وصل نمود و بدين ترتيب منحنى‌هاى هم شدت ترسيم شدند و محل داراى حداکثر خسارت را کانون زلزله ناميد که همان کانون بيرونى يا مرکز خارجى زلزله است.
اولين بار مقياس شدت در سال 1880 توسط روسى (Rossi) ايتاليايى و فورل (Foret) سويسى مطرح شد که در سال 1902 توسط مرکالى (Mercalli) ايتاليايى اصلاح شد. اين مقياس بعدا توسط افراد ديگر تکميل شد و امروزه تنها مقياسى است که براى بيان شدن زلزله مورد استفاده قرار مى‌گيرد. با توجه به اسامى تکميل کنندگان که وکارنيک (Karnik) اسپاکز (Sponkener) مدودر (Medveder) مى‌باشد آنرا مقياس M S K نيز مى‌گويند

[Borna66]

تشكيل كره زمين:

حدود 5 ميليارد سال پيش توده بزرگي ابر از گاز و ذرات ريز بر اساس جاذبه شروع به كشيده شدن به سمت همديگر كردند و با منقبض اين ابر مارپيچ كم كم بر سرعت چرخش آن افزوده شد و با گذشت زمان و انباشته شدن مواد براي تشكيل كره و اصابت ذرات سحابي با سرعت بالا و زوال عناصر راديواكتيو باعث افزايش تدريجي دما و تشكيل هسته اوليه شد و با گذشت زمان و سرد شدن باعث بوجود آمدن پوسته و گوشته گرديد.

تقسيم بندي كره زمين:

بعد از سرد شدن زمين مواد بر حسب چگالي و جرم مواد بر زمين سه لايه تشكيل دادند.

پوسته Crust: لايه اي نسبتا كم عمق ضخامت آن بين 40-35 كيلومتر قسمت فوقاني آن از سنگهاي گرانيتي و قسمت هاي زيرين از سنگهاي بازالتي مي باشد.

گوشته Mantel: لايه اي ضخيم توسط ناپيوستگي موهو از پوسته جدا مي گردد و تا فاصله 2885 كيلومتر مي رسد.

هسته Core: شامل – داخلي 2770 كيولمتر مي باشد.

- خارجي 1216 كيلومتر مي باشد.

تقسيم بندي فوقاني به دليل تغيير در سرعت امواج لرزه اي مي باشد.

شكل تقسيم بندي داخلي زمين

نظريه زمين ساخت ورقه اي Plate Tectonick

اين نظريه توسط وگنر و شواهدات فسيل شناسي و سنگ شناسي و انطباق حاشيه قاره ها اين بيان شد كه پوسته زمين داراي حركت مي باشد و بعد از آن فيزيكدانان چگونگي حركت رابررسي كرده و توانسته اند آن را به عنوان نظريه پليت تكتونيك بيان كنند. به طور كلي 9 صفحه اصلي و بزرگ وجود دارد كه اين صفحات حركت مي كنند و خشكي ها و درياها را ايجاد مي كنند.

حركت زمين فيزيكي از مهمترين عواملي است كه باعث ايجاد زمين لرزه مي شود.

به طور كلي سه نوع صفحه داريم:

1- صفحات همگرا: به هم نزديك مي شوند

2- صفحات واگرا: از هم دور مي شوند

3- صفحات امتداد لغز: در امتداد هم مي لغزند.

حركت بين دو صفحه با تكانهاي شديدي همراه است كه ايجاد شكستگي يك آشفتگي است كه باعث ايجاد موجهاي لرزه اي در تمام جهات مي شوند.

گسلها:

به شكستگي هايي كه دو طرف سطح گسل نسب به هم تغيير مكاني داشته باشند يعني جابجا شده باشند.

كه انواع خاصي دارند.

1- گسل معمولي 2- گسل معكوس 3- گسل امتداد لغز 4 – گسل قطر لغز

گسلها را به نوع ديگري دسته بندي هم مي كنند:

1- طبقه بندي بر اساس چينه بندي چينه اي

مطابق

نا مطابق

2- طبقه بندي بر اساس طبقات اطراف آن (طولي، عرضي، مورب، امتدادي، شيبي،چرخشي)

3- طبقه بندي بر اساس طرح آنها (موازي، شعاعي، پرمانند،محيطي،پوششي)

انواع فشار روي سنگها:

در فشار همه جانبه اي كه روي سنگها وارد مي شود سه گروه تغيير شكل در سنگها ظاهرمي شود

1- شكستگي يا جداشدگي

2- گسلش يا گسل شدگي

3- جريان يكنواخت

سنگها در هنگام تغيير شكل مراحل زير را طي مي كنند.

1- مرحله تغيير شكل الاستيك 2- مرحله تغيير شكل الاستيكووسيكاز

3- مرحله تغييرشكل پلاستيكي 4- مرحله شكستگي

حركاتي كه روي سنگها اثر مي گذارد نتيجه نيروهايي است كه توسط عوامل دروني و بيروني و پديده هاي ولكانيسم – پلوتونيسم از زمين لرزه ها توليد مي گردد.

زلزله:

به لرزش ناگهاني پوسته جامد زمين زمين لرزه يا زلزل مي گويند.

مطالعه زلزله در شاخه اي از علوم زمين شناسي مي باشد كه به آن لرزه شناسي يا Sies mology مي گويند.زلزله بيشتر به دليل فشار بيش از حد در داخل سنگ كره و طبقات دروني زمين مي باشند.

اغلب سنگ كره با زلزله توام است علت بيشتر زلزله ها حركت صفحه اي و در نزديكي مرز صفحات مي باشند.

تقريبا تمام زلزله ها همراه با پديدهاي صدا داري هستند كه باعث ايجاد وحشت مي شوند.

كانون زلزله Hypo center: به نقطه اي كه امواج از آن منتشر مي گردند را كانون زلزله مي گويند. در واقع اين همان محلي است كه سنگها شكسته مي شوند و منجر به آزاد شدن انر‍‍‍ژي و انتشار آن به اطراف مي گردد.

مركز سطحي زلزله Epi center: اگر كانون زلزله خطي به طور قائم به سمت زمين رسم نمائيم به محل برخورد اين خط با سطح زمين را مركز سطحي زلزله مي گويند.

عمق زلزله: به فاصله بين مركز زلزله و كانون زلزله را عمق زلزله مي گويند.

زلزله را بر حسب عمق به سه دسته تقسيم مي كنند.

1- كم عمق: در نزديكي سطح زمين تا فاصله 100 كيلومتر مي باشد.

2- متوسط:‌ از 100 كيلومتر تا فاصله 300 كيلومتري سطح زمين گفته مي شود.

3- عميق: از 300 كيلومتري تا فاصله 700 كيلومتري سطح زمين گفته مي شود.

هر چه بزرگي زلزله بيشتر و عمق زلزله كمتر باشد خطرات بيشتري دارد.

براي اندازه گيري عمق كانون زلزله فاز موجهاي p را كه مسير مختلفي را درون زمين طي مي كند.

شدت و بزرگي زلزله :

شدت : شدت زلزله عبارتست از گونگي احساس ارتعاش توسط مردم و خرابي انواع مختلف ساختمانها كه توسط واحد هاي مختلفي بررسي مي شود. مهمترين آن مركالي مي باشد اما امروزه از مقياسهاي ديگري همانند مركالي مثل مقياس jma كه توسط آژانس هوايي ژاپن كا شامل هفت درجه مي باشد تقسيم مي گردد يا درجه بندي جديدي كه اخيرا به نام Msk‌ بيان شده است كه آثار زلزله را به سه معيار اصلي درجه بندي مي كند:

كه شامل 1- درك توسط انسان ئ تاثير د رمحيط 2- تاثير بر رويه ز نوع سازه 3- تاثيرات زير زميني و تغييرات در سفره هاي زير زميني مي باشد ومانند مركالي 2 درجه دارد.

مقياس مركالي: 12 درجه مي باشد و از روي شدت تخريب دسته بندي مي گردد كه شامل 12 درجه است.



بي اهميت


توسط لرزه نگار


ضعيف


افراد حساس آن را حص كنند


ضعيف


لرزش ايجاد كند


متوسط


در درون ساختمانها احساس مي شود همانند برخورد يك كاميون سنگين به ساختمان


نسبتا قوي


بيشتر مردم آن را حس كنند گچ بعضي ساختمانها فرو ريزد


قوي


همه آن را احساس كنند


بسيار قوي


آگاهي از خطر به سازه هاست كم و بيش آسيب مي رساند


مخرب


آگاهي عمومي از خطر سازه هاي سست به سختي آسيب مي بينند سازه هاي سخت كمي آسيب مي بينند


ويرانگر


وحشت انگيز سازه است ب طور كلي آسيب مي بينند سازه هاي محكم كمي آسيب مي بينند پي ساختمانها آسيب مي بينند زمين شكاف بر مي دارد.


مصيبت بار


وحشت انگيز تنها بهترين ساختمانها آسيب مي بينند خط آهن خميده- شكستگي زياد در زمين ايجاد مي شود


بسيار مصيبت بار


وحشت انگيز شما راندكي از سازه اي مهندسي باقي مي مانند شكافهاي وسيع در زمين ديده مي شود.


بنيان كن


ويراني كامل- موجهاي سطحي زمين احساس مي گردد اشيا به هوا پرتاب مي شود.

بزرگس زلزله:

اندازه گيري دقيق تر قدرت زلزله را بر پايه مقياس ريشتر مي باشد كه لگاريتمي است يعني افزايش يك درجه در مقياس برابر 10 واحد در دامنه موج مي باشد.

اين مقياس از لگاريتم بزرگترين دامنه ارتعاش زمين لرزه توسط فرمولهايي بدست مي آيد.

مقايسه مقياس ريشتر با مركالي در يك جدول:

بزرگي


حداكثر تقريبي شدت


تعداد در سال


بر حسب مواد منفجره انري آزاد شده

0-1-2


700000


450 گرو تي ان تي

2.9-2


300000


3.9-3


49000


4


4.9-4


6200


5


بمب اتمي كوچك 20كيلو تن تي ان تي

5.9-5


800


6


بمب هيدروني امگاتين

6.9-6


120


7


7.9-7


18


8


8.6-8


هر ند سال يكبار


600000 بمب يك مگاتني

امواج زلزله: موجي است كه د راثر لرزه ايجاد مي شود و در زمين حركت مي كند

انري آزاد شده از زلزله به ثورت امواج ارتعاشي در زمين حركت مي كنند.

بررسي امواج حاصل از زلزله به ما نشان مي دهد كه زمين ساختار متحد المركزي دارد و دو ناپيوستگي عمده در خواص فيزيكي مواد موجود دارد. كه به سه بخش پوسته گوشته و هسته تقسيم مي كنند.

امواج موجود در زلزله انواع خاصي دارد. (كه با توجه به حركت در زمين به قسمت تقسيم مي گردند)

1- امواج دروني 2- امواج سطحي

امواج دروني امواجي هستند كه درون زمين منتشر مي شوند و در تمام جهات منتشر مي گردند وسعت آنها از امواج سطحي بيشتر است.

امواج طولي P : باعث كشش انقباض متوالي در امتداد حركت موج مي گردند. سرعت اين امواج زياد اولين موجي كه به ايستگاه مي رسد در تمام محيط حركت مي كند حركت مانند فنر را دارد. و خرابي زيادي توليد نمي كند و به سرعت سيدا مي شود.

2- امواج عرضي S: در اثر اين امواج سنگ ها خم مي شوند و شكل خود را از دست مي دهند اين امواج فقط در جامدات عبور مي كنند اثر تخريبي در تمام زلزله ها ار اين امواج مي باشد. در مايعات و گازها نمي تواند عبور كند.

ديرتر از موچ P به ايستگاه مي رسد.

امواج سطحي: امواجي هستند كه در سطح زمين حركت كرده و باعث تخريب مي گردند.

ناشي از زلزله هاي كم عمق هستند و دو نوع موج دارند:

1- امواج لاو Love: حركت شبيه به موج S با اين تفاوت كه امواج در سطح زمين و در جهت عمود بر انتشار موج حركت كرده و قدري سريع تر حركت كرده و زودتر از موج ريلي به ايستگاه مي رسد.

2- موج ريلي: به صورت خاصي حركت مي كند حركت امواج به صورت دايره اي (بيضي) صورت مي گيرد.

درست مانند حركت امواجها در اقيانوسها است.

امروزه براي بررسي حركت امواج از زلزله هاي مصنوعي كه توسط انفجار بدست مي آيد بررسي مي كنند.

انواع زلزله:

زلزله را بر حسب منشا آنها تقسي بندي مي كنند.

1- رمشبي نادر

2- آتشفشاني فراوانند

3- زمين ساختي متعدد

انري موجود در زمين توسط ندين لرزش آزاد مي گردند.

پيش لرزه: قبل از لرزه اصلي رخ مي دهد كه فراواني آنها با نزديك شدن به زلزله اصلي افزايش مي يابد.

لرزش اصلي: همان زلزله اصل ياست كه با قدرت زياد كه اكثر انري آن آزاد مي گردد.

پس لرزه: لرزشهاي ضيعفي كه بعد از لرزش اصلي رخ مي دهد و از حوالي كانون زلزله اصلي ا ست.

دسته لرزه: ارزه هايي كه در يك بازه زماني در يك منطقه رخ مي دهد.(نواحي آتشفشاني)

زير لرزه: زلزله هايي هستند كه كمتر از 3 ريشتر مي باشد و افزايش آنها نشان دهنده زلزله اصلي مي باشند.

شواهدي كه زمين لرزه به ما نشان مي دهد.

- نحوه توزيع مركز سطحي زلزله (به وي ه در زلزله هايي با عمق كم مرز صفحه ها را مشخص مي كند)

- نحوه توزيع كانون زمين لرزه ها شواهدي در مورد وجود صفحه هاي سنگ كره كه به داخل سنگ كره ادامه يافته و همچنين در مورد وجود صفحه هاي سنگ كره ادامه يافته اند در مورد جغرافياي سنگ كره در عمق زمين

- بررسي امواج زمين لرزه درباره جهت حركت هر صفحه نسبت به صفحه مجاور

پيش درآمدهاي قبل از وقوع زلزله:

قدرت تخريبي زلزله علاوه بر قدرت آن با ساختار زمين در آن منطقه مورد نظر و ساخت سازه هاي بيشتر بستگي دارد.

اثرات كوتاه مدت و بلند مدتي قبل از وقوع زلزله مشاهده مي شود. شامل:

1- حركات پوسته زمين

2- تغيير غير منتظره در شيب زمين

3- تغيير در فشار مايعات و ميدانهاي الكتريكي

4- افزايش گاز بي اثر رادون در درون آبهاي زير زميني

5- مدل استعاع پذيري

6- تغغير در شكل سطح زمين

7- افغزايش لرزشهاي كوچك

8- تغيير در سطح اساس آب چاهها

9- افزايش فاصله در محل شكستگي

10- تغيير در دماي زمين

11- رفتار حيوانات

مدل استاع پذيري:

با بررسي بر روي زلزله هاي متعددي كه تا كنون بوقوع پيوسته اند قبل از وقوع هر زلزله تغييرات بسيار محسوسي در سرعت امواج لرزه اي عبور كننده از درون سنگهاي واقع در نزديكي ناحيه زمين لرزه بوقوع مي پيوندد.

تجربيات نشان مي دهند كه سنگها قبل از شكستن دچار استاع يا افزايش حجم مي شود.

افزايش حجم در اثر اييجاد تركها يا حركت رو به بيرون گانها توليد مي گردد.

افزايش حجم مقداري شروع مي شود كه مقدار استرس وارده تقريبا به اندازه نصف استرس لازم براي شكستن سنگ رسيده است.

كنترل لرزه ها:

تا به امروز 10 زمين لرزه به دانسته هاي فوق به طور كامل پيش آمده است.

اما نتوانسته اند ميزان شدت و قدرت آن را به طور دقيق بيان كنند.

1) بويسله تزريقات سيال (مثل آب) اما اين عمل اگر يك گسل قفل شده باشد خطرناك مي باشد. و باعث فعال كردن آن گسل مي گردد.

اثرات زلزله:

2- خسارت به ساختمانها: در اثر حركات شديد باعث شكستگي در ساختمانها و فرو ريختن ساختمانها و سازه هاي مهندسي مي گردند. زمين لرزه 27 مارچ 1964 آلاسكا مدت زمان حركت صدمه زننده 3 دقيقه بوده است باعث فروريختن بسياري از امواج گرديد.

اثرات ثانويه اي هم در اثر تخريب پس ساختمانها وجود دارد كه مهمترين آنها آتش سوزي مي باشد. بيشتر در شهرهاي مدرن در اثر اختلال در طول مسير گاز و برق ايجاد مي گردد. مثل زلزله بزرگ شهر فرانسيسكو 23000 لوله شكست اين باعث آتش سوزي شديد گرديد.

3- امواج دريايي يا تسونامي:

اگر زلزله در كف دريا ايجاد گردد امواج لرزه اي با آب دريا و ارد شده و توليد امواجي با سرعت زياد و ارتفاع زياد مي كنند كه خود باعث تخريب ساحل و از بين رفتن شهرهايي ساحلي مي گردد در اين نوع زلزله ها بيشتر كانون زلزله در كف دريا مي باشد. سونامي جنوب شرق آسيا كه باعث تخيب و از بين رفتن بسيار از مردم گرديد. خسارات بسيار را بر جا گذاشت.

4- زمين لغزه ها:

پديدهايي هستند كه همراه زلزله رخ مي دهند بيشتر در مناطق كه شيب ها تند وجود دارد و يا در نواحي كه شرايط خاك آنها نسب به لرزش و ارتعاش زمين حساس و باعث ايجاد حركت مواد درون زمين مي گردد كه اين پديده توام با زمين لرزه هستند خطرناكترين 7 وئن 1962 رخ داد كه بيش از 20000 نفر جان خود را در شهر پورت يال واقع در جامائيكا از دست دادند.

5- ايجاد شكافهاي درون زمين حركت سنگها باعث مي گردد گه يك شكاف در روي زمين ايجاد مي گردد. كه بسيار خطناك هستند اين شكافها شعاعي و بي نظم در جهت مختلف مي باشد.

زلزله 1775 نوامبر در پرتقال در اثر زلزله باعث شد زمين دهان باز كند و 10000 از اهالي يك روستا همراه با گله ها آنها بلعيده شود و مجددا بسته گردند.

6- حركات زمين بعضي از زمين لرزه ها با حركات افقي و عمودي در سطح زمين همراه هستند و زمين در بعضي جاههها فرو مي نشيند و در بعضي جاهها ديگر بالا مي آيد كج مي گردد كه در اثر حركت امواج مي باشد.

7- روانگرايي Lique faction:

در عمق 8 متري از سطح زمين مطقه اي كه خاك آن از ماسه يكدست سست تشكيل شده باشد وقتي با آب حل مي شود بر روي پي ساختمان ها تاثير مي گذارد و ساختمانها بدون تخريب مي افتند صدمه ناشي از زلزله ساختمانها بيشتر به خاطر ضعف و شكست شالوده و يا نيز به خاطر لرزش ناشي از آبگونه شدن شدن خاك از اشباع يا رسوبات نرم مي باشند.

8- ايجاد صدا:

هنگامي كه زمين لرزه رخ مي دهد ارتعاشات و لرزشهاي زمين اغلب باعث تكان خوردن هوا گشته و امواج صوتي كه در محدوده شنوايي انسان مي باشد توليد مي كنند و صدا هاي آنها به صورت بم و غرش مانند مي باشذ.

9- نورهاي زلزله در هنگام وقوع زلزله نورهايي ايجاد مي گردد كه همكنون منشا آنها پيدا نيست زلزله و در سال 1669 كه نورهاي از سطح زمين خارج مي شد.

10- فرونشت زمين

11- پيش روي و پس روي آب دريا

12- تغيير در آبها و سفره هاي زير زميني

علل وقوع زلزله:

1- در اثر ريزش سقف غارها در سنگهاي قابل انحلال گه بوسيله آبهاي زير زميني ايجاد شده اند به اين گونه زمين لرزه هاي رمشبي مي گويند. منطقه انتشار آنها خيلي محدود و مننطقه شدت خيلي كم و عمق كانوني كم ولي خرابي زيادي ايجاد مي كند.

2- محرق شدن گازهاي متراكم در مجراي كوههاي آتشفشاني هنگامي كه بر اثر فشار گازها- گدازه هاي دودكش آتشفشان را مسدود كرده اند به بيرون رانده مي شود- زمين لرزه اي ايجاد مي گردد كه مخرب منطقه انتشار و شدت كم و عمق كانوني گم.

3- كند بودن جاي تغيير طبقات در اعماق پوسته زمين (اين جابجايها بر اثر شكستگي هايي كه موجب تشكيل و چين خوردگي ها و گسلها مي گردد.) گه با زلزله همراه است. از نظر شدت عمق كانون- در منطقه انتشار متفاوت است.

علت وقوع زمين لرزه ها:

مردم در دوران گذشته بر اين عقيده بودند كه علت حركات زمين و لرزشهاي اسرار اميز و ناآرامي هاي هيولاي نگه دارنده كره زمين هستند ارسطو فيلسوف يوناين بر اين عقيده بوده است كه علت وقوع زلزله در اثر خروج موادي مانند هوا و گاز ناشي خروج حفره هاي زير زميني محبوس شده مي باشند.

علت وقوع زمين لرزه در مورد سوم مي باشند بدليل زير مي باشد.

1- فرضيه بازگشت الاستيك:

جابجايي گه در طول گسل سان آندرياس رخ داد بهترين فرصت براي بررسي روي مكانيسم گسلش پديد آورد و باعث شد تا رايد فرضيه بازگشت الاستيك خود را بيان كند.

رايد نتيجه اندازه گيري خود را در سه گروه تجزيه كرد.

دو گروه اول و دوم نشان داد كه زمين در ناحيه گسل در حال پي خوردن بوده است. گروه سوم نشان دهنده جابجاي هايي كه در زماو وقوع زلزله رخ مي داد رايد علي رغم فوران شواهد مستقيم فرض كردكه ان دسته از سنگهاي پوسته زمين كه در منقطه گسل قرار دارند در تمام دوره ي آرام گسل در حال ذخيره كردن انري الاستيك بودند و اين وضعيت از ودتها قبل از زلزله قبل از اينگه در منطقه استرس باشد شروع ميگردد و با گذشت زمان بيشتر دچار پيچيدگي و تاب مي گردد هنگامي كه حركت دوطرف گسل در بعضي از جاهها به 6 متر هم مي رسند و مقدار پيچش از قدرت سنگ فزوني يافته و در نتيجه يك گسيختگي بوقوع مي پيوندد. پس از گسيخته شدن سنگها با استفاده از انري الاستيك ذخيره شد بود بلافاصله به وضعيت بدون استرس باز مي گردد اين بازگشت باعث ايجاد يه زلزله ميگردد اين فرضيه با بررسي بعدي به اين نتيجه رسيد كه مربوط به زلزله هاي است كه عمق كانوني آنها كم مي باشد

فرضيه پلاستيك:

در زلزله هايي كه عمق زلزله زياد است فرضيه الاستيك استفاده نمي گردد زيرا باعث فشار تا عمق 20 تا 30 كيلومتر تمام سنگها به صورت پلاستيك دگرديسه شده اند. كه در اين صورت توانايي ذخيره استرس دارند و نه توانايي بازگشت.

زلزله هاي القايي:

نوعي از زلزله هاي هستند كه به صورت بارگذاري سريع بر روي زمين يا برداشتن ناگهانيبار زيادي از روي آنها زلزله ايجاد مي گردد بر اثر آبگيري نهايي شيب سدها تزريق سيالات يا استخراج آب يا مداد از درون زمين ايجاد زلزله مي كند كه به آنها زلزله القايي مي گويند عوامل موثر در حركت هاي زلزله اي زمين

1- بزرگي زلزله

2- فاصله محل از چشمه تخليه انري

3- ويرگي زمين شناسي سنگهاي واقع در مسير انفصال امواج

4- مكانيسم چشمه زلزله

5- اثرات تداخل امواج مربوط به امتدا سرعت پاره شدن گسلها

6- شرايط خاك محلي

رده بندي لرزه صفحات بر حسب نوع زلزله

مرز صفحات


اقيانوسي-اقيانوسي


اقيانوسي-قاره


قاره-قاره

واگرا


زمين لرزه كم عمق و به صورت يك كمربند باريكك در اطراف گدازه هاي اقيانوسي-گودالهاي اقيانوسي و جزاير قوسي


زمين لرزه كم عمق و به صورت منطقه پهن

همگرا


زمين لرزه كم عمق-نيمه عميق-عميق به صورت يك كمربند پهنفعاليت آتشفشاني


گودالهاي اقيانوسي و رشته كوههاي جوان زمين لرزه هاي كم عمق-نيمه عميق و كمربند پهن آتشفشاني


زمين لرزه كم عمق نيمه عميق به صورت منطقه پهن

گسل تبديلي


زمين لرزه كم عمق بدون فعاليت آتشفشاني باريك


زمين لرزه كم عمق به صورت منطقه پهن

انواع زمين لرزه به كمربند فعال سطح زمين

عارضه هاي فعال


زلزله از نظر عمق

پشته هاي اقيانوسي


كم عمق

گسل تبديلي


كم عمق

جزاير قوسي آتشفشاني با گودالهاي اقيانوسي


كم عمق-متوسط-عميق

رشته كوههاي جوان همراه با گودالها


كم عمق-متوسط-عميق

رشته كوههاي جوان بوون گودالها


كم عمق-متوسط-عميق

مورفولوي مناطق زلزله خيز

1-نواحي باريك جريان شديد حرارت سطحي و فعاليت آتشفشاني بازالتي در طول محور پشته هاي ميان اقيانوسي مشخص مي شوند. كه در نواحي زلزله هاي كم عمق رخ مي دهد تا عمق 70 كيلومتري.

2- مناطق زلزله خيز بوسيله زمين لرزه هاي كم عمق كه بدون فعاليت آتشفشاني نمايان مي شوند. مثل گسل سان آندرياس- گسل آناتولي در تركيه.

3- مناطق زلزله خيز ازتباط نزديكي با گودالهاي اقيانوسي عميق دارد. مناطق زلزله خيز اطراف اقيانوس آرام كه همراه با سيستم حزاير آتشفشاني هستند زلزله هاي كم عمق- متوسط و عميق مي باشد.

4- مناطق زلزله خيز نسبتا عريض كمربند طويل آلپ هيماليا كا شامل مناطق قاره اي پراكنده و عريض مي باشد كوههاي بلند مرتبط بوده اند در اثر نيروي فشاري توليد مي گردند.

بعضي از زلزله ها:

زلزله در پرو (كمربند تراكمي بين صفحه اقياونس آرام و امريكاي جنوبي)

مرگبارترين زمين لرزه ثبت شده در اين منطقه در 31 مي 1970 رخ داد

حدود 50 هزار نفر در ظرف 5 دقيقه جان خود را از دست دادند. بزرگي اين زلزله 7.8 درجه ريشتر بوده است.

عامل اصلي مرگ مردم در زلزله 1970:

1- ويراني اغلب ساختمانها و بيش از 60 درصد نتيجه صدمه ناشي از ارتعاش بود.

2- هوايكو عامل دوم بود : هوايكو بهمنهاي سنگين شامل يخ-آب-گل سنگ

زمين ارزه در كاليفرنيا (سيستم گسل سان آندرياس در كاليفرنيا مرز بين صفحه اقيانوس آرام و صفحه آمريكاي شمالي) شديدترين زلزله در اين منطقه بزرگي 8.3 ريشتر در سال 1906 سانفرانسيسكو مي باشد. خسارت مالي زياد بود اما خسارت جاني 700 نفر كم بود. خسارت ناشي از آن آتش سوزي بود كه تا سه روز غير قابل كنترل بود.

زمين لرزه نيومادريد در غرب ميانه ايالت متحده

شديدترين زمين لرزه در درون صفحه پايدار امريكاي شمالي اتفاق افتاد. (زمين لرزه درون صفحه پايدار و خيلي كم رخ داد.)

در سال 1811تا 1812 سه زمين لرزه شديد با شدت كه در بخش مياني دره مي سي سي پي در نزديكي مرز ميوري ثبت شده است كه بيش از دوسوم ايالت متحده آن را احساس كردند و در واشنگتن كه 1300 كيلومتر از آن ناحيه دور بود احساس و شدتي برابر را داشت.

اين زمين لرزه تغيييرات بسيار شديدي در توپوگرافي منطه شدند و مسير رود مي سي سي پي تغيير كرد. و چون از نظر پراكندگي جمعيت كم بود تلفات جاني اندكي داشت و با بررسي هاي بدست آمده قدرت بزرگي زمين لرزه 8.5 ريشتر بوده است.



زلزله هاي با ريشتر بالا:

10 سمپتامر


1899


آلاسكا


8.6

.1 انويه


1906


كلمبيا


8.6

17 آگوست


1906


شيلي


8.4

3 انويه


1911


شوروي-چين


8.4

16 دسامبر


1920


چين


8.5

2 مارچ


1933


اپن


8.5

15 آگوست


1950


پاكستان


8.6

22 آگوست


1960


شيلي


8.4

27 مارچ


1964


آلاسكا


8.6

[Borna66]

فیزیک زلزله شناسی
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 ۸ ریشتر ، ۱۰۰ زلزله نسبتا شدید ، هزاران زلزله متوسط و حدود ۳ میلیون زلزله ضعیف اتفاق می‌افتد، در روی زمین هر دقیقه با ۷ زلزله مواجه هستیم.
قویترین زلزله دنیا به بزرگی ۲۵/۸ ریشتر در سایفرانسیسکو سال ۱۹۰۶ به علت لغزش گسل سان آندریای کالیفرنیای غربی و بیشترین تلفات مربوط به شنسی چین در ۲۴ ژانویه ۱۵۵۶ با ۸۳۰۰۰۰ 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 ۷۰۰ 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 ۳۱ بار بیشتر خواهد شد.
● امواج زلزله
فیزیک امواج زلزله با ۳ 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 ۶۴۰۰ کیلومتر از مرکز تا سطح شامل لایه‌های پوسته ، جبه و بالاخره هسته ( با حالتی مایع و حرارتی معادل ۶۶۶۰۰ 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 ۸۰۰۰ 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 ۶۰ ‌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 %۹۰ حوزه‌های انسانی کشورمان در معرض خطر زلزله‌اند. بطوریکه در قرن گذشته ۲۰ زمین لرزه بزرگ که هر کدام بیش از ۵۰۰۰ 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 ...

سایت ابوالوفا

[Borna66]

ژئوفیزیک
ژئوفیزیک یا فیزیک زمین یکی از شاخه‌های علم زمین‌شناسی و همچنین فیزیک است، که به مطالعهٔ زمین با روشهای کمّی فیزیکی می‌پردازد. این رشته به مطالعهٔ خصوصیت‌های فیزیکی و رفتار پوسته و درون زمین می‌پردازد. این علم ولی امروزه همچنین شامل فیزیکِ اوزون (اوزونوگرافی) و فیزیک اتمسفر ( مترولوگی) نیز می‌شود. به عبارتی ژئوفیزیک به پدیده‌های طبیعی و همچنین رفتار زمین و اطرافش می‌پردازد.ژئوفیزیک به دو شاخه اصلی تقسیم می‌شود: ‍ژئوفیزیک محض و ژئوفیزیک کاربردی. هر کدام از این شاه‌ها به زیرشاخه‌های دیگری مرتبط می‌شوند. بعنوان مثال لرزه شناسی جزو شاخه‌های محض این زشته‌است. ژئوفیزیک کاربردی خود به دو شاخه ژئوفیزیک اکتشافی و مهندسی تقسیم میشود. زیرشاخه‌های ژئوفیزیک اکتشافی عبارتند از:

* ژئوفیزیک نفت که بیشتر لرزه نگاری را شامل می‌شود.
* ژئوفیزیک معدن که روش‌های گوناگونی چون الکتریکی ، مغناطیس سنجی، الکترومغناطیس و گرانی را در بر می‌گیرد
* ژئوفیزیک آب که در آن نیز بیشتر از روشهای الکتریکی و الکترومغناطیسی استفاده می‌شود.
* ژئوفیزیک باستانشناسی که بیشتر روشهای مغناطیسی، الکترومغناطیسی و رادار را شامل می‌شود.

[Borna66]

روش هاى اندازه گیرى جابه جایى پوسته زمین
اکسل بوجانوفسکى
ترجمه: على عبدالمحمدى (روزنامه شرق)


زمین لرزه ها قادرند مناطقى روى سطح زمین را تا فاصله اى بیش از ۲۰۰ کیلومتر دورتر از مراکز وقوع زلزله تحت تاثیر قرار دهند.

تا این اواخر، جابه جایى واقعى پوسته زمین (Crust) فقط از طریق تخمین و حدس قابل محاسبه بود. امروزه اما ظهور یک فناورى جدید باعث شده است تا محققان با دقت بسیار خوبى به آثار واقعى ارتعاشات مخرب اشاره کنند.

خطوط کج و معوجى که بر روى توپ هاى کاغذى یک دستگاه لرزه نگار (Seismograph) حک مى‌شوند به سختى کار ثبت دقیق زمین لرزه ها را انجام مى دهند. حتى بروز فقط یک انحراف چند میلیمترى رو به بالا در خطوط ثبت شده بر روى این توپ ها نمایانگر آزادى مقادیر غیرقابل تصورى انرژى در اعماق زمین خواهد بود.



این انرژى نیز به نوبه خود بر اثر گردش امواج ارتعاشى در داخل حجم هاى باورنکردنى از صخره هاى پوسته زمین و فشار آنها به یک سمت آزاد مى شود که در عرض فقط چند ثانیه قادر خواهد بود تا کف اقیانوس را تا چندین متر بالا بیاورد. با این حال، هنوز این خطوط کج و معوج ناخوانا هستند که زلزله شناسان براى تعیین قدرت یک زمین لرزه به آن تکیه مى کنند.

با مقایسه منحنى هاى ترسیم شده توسط دستگاه هاى لرزه نگار که از تعدادى حسگر متفاوت استفاده مى کنند، محققان همچنین قادر خواهند بود تا جهت حرکت میلیون ها تن سنگ را در اعماق زمین تعیین کنند. اما چنین اندازه گیرى هایى فاقد دقت لازم هستند. تصویر روشنى از میزان جابه جایى سنگ ها در اعماق زمین وجود ندارد و این سئوالى است که دهه هاى متوالى اذهان زلزله شناسان را به خود مشغول داشته است.


• خلق یک شیوه جدید و موثر

با این حال اکنون به نظر مى رسد که محدودیت قبلى یا به عبارتى همان «فقدان دقت کافى در سنجش میزان تأثیرات زلزله» تا حد قابل توجهى برطرف شده باشد؛ «شین ایچى میازاکى» از دانشگاه توکیو (ژاپن) و «کریستین لارسون» از دانشگاه کلرادو (آمریکا) به عنوان دو زلزله شناس معروف بین المللى اخیراً توانسته اند به پیشرفت چشمگیرى در این زمینه نائل آیند.

آنها با تمرکز کردن بر روى یک زمین لرزه شدید که ۲۵ سپتامبر ۲۰۰۳ ساحل شمالى ژاپن را لرزاند قادر به خلق یک انیمیشن رایانه اى گشته اند که میزان جابه‌جایى زمین را با دقت غیرقابل باورى با یک حاشیه خطاى فقط ۵/۴ میلیمترى تعیین مى کند.

آنها این کار را با استفاده از یک سیستم راهبرى ماهواره اى انجام دادند که پیشتر براى اندازه گیرى هاى زمان واقعى لازم جهت تجزیه و تحلیل آثار زمین لرزه غیرقابل اعتماد تشخیص داده شده بود. این سیستم که از آن به عنوان «سیستم ردیابى ماهواره اى GPI» یاد مى شود، در واقع، هماورد ژاپنى «سیستم ردیابى جهانى آمریکا» ( GPS) محسوب مى شود.

فیلم انیمیشنى تهیه شده توسط این دو محقق است که با بهره گیرى از اطلاعات حاصل از ۱۲۰۰ ایستگاه GPI در سراسر ژاپن و سه هزار ایستگاه سنجش زمین لرزه میسر گردیده این امکان را فراهم ساخته است که دقیق ترین نگاه به ابعاد وجودى یک زلزله از بدو پیدایش این علم تاکنون صورت تحقق به خود بگیرد.

زمین لرزه اى که «میازاکى» و «لارسون» براى انجام تحقیقات خویش بر روى آن تمرکز کردند در فاصله ۸۰ کیلومترى از ساحل شبه جزیره هوکایدو آغاز شد: در یک پلک به هم زدن، تنش ایجاد شده بین دو صفحه در عمق ۲۵ کیلومترى سطح زمین باعث شد تا انرژى بسیار عظیمى در حدود ۸۰ هزار برابر انرژى حاصل از فرو ریخته شدن بمب اتمى بر فراز هیروشیما آزاد شود.

این ارتعاش از بزرگى ۱/۸ ریشتر برخوردار بود و مستقیماً بر فراز مرکز وقوع آن مقادیر بسیار فراوانى سنگ با سرعت ۲۵ سانتیمتر بر ثانیه به اندازه بیش از یک متر جابه جا شدند.اما همانطورى که این دو محقق در ژورنال Geophysical Research Letters نگاشته اند، بیشترین جابه جایى ها در نقاطى دورتر از مرکز وقوع زمین لرزه نمایان مى شوند.

در فیلم انیمیشنى تهیه شده توسط ایشان نیز کاملاً مشهود است که بیشترین جابه جایى هاى ناشى از زمین لرزه سپتامبر ۲۰۰۳ در سواحل شمالى ژاپن در فاصله ۵۰ کیلومترى از مرکز اتفاق افتاده است: میلیون ها تن سنگ در داخل پوسته زمین با سرعت یک متر بر ثانیه به اندازه تقریبى نه متر جابه جا شدند.


• ثبت جابه جایى سنگ ها در فاصله ۲۰۰ کیلومترى

حتى در فاصله ۱۰۰ کیلومترى شمال غربى مرکز وقوع آن زمین لرزه نیز سنگ هاى سطحى به اندازه دو متر کامل جابه جا شدند. در واقع، مساحت ناحیه اى که تحت تاثیر تبعات آن ارتعاش قرار گرفتند حیرت آور است: دایره فرضى احاطه کننده مناطقى که پدیده جابه جایى زمین در آنها اتفاق افتاد وسعتى به اندازه تقریبى ایالت نیوجرسى آمریکا را در بر مى گیرد.

دستگاه هاى پیشرفته GPI حتى موفق به ثبت این قبیل جابه جایى ها در فاصله ۲۰۰ کیلومترى از مرکز وقوع آن زمین لرزه شدند.با این حال، شگفت انگیزترین نتیجه اى که در پرتو انجام تحقیقات مورد اشاره حاصل شد این بود که پس لرزه هاى حادث شده در سنگ هاى مدفون در اعماق زمین تقریباً به بروز هیچ جابه جایى بیشترى روى لایه هاى سطحى زمین نینجامیدند.

در پى وقوع ارتعاش اصلى در شبه جزیره هوکایدو تعدادى پس لرزه که بزرگى یکى از آنها به ۱/۷ ریشتر بالغ گردید منطقه واقع در دقیقاً جنوب غربى مرکز اصلى زمین لرزه را لرزاند. با این حال، به طور شگفت انگیزى، پوسته زمین بدون هر گونه جابه جایى یا تکانى ثابت باقى ماند. نتیجه اى که «میازاکى» و «لارسون» از مشاهدات خویش استخراج کردند قائل به این معنا بود که «بیشترین تنش در سطح زمین باید توسط نخستین ارتعاش ایجاد شده باشد».


• دقت اندازه گیرى اعجاب انگیز

مقایسه بین داده هاى حاصل از ابزارهاى پیشرفته GPI و دستگاه هاى قدیمى لرزه نگارى نشان مى‌دهد که فناورى جدید (GPI) بسیار دقیق تر عمل مى‌‌کند.

به عنوان مثال، در منطقه اى که بیشترین جابه جایى ها بر اثر وقوع زمین لرزه هوکایدو اتفاق افتاده بود، دستگاه هاى لرزه نگارى سنتى وقوع جابه جایى هاى حاصله در پوسته زمین را ۲۰ کیلومتر دورتر از آنچه سیستم GPI ثبت کرده بود ثبت کرده بودند.

«لارسون» در این باره مى گوید: «ما نشان داده ایم که با در اختیار داشتن شبکه اى از ابزارهاى راهبرى دریایى مى توان در آینده براى تخمین دقیق میزان جابه جایى هاى سطح زمین در پى بروز زمین لرزه ها اقدام کرد.»

تا این اواخر، دستاوردهاى این تیم تحقیقاتى اصلاً جدى گرفته نمى‌شدند، زیرا به عنوان مثال ابزارهاى GPI و GPS به حد کافى تکامل نیافته بودند تا بتوانند جابه جایى هاى کوچک زمین را بر اثر وقوع زمین لرزه هاى مختلف اندازه بگیرند.

در واقع، سیستم هاى راهبرى ماهواره اى فقط توسط زمین شناسان براى اندازه گیرى میزان جابه جایى صفحات قاره اى (Continental Plates) در طول زمان مورد استفاده قرار مى گرفت و این امکان را به دانشمندان مى داد که تعیین کنند قاره ها چند سانتیمتر در سال جابه جا مى‌شوند.

اما اکنون فناورى ماهواره اى یاد شده قرار است در آینده نه چندان دور براى اندازه گیرى میزان جابه جایى هاى فورى زمین بر اثر وقوع زلزله ها مورد استفاده قرار گیرد. «بنیاد ملى دانش» در ایالات متحده آمریکا توجه لازم را به این قضیه مبذول داشته است. این موسسه هم اکنون مشغول برنامه ریزى جهت نصب هزار ایستگاه GPS در سواحل زلزله خیز غربى است.

منبع: Spiegel Online, Jan. 2005

[Borna66]

بطور كلي ژئوفيزيك به مطالعه خصوصيات فيزيكي زمين و محيط اطراف آن مي‌پردازد. در عمل اين مطالعه به دو صورت محض و كاربردي دنبال مي‌شود. مطالعات ژئوفيزيکي به كشف گيلبرت (1600) كه مي‌گفت زمين مانند يك مغناطيس غول‌پيكر عمل مي‌كند، برمي‌گردد. اما اولين قدم در كاربرد اين علم براي اكتشاف مواد معدني به سال 1843 مي‌رسد و زمانيكه فون‌ورده از تئودوليت مغناطيسي براي اندازه‌گيري تغييرات ميدان مغناطيسي زمين به منظور اكتشاف توده‌هاي آهن استفاده نمود. بدنبال آن در سال 1879 پروفسور رابرت تالن با تاليف كتاب كشف ذخاير آهن بوسيله روشهاي مغناطيسي قدم موثري در جهت كاربردي نمودن ژئوفيزيك اكتشافي برداشت.

پس از آن تقاضاي روز افزون بازار به فلزات و افزايش بي‌سابقه استفاده از نفت، گاز و مشتقات آنها در ابتداي قرن بيستم منجر به توسعه بسياري از روشهاي ژئوفيزيكي شد. و در زمينه ابداع و توسعه دستگاههاي ژئوفيزيكي نيز از زمان جنگ جهاني دوم پيشرفتهاي بسياري حاصل شد.

از آغاز دهه 1960 با استفاده گسترده از رايانه در پردازش و تفسير داده‌هاي ژئوفيزيكي، تحول عظيمي در اين شاخه از دانش ايجاد شد.

از آنجا كه اكثر ذخاير معدني مدفون در زير سطح زمين، بوسيله يك روباره پوشيده شده‌اند، كشف اين ذخاير به خواصي كه آنها را از محيط اطراف متمايز مي‌نمايد بستگي دارد. در صورتيكه تفاوت خواص فيزيكي بين ماده معدني و سنگ درون‌گير آن وجود داشته باشد؛ مي‌توان از ژئوفيزيك سطحي براي كشف ماده معدني مربوطه استفاده كرد.

[Borna66]

ژئو فیزیک و روش های آن ...

مقدمه



بطور كلي ژئوفيزيك به مطالعه خصوصيات فيزيكي زمين و محيط اطراف آن مي‌پردازد. در عمل اين مطالعه به دو صورت محض و كاربردي دنبال مي‌شود. مطالعات ژئوفيزيکي به كشف گيلبرت (1600) كه مي‌گفت زمين مانند يك مغناطيس غول‌پيكر عمل مي‌كند، برمي‌گردد. اما اولين قدم در كاربرد اين علم براي اكتشاف مواد معدني به سال 1843 مي‌رسد و زمانيكه فون‌ورده از تئودوليت مغناطيسي براي اندازه‌گيري تغييرات ميدان مغناطيسي زمين به منظور اكتشاف توده‌هاي آهن استفاده نمود. بدنبال آن در سال 1879 پروفسور رابرت تالن با تاليف كتاب كشف ذخاير آهن بوسيله روشهاي مغناطيسي قدم موثري در جهت كاربردي نمودن ژئوفيزيك اكتشافي برداشت.


پس از آن تقاضاي روز افزون بازار به فلزات و افزايش بي‌سابقه استفاده از نفت، گاز و مشتقات آنها در ابتداي قرن بيستم منجر به توسعه بسياري از روشهاي ژئوفيزيكي شد. و در زمينه ابداع و توسعه دستگاههاي ژئوفيزيكي نيز از زمان جنگ جهاني دوم پيشرفتهاي بسياري حاصل شد.



از آغاز دهه 1960 با استفاده گسترده از رايانه در پردازش و تفسير داده‌هاي ژئوفيزيكي، تحول عظيمي در اين شاخه از دانش ايجاد شد.



از آنجا كه اكثر ذخاير معدني مدفون در زير سطح زمين، بوسيله يك روباره پوشيده شده‌اند، كشف اين ذخاير به خواصي كه آنها را از محيط اطراف متمايز مي‌نمايد بستگي دارد. در صورتيكه تفاوت خواص فيزيكي بين ماده معدني و سنگ درون‌گير آن وجود داشته باشد؛ مي‌توان از ژئوفيزيك سطحي براي كشف ماده معدني مربوطه استفاده كرد.

با توجه به نوع خواص فيزيكي، روشهاي مختلف ژئوفيزيكي ايجاد مي‌‌شوند و بر اين اساس روشهاي ذيل شكل گرفته‌اند.

· روشهاي لرزه‌اي مبتني بر خواص الاستيك (كشساني) سنگها در محيط مورد مطالعه‌اند.

· روشهاي الكتريكي وابسته به خواص الكتريكي زمين مورد مطالعه‌ مي‌باشند.
· روشهاي ثقل‌سنجي در ارتباط با ويژگيهاي چگالي سنگها مي‌باشند.

· روشهاي مغناطيس‌سنجي با خواص مغناطيس‌پذيري سنگها در ارتباط است.

و در نهايت

· روشهاي راديومتري با خاصيت راديواكتيو سنگها مرتبط‌اند.
با كاربرد اين روشها، اطلاعاتي از ساختارهاي مدفون زمين‌شناسي بدست مي‌آيد كه مي‌توان از آنها به صورت مستقيم يا غير مستقيم در اكتشاف موادمعدني، هيدروكربورها، آبهاي زيرزميني، بررسي‌هاي مهندسي، زيست‌محيطي، باستان‌شناسي و ... استفاده نمود.
امروزه اندازه‌گيريهاي ژئوفيزيكي كاربرد و گستره‌اي بسيار وسيع يافته‌اند تا حدي كه در حال حاضر اين مطالعات در كرات ماه و مريخ نيز انجام مي‌شوند.

ژئوفيزيك كاربردي كه عمدتاً در اكتشاف مواد معدني، هيدروكربوري و مطالعات آبهاي زيرزميني مورد استفاده قرار مي‌گيرد به روشهاي زير تقسيم‌بندي مي‌گردند:

- روشهاي ثقل‌سنجي

- روشهاي مغناطيس‌سنجي
- روشهاي لرزه‌نگاري
- روشهاي الكتريك
- روشهاي الكترومغناطيسي
- روشهاي راديومتري
- روشهاي چاه‌پيمايي

- روشهاي فيزيكي حرارتي و ...

ژئوفيزيك عمدتاً نشانگر ويژگيهاي زمين‌شناسي ساختارهاي مدفون همراه با ذخاير معدني نفت، گاز و ... است.



انتخاب نوع روش يا روشهاي ژئوفيزيكي در عمل به منظور موقعيت‌يابي يك ذخيره معدني معين وابسته به طبيعت (خواص فيزيكي) ماده‌معدني مربوطه و نشان‌دهنده مستقيم حضور ماده معدني مورد مطالعه مي‌باشد. مثل روش مغناطيس‌سنجي كه براي اكتشاف كانه‌هاي آهن يا نيكل كاربرد دارد.



در ديگر اوقات روش ژئوفيزيكي ممكن است نشانگر آن باشد كه آيا شرايط براي تشكيل ماده‌معدني مطلوب مساعد است يا خير؟



به عنوان مثال بهره‌گيري از روش مغناطيس‌سنجي در اكتشاف نفت، به عنوان ابزار تعيين ضخامت رسوبات تا سنگ بستر است و مشخص نمايد كه آيا رسوبات به اندازه كافي ضخيم هستند كه قابليت نگهداري قابل توجه هيدروكربور را در خود دارا باشند؟

از ديدگاه ديگر، بررسي‌هاي ژئوفيزيكي در عمل به چهار صورت زميني، هوايي، دريايي و درون چاهي اجرا مي‌شوند.