دکتر توحید ملک زاده دیلمقانی

وب سایت رسمی

دکتر توحید ملک زاده دیلمقانی

وب سایت رسمی

طبقه بندی موضوعی
بایگانی

۱۵ مطلب با موضوع «ژئوفیزیک» ثبت شده است

مطالعه زلزله خیزی منطقه جنوب غرب دریاچه ارومیه

توحید ملک زاده دیلمقانی1، یاسر گلستان2

1)دانشگاه آزاد اسلامی واحداهر، گروه فیزیک t-malekzadeh@iau-ahar.ac.ir 

2)دانش آموخته زمین شناسی دانشگاه آزاد اسلامی واحد ارومیه  geoland4@gmail.com

چکیده:

با توجه به اهمیت منطقه جنوب غرب دریاچه ارومیه که محل احداث پروژه های بزرگ صنعتی و راه سازی از قبیل ذوب آهن ، پتروشیمی ، نیروگاه ، راه آهن و جمعیت انسانی مستقر در این منطقه  است و رشد روز افزون پروژه های عمرانی ، مطالعه زلز له خیزی و شناخت پارامترهای لرزه زمین ساختی و ژئوتکنیک لرزه ای در این منطقه  به منظور طراحی سازه های مقاوم در برابر زلزله لازم به نظر می رسد. زمین لرزه های منطقه از دو روش مطالعه زمین لرزه های تاریخی و زمین لرزه های دستگاهی مورد مطالعه قرار گرفته است.  برای بررسی لرزه خیزی منطقه وتحلیل دوره بازگشت زمین لرزه ها ، پارامترهای لرزه ای با استفاده از روش های کیکو-سلوول و گوتنبرگ-ریشتر محاسبه شده است.  تحلیل خطر زمین لرزه به روش تعیینی و برآورد خطر زمین لرزه به روش احتمالی انجام پذیرفته است.

کلمات کلیدی: جنوب غرب دریاچه ارومیه، لرزه خیزی، زلزله،روش قطعی،  چشمه های نقطه ای.

1-مقدمه

زلزله از مخرب ترین پدیده های طبیعی است که هرساله خسارات جبران ناپذیری را به جوامع بشری تحمیل می کند. کشور ایران با قرار گرفتن بر روی کمربند زلزله از گذشته های دور شاهد رخ داد این پدیده بوده است. مطالعه زلزله خیزی یک منطقه برای پی بردن به نیروهای زمین ساختی فعال در منطقه مورد مطالعه به منظور برآورد پتانسیل جنبش گسلها، حداکثر شتاب افقی وقائم زمین در طی عمر مفید سازه با توجه به احتمالات ،محتوای فرکانس امواج و مدت زمان نوسانات زمین لرزه مورد مطالعه قرار می گیرد.  این پژوهش  با توجه به اهمیت منطقه جنوب غرب دریاچه ارومیه که محل احداث پروژه های بزرگ صنعتی و راه سازی از قبیل ذوب آهن پتروشیمی نیروگاه و راه آهن سراسری و جمعیت انسانی  مستقر در این منطقه  و رشد روز افزون پروژه های عمرانی می باشد. مطالعه زلز له خیزی و شناخت پارامترهای لرزه زمین ساختی و ژئوتکنیک لرزه ای به منظور طراحی سازه های مقاوم در برابر زلزله لازم به نظر می رسد. محدوده مورد مطالعه مابین طولهای جغرافیایی ۫  45 تا  20، ۫ 45 و عرضهای جغرافیایی  15، ۫ 37  تا   30 ، ۫ 37  واقع شده است منطقه مذکور بین شهرستان های ارومیه ،نقده و اشنویه در قسمت جنوب غرب دریاچه ارومیه قرار دارد.


 

2-بیان مسئله

در این پروژه ابتدا به بررسی توزیع گسل های گستره مورد بحث خواهیم پرداخت.مطالعه زمین لرزه های منطقه با استفاده از زمین لرزه های تاریخی و زمین  لرزه های دستگاهی انجام گرفته است.برای بررسی  لرزه خیزی منطقه ،برآورد پارامترهای لرزه ای با استفاده از روش های کیکو-سلوول و گوتنبرگ-ریشتر استفاده شده است. همچنین برای تحلیل دوره بازگشت زمین لرزه ها از روش های کیکو-سلوول و گوتنبرگ-ریشتر استفاده شده است. در انتها تحلیل خطر زمین لرزه به روش تعیینی و برآورد خطر زمین لرزه به روش احتمالی انجام پذیرفته است.

 

 


3-طرح مسئله

3-1-گسل های گستره مورد مطالعه


گسل ها منبع زلزله به شمار می آیند.فاصله گسل از ساختگاه مورد بحث رابطه مستقیم با توان لرزه زایی آن دارد. گسل ها در برگیرنده ویژگی های متعددی هستند که در تحلیل توان لرزه زایی آن ها مورد استفاده قرار می گیرد،ازآن جمله می توان به طول گسیختگی و جابجایی دو سمت گسل ،سازو کار گسلش(نوع گسل)و سیمای هندسی گسل(خم دار بودن گسل،گسل های شاخه ای و غیره)می توان اشاره کرد.[3]جدول (شماره1) در برگیرنده گسل های اصلی واقع در نزدیکی محدوده مورد مطالعه است.[2و3و7و8]

 

 

جدول شماره1- میزان بزرگا و شدت بدست آمده از روابط مختلف براساس پارامترهای گسل


ردیف

 

نام گسل

طول گسل (Km)

طول گسیختگی

(Km)

بزرگی ماکزیمم

شدت ماکزیمم (MMI)

1

 

2

3

4

Avg.

1

2

Avg.

1

شمال تبریز

180

99

7/4

7/5

7/5

7/4

7/4

9/7

9/8

9/8

2

پیرانشهر

180

80

7/3

7/3

7/4

7/3

7/3

9/6

9/6

9/6

3

سلماس

40

38

7/0

6/9

7/0

6/9

6/9

9/1

9/1

9/1

4

تسوج

57<

53

7/1

7/1

7/1

7/1

7/1

9/3

9/4

9/3

5

میشوی شمالی

45<

42

7/0

6/9

7/0

7/0

7/0

9/2

9/2

9/2

6

میشوی جنوبی

23

23

6/8

6/6

6/7

6/7

6/7

8/8

8/8

8/8

7

سقز

62

52

7/1

7/1

7/1

7/1

7/1

9/3

9/3

9/3

8

کاشانه

75

63

7/2

7/2

7/2

7/2

7/2

9/4

9/5

9/5

9

شرفخانه

50<

44

7/0

7/0

7/0

7/0

7/0

9/2

9/2

9/2

10

دریک

17

17

6/6

6/4

6/5

6/5

6/5

8/5

8/6

8/6

11

صوفیان

53

48

7/1

7/0

7/1

7/0

7/1

9/3

9/3

9/3

12

برکشلو

30

28

6/8

6/7

6/8

6/8

6/8

8/9

8/9

8/9

13

اشنویه

20

20

6/7

6/5

6/6

6/6

6/6

8/7

8/7

8/7

14

ارومیه

75

63

7/2

7/2

7/2

7/2

7/2

9/4

9/5

9/5

15

زاگرس مرتفع

12000

100

7/4

7/5

7/5

7/4

7/4

9/8

9/8

9/8

بزرگی براساس معادلات 1- مهاجر اشجعی و نوروزی (1978) 2- آمبراسیز و ملویل (1982) 3- نوروزی (1985) 4- ولز و کوپراشمیت (1994) محاسبه شده است. شدت براساس معادلات 1- آمبراسیز و ملویل (1982) و 2- کرینیسکی (1993) در مقیاس شدت مرکالی اصلاح شده محاسبه شده است.


بزرگی شتاب های افقی و عمودی  حاصل از زمین لرزه در محدوده مورد مطالعه  با توجه به پارامترهای گسل های منطقه و روابط میرایی مختلف جدول (شماره2): بیشینه شتاب محتمل به دست آمده از پارامترهای گسل های منطقه و روابط میرایی مختلف.

 

 

 

 

 

 


جدول2- بیشینه شتاب محتمل به دست آمده از پارامترهای گسل های منطقه و روابط میرایی مختلف

ردیف

 

نام گسل

مکانیسم گسل

فاصله از ساختگاه

بیشینه

بزرگا

بیشینه شتاب افقی (g)

بیشینه شتاب قائم (g)

نوع گسل

F0

فاصله کانونی (KM)

کوتاهترین فاصله (KM)

1

2

3

میانگین

1

2

3

میانگین

1

شمال تبریز

مایل لغز

1/0

120/9

120/0

7/4

0/059

0/414

0/115

0/253

0/035

0/300

0/067

0/177

2

پیرانشهر

امتداد لغز

0/0

73/5

72/0

7/3

0/105

0/455

0/168

0/299

0/055

0/342

0/099

0/212

3

سلماس

رانده

1/0

79/4

78/0

6/9

0/078

0/456

0/112

0/277

0/042

0/305

0/066

0/181

4

تسوج

رانده

1/0

104/1

103/0

7/1

0/062

0/433

0/103

0/260

0/035

0/305

0/060

0/177

5

میشوی شمالی

امتداد لغز

0/0

117/0

116/0

7/0

0/051

0/435

0/085

0/253

0/030

0/349

0/049

0/195

6

میشوی جنوبی

امتداد لغز

0/0

109/0

108/0

6/7

0/048

0/451

0/071

0/256

0/028

0/357

0/041

0/197

7

سقز

رانده

1/0

101/1

100/0

7/1

0/064

0/435

0/105

0/262

0/036

0/304

0/062

0/178

8

کاشانه

رانده

1/0

107/1

106/0

7/2

0/063

0/428

0/109

0/259

0/036

0/303

0/064

0/178

9

شرفخانه

معکوس

1/0

97/2

96/0

7/0

0/064

0/441

0/101

0/264

0/036

0/306

0/059

0/178

10

دریک

امتداد لغز

0/0

117/0

116/0

6/5

0/039

0/459

0/056

0/254

0/024

0/371

0/033

0/200

11

صوفیان

رانده

1/0

103/1

102/0

7/1

0/063

0/434

0/104

0/261

0/036

0/305

0/061

0/178

12

برکشلو

امتداد لغز

0/0

97/2

96/0

6/8

0/058

0/451

0/085

0/263

0/033

0/349

0/050

0/196

13

اشنویه

معکوس

1/0

28/3

24/0

6/6

0/217

0/575

0/237

0/402

0/106

0/352

0/141

0/239

14

ارومیه

امتداد لغز

0/0

19/8

13/0

7/2

0/429

0/665

0/553

0/584

0/200

0/513

0/330

0/396

15

زاگرس مرتفع

رانده

1/0

83/4

82/0

7/4

0/095

0/438

0/162

0/287

0/051

0/301

0/095

0/189

شتاب ماکزیمم زمین براساس روابط میرایی 1- آمبراسیز و بومر (1991) 2- کمپبل (1997) و 3- زارع و بارد (1999) محاسبه شده است. F جهت محاسبه شتاب ماکزیمم زمین توسط کمپبل استفاده شده است که برای گشل های امتداد لغز برابر صفر و برای گسل های معکوس مقدار آن برابر 1 است.


3-2-بررسی زمین لرزه های تاریخی

شناخت ما از زمین لرزه های تاریخی منحصر به کتابهای تاریخی و سفر نامه ها و نوشته هایی در این زمینه بوده و متاسفانه آگاهی اندکی درباره مرکز مهلرزه ای زمین لرزه های تاریخی وجود دارد.از آنجا که برای دستیابی به ویژگیهای زمین لرزه ای تاریخی ،از شرح تاریخی آنها در نوشته های کهن بهرگیری می شود،روشن است که  در این روش مشکلات و کمبود های زیادی وجود دارد.رویدادنویسان پیشین گاهی چند زمین لرزه رود داده در دوره ای را چنان نگاشته اند که گویی همه آنها شرح یک رویداد است.در این صورت این مسئله سبب برآورد کم تعداد زمین لرزه گذشته در یک دوره و یا برآورد زیاد بزرگی آن زین لرزه می شود.دونکته اساسی در بررسی شدت و بزرگی زمین لرزه های تاریخی مورد توجه است، پرداختن به چگونگی گسترش جمعیت و توجه به زیادانگاری و بزرگ نمودن این رویداد طبیعی در گذشته در ضمن ، زمین لرزه در پهنه کویری و یا با جمعیت بسیار کم نیز به وقوع پیوسته اند. در نتیجه باید توجه داشت که وجود نوشته ای از شرح زمین لرزه ای در یک شهر بزرگ ، حتما نشانگر و جود مرکز آن زمین لرزه در آن شهر نخواهد بود. در هر حال، کاوش در نوشته های کهن برای کشف زمین لرزه های تاریخی، کوششی است علمی و اگر نکته های قابل اعتماد آن گرد آوری گردد می تواندداده های مهمی را برای شناخت استعداد لرزه خیزی یک گستره در اختیار ما قرار دهد. [4] زمین لرزه های تاریخی اتفاق افتاده در اطراف گستره مورد مطالعه در جدول (شماره3) آورده شده است.شکل (شماره1)  نقشه1:5000000 پهنه تخریب زمین لرزه ایران طی قرن چهارم قبل از میلاد تا سال1976میلادی را نشان می دهد.  [5]


جدول شماره 3- زمین لرزه های تاریخی 150 کیلومتری محدوده مورد مطالعه[1]


ردیف

سال

ماه

روز

عرض جغرافیایی

طول جغرایایی

q

I0(MMI)

MS

MW

گسل لرزه زا

مکان

1

858

0

0

38/12

46/31

b

VII+

6/0

5/9

شمال تبریز

تبریز

2

1042

11

4

38/12

46/33

b

IX+

7/3

7/3

شمال تبریز

تبریز

3

1273

1

18

38/13

46/28

c

VIII+

6/5

6/4

شمال تبریز

تبریز

4

1304

11

7

38/05

46/46

c

VIII+

6/7

6/6

شمال تبریز

تبریز

5

1550

0

0

38/10

46/35

c

VII<

5/3<

 

شمال تبریز

تبریز

6

1641

2

5m

37/90

46/10

a

VIII+

6/8

6/7

 

تبریز1

7

1641

2

8a

37/90

46/10

c

 

 

 

 

تبریز2

8

1715

3

8

38/36

44/00

 

 

 

 

 

ارجیش3

9

1717

3

12

38/13

46/30

c

VII

5/9

5/8

شمال تبریز

تبریز

10

1780

1

7f

38/12

46/29

c

 

 

 

شمال تبریز

تبریز

11

1780

1

8m

38/12

46/29

a

IX+

7/4

7/3

شمال تبریز

تبریز

12

1780

2

12a

38/12

46/29

c

 

 

 

شمال تبریز

تبریز

13

1780

2

19a

38/12

46/29

c

 

 

 

شمال تبریز

تبریز

14

1786

10

0

38/36

45/77

c

VIII

6/3

6/2

میشوی شمالی

مرند

15

1807

7

11

38/34

45/30

b

VII+

5/5<

 

تسوج

تسوج

16

1808

6

0a

38/34

45/30

c

VIII

6/0<

 

تسوج

تسوج

17

1837

6

0

38/12

44/69

c

 

 

 

سلماس؟

سلماس

18

1856

10

5

38/08

46/44

b

VII<

5/5<

 

شمال تبریز

تبریز

19

1857

9

6m

38/36

45/35

a

 

 

 

تسوج،شرفخانه

تسوج

20

1857

9

7a

38/36

45/35

c

 

 

 

تسوج،شرفخانه

تسوج

21

1857

9

7a

38/36

45/35

c

 

 

 

تسوج،شرفخانه

تسوج

22

1857

9

14a

38/36

45/35

c

 

 

 

تسوج،شرفخانه

تسوج

23

1857

9

15a

38/36

45/35

c

 

 

 

تسوج،شرفخانه

تسوج

24

1857

9

16a

38/36

45/35

 

 

 

 

تسوج،شرفخانه

تسوج

q: کیفیت موقعیت رو مرکز ماکروسایزمیک که از " a تا f " نشان داده شده است. I0 بیشترین شدت مرکز زلزله در مقیاس شدت مرکالی اصلاح شده و Ms بزرگی امواج سطحی که توسط روابط ارائه شده توسط آمبراسیز و ملویل (1982) به دست آمده است. Mw بزرگی گشتاوری که با استفاده از روابط هانکز و کاناموری محاسبه شده است.

 

 

 شکل شماره1-نقشه1:5000000 پهنه تخریب زمین لرزه ایران طی قرن چهارم قبل از میلاد تا سال1976میلادی [5]

3-3-زمین لرزه های دستگاهی


زمین لرزه های دستگاهی، به زمین لرزه هایی اطلاق می شود که داده های آن به وسیله دستگاه های لرزه نگاری به دست آمده باشند. داده های دستگاهی دهه های اولیه سده بیستم دارای خطاهای گوناگونی بوده است.همزمان با تکمیل دستگاه ها وافزایش شمار ایستگاه ها ی لرزه نگاری ،این خطاها بویژه برای زمین لرزه های بزرگ کم شده است.پس ازآغاز کار شبکه جهانی استاندارد زلزله شناسی و گسترش شبکه لرزه نگاری کشور،خطای داده های لرزه نگاری دستگاهی کمتر از پیش شده،ولی در حال حاضر نیز شناخت جایگاه جنبش بیشتر گسلها از روی داده های به دست آمده از ایستگاه های لرزه نگاری محلی یا جهانی ممکن نیست.پیوند داده های لرزه نگاری دستگاهی با گسلهای هر پهنه، به مرکزیابی و کانون یبابی دقیق زمین لرزه نیازمند است.[4] شکل ( شماره2)نقشه گسترش زمین لرزه های قرن بیستم ایران و بزرگی آنها را نشان می دهد.


شکل شماره2-نقشه گسترش زمین لرزه های قرن بیستم ایران و بزرگی آنها[10]

3-4- لرزه خیزی منطقه مورد مطالعه

بزرگترین زلزله ثبت شده طی یکصد سال گذشته شده ،در فاصله 150 کیلومتری منطقه با بزرگای 4/7 می باشد.بزرگرین زلزله تاریخی وقوع یافته در فاصله 150 کیلومتری منطقه با بزرگای 2/7 می باشد. طی یکصد سال گذشته شده 70% زمین لرزه ها با بزرگای0/5 و30% با بزرگای بیشتر از 0/5 ثبت شده اند. جدول (شماره4) توزیع آماری حداکثر بزرگی های محدوده 150 کیلومتری گستره مورد مطالعه را نمایش می دهد.[6]


جدول شماره 4- توزیع آماری حداکثر بزرگی های محدوده 150 کیلومتری گستره مورد مطالعه.


ناحیه

گستره زمانی

حداکثر بزرگا

دوره زمانی (میلادی)

محدوده 150 کیلومتر

 

تاریخی

7/2

800 – 1900

معاصر

7/4

1900 - 2000

3-5- محاسبه پارامترهای لرزه خیزی منطقه مورد مطالعه با استفاده از روش کیکو-سلوول

برای فاصله 150 کیلومتری منطقه موردمطالعه و با استفاده از روش کیکو-سلوول پارامترهای لرزه خیزی منطقه مورد محاسبه قرار گرفت که شرح آن در جدول (شماره 5).


جدول4- برآورد پارامترهای لرزه خیزی محدوده با استفاده از روش کیکو – سلوول (2001)


پهنه لرزه زا

Mt

Merr

Mmax

Mobs

β

b

150

4/3

“

7/60

7/40

2/33  0/11

1/01  0/05

3-6- محاسبه پارامترهای لرزه خیزی منطقه مورد مطالعه با استفاده از روش گوتنبرگ- ریشتر

روش گوتنبرگ- ریشتر برای محاسبه پارامترهای لرزه خیزی دو روش ارائه کرده است که به اختصار توضیح داده خواهد شد.روش اول ابتدا تعداد زمین لرزه های هر سال برای یک بازه زمانی معینی از بزرگاها تعین شده و سپس لگاریتم آهنگ سالانه زمین لرزه ها به دست آمده است. با استفاده از برازش خطی،مقادیر پارامترهای لرزه خیزیی a  و b درتابع گوتنبرگ- ریشتربه دست آمده است. روش دوم،ضرایب لرزه خیزی در تابع گوتنبرگ- ریشتر با استفاده ازفراوانی تجمعی بزرگای زمین لرزه ها نیز مورد بررسی قرار گرفته است و با استفاده از لگاریتم فراوانی تجمعی بزرگاها در یک بازه زمانی معین تابع گوتنبرگ- ریشتر ترسیم و با برازش خطی برای هر یک از پهنه ها ی لرزه زا پیرامون محدوده مقادیر پارامتر های لرزه خیزی به دست آمده است.در برآورد ضرایب لرزه خیزی با استفاده از لگاریتم آهنگ سالیانه زمین لرزه ها از کلیه داده های معاصر و تاریخی بهره گرفته شده است.برازش نهایی بر روی داده هایی انجام شده است که از همبستگی بیشتری با یکدیگر برخوردارندو داده های با پراکند گی زیاد حذف شده است.جدول (شماره5)در برگیرنده نتایج برآورد های لرزه خیزی پهنه های لرزه زا پیرامون منطقه با استفاده از روش گوتنبرگ- ریشتر است. [3]

جدول5- برآورد پارامترهای لرزه خیزی پیرامون ساختگاه به روش G - R


پهنه لرزه زا

a

B

150 km

2/065

0/896

3-7- تحلیل دوره بازگشت زمین لرزه ها در محدوده مورد مطالعه با استفاده از روش کیکو- سلوول

تحلیل دوره بازگشت زمین لرزه ها در محدوده مورد مطالعه با استفاده از روش کیکو- سلوول با در نظر گرفتن بازه زمانی 50 تا 100 سال برای عمر مفید سازه ها ودر گستره ای به شعاع 150 کیلومتر، زمین لرزه ای با بزرگای 5/8تا 1/6حداقل یک بار اتفاق می افتد.زمین لرزه ای با بزرگای حداقل 7/6 دارای دوره بازگشت 500 ساله خواهد بود.


3-8- تحلیل دوره بازگشت زمین لرزه ها در محدوده مورد مطالعه با استفاده از روش گوتنبرگ- ریشتر

تحلیل دوره بازگشت زمین لرزه ها در محدوده مورد مطالعه با استفاده از روش گوتنبرگ- ریشتر با در نظر گرفتن بازه زمانی 50 تا 100 سال برای عمر مفید سازه ها ودر گستره ای به شعاع 150 کیلومتر، زمین لرزه ای با بزرگای 6/5تا 9/5حداقل یک بار اتفاق می افتد.زمین لرزه ای با بزرگای حداقل 7/6 دارای دوره بازگشت 500 ساله خواهد بود.پارامترهای به دست آمده از دو روش در جدول (شماره 6)آورده شده است.به علت عدم قطعیت های متفاوت در این دو روش و همچنین بالا بودن دقت روش کیکو ،با برقراری وزنی میان آن دو،از نتایج به دست آمده میانگین گرفته شده است.


جدول 6- دوره بازگشت زمین لرزه ها برحسب بزرگا پیرامون محدوده مورد مطالعه

 

دوره بازگشت (سال)

 

روش

50

75

100

150

500

1000

2000

زون فعال لرزه ای

گوتنبرگ – ریشتر

5/6

5/8

5/9

6/1

6/7

7/0

7/4

شعاع 150 km پیرامون محدوده

کیکو – سلوول

5/8

6/0

6/1

6/3

6/7

7/0

7/2

میانگین

G – R (40%)& K – S(60%)

8/7

5/9

6/0

6/2

6/7

7/0

7/3

4-نتیجه گیری

4-1- تحلیل خطر زمین لرزه به روش تعیینی در پیرامون منطقه مورد مطالعه

بررسی چشمه های نقطه ای لرزه زای در 150 کیلومتری پیرامون محدوده مورد مطالعه با استفاده از مدل های مختلف کاهیدگی شتاب،نشان گر حداکثر شتاب افقی12/0g و حداکثر شتاب قائم 1/0g که در طی تاریخ گذشته منطقه وبرای زمین لرزه ای با بزرگای 5/5در فاصله حدود 25 کیلومتری بدست آمده است. برآورد حداکثر شتاب های افقی و قائم با استفاده از روش های تحلیلی با توجه به چشمه های نقطه ای مهم در شعاع 150 کیلومتری پیرامون محدوده در جدول (شماره7)آورده شده است. [ 3]

جدول7- برآورد حداکثر شتاب های افقی و قائم با استفاده از روش های تحلیلی به توجه به چشمه های نقطه ای مهم در شعاع 150 کیلومتری پیرامون محدوده


سال

عرض جغرافیایی

طول جغرافیایی

بزرگا

حداکثر شتاب افقی (میانگین)

حداکثر شتاب عمودی (میانگین)

1929

37/50

45/50

4/3

0/06

0/04

1930

37/70

45/20

5/0

0/06

0/04

1641

37/90

46/10

6/8

0/06

0/05

1930

38/24

44/60

7/2

0/06

0/05

1780

38/12

46/29

7/4

0/07

0/05

1930

37/50

45/00

4/8

0/07

0/05

1931

37/50

45/50

4/7

0/07

0/05

1930

38/00

43/80

4/2

0/07

0/04

1972

36/07

45/70

4/3

0/07

0/04

1930

37/30

44/80

6/0

0/10

0/08

1930

37/50

45/50

5/5

0/12

0/1

4-2- تحلیل خطر زمین لرزه به روش احتمالی در پیرامون منطقه مورد مطالعه

در روش احتمالی ازالگوی چشمه های پهنه ای برای برآورد حداکثر شتاب افقی و قائم استفاده می شود.روابط  میرایی آمبراسیز-بومر،زارع – بارد و کمپبل بکار رفته است.نتایج حاصل از روابط فوق در جدول (شماره8) آورده شده است.

 


جدول 8- حداکثر شتاب های افقی و قائم در محدوده مورد مطالعه


حداکثر شتاب قائم 1(g)

حداکثر شتاب افقی 2(g)

دوره بازگشت (سال)

درصد عدم وقوع

0/06

0/11

50

37%

0/065

0/13

75

50%

0/08

0/14

100

63%

0/01

0/18

250

82%

0/12

0/22

475

90%

0/15

0/28

1000

95%

0/19

0/36

2475

98%


با توجه جدول (شماره 2) گسل های اشنویه و ارومیه به علت نزدیکی بیشترین شتاب لرزه ای را می توانند بوجود آورند. با توجه جدول (شماره 8) ،برای دوره بازگشت 50 ساله می توان انتظار زمین لرزه ای با شتاب افقی11/0g وشتاب عمودی6/0g را داشت و برای دوره بازگشت 475 ساله می توان انتظار زمین لرزه ای با بیشینه شتاب افقی 22/0g   وشتاب عمودی12/0g  را داشت همچنین برای دوره بازگشت  1000 سال شتاب افقی 28/0g وشتاب عمودی15/0g    این مقادیر محاسبه شده است.


منابع:

1- امبرسیز، ن، ن و ملویل ، چ، پ، 1370، تاریخ زمین لرزه های ایران ترجمه ابوالحسن رده، نشر آگاه، تهران

2- شهرایی، م، 1373، شرح نقشه زمین شناسی چهارگوش اورمیه به مقیاس 1:250000، سازمان زمین شناسی کشور، تهران

3- پور کرمانی،محسن ،1376، سایزموتکتونیک لرزه زمین ساخت،شرکت مهندسی مشاور دزآب،، تهران

4- پور کرمانی،محسن و آرین، مهران، 1377، لرزه خیزی ایران ،اتشارات دانشگاه شهید بهشتی،، تهران

5- سازمان زمین شناسی کشور،1976، نقشه1:5000000 پهنه تخریب زمین لرزه قرن چهارم قبل از میلاد تا سال1976میلادی،تهران

6- علیزاده،علی، 1389، مطالعه پتانسیل روانگرایی در خاک های جنوب ارومیه با نگرشی ویژه بر مسیر راه آهن مراغه-ارومیه در این منطقه، پایان نامه کارشناسی ارشد دانشگاه ازاد واحد اهر

 

7- ملک زاده دیلمقانی، توحید، 1384، زلزله بزرگ و مخرب سلماس 1309 سلماس، مولف، سلماس

8- نقی زاده، ر، 1384، نقشه زمین شناسی چهار گوش اشنویه مقیاس 1:100000،سازمان زمین شناسی کشور ، تهران

9- Berberian, M, 1976, Salmas Earthquake, Iran Geology Service report no:39

10- Berberian, M, 1976, Contribution to the Seismotectonics of Iran (part IV) Iran Geology Service report no:40

11- Berberian, M, Tchalenco, J. S , 1976, Field study and documention of the 1930  Salmas earthquake , Iran Geology Service report no:49

12- Melikzade, Tohid, 2006 ,İran’in Kuzeybastişi(Azerbayçan) ve Türkiye’nin Doğusun depremselliğinin incelenmesi ve Karşilaştırılması, Anicara ünıversıtesı Doktora tezi

 

 

 

 

Study of Seismicity in Southwest area of Urmiye lake

Tohid Malekzadeh Dilmaghani1 , Yaser Golestan2

1)Islamic Azad university ahar , Physics Branch

2) Islamic Azad university Urmiye , Geology Graduated

Abstract:

Since to importance of southwest area of Uormia lake that contained heavy Industrials such as steel Industry, Petrochemical Industry, Power station , Railway and human populate with fast growth of reconstructive projects. it is essential to study seismology and earthquake risk in study area to plan resistant Structures. methods that we use for seismic and earthquake risk study are historical earthquakes and Instrumental Earthquake. for determine Earthquake hazard and Return period of earthquakes we used seismic parameters with Kijko-Sellevoll and Gutenberg-Richter Methods. Although earthquake hazard assessed by Deterministic Method and Probabilistic Method.

Key Words: Southwest area of Uormia lake, Seismicity, Earthquakes, Deterministic Method, Seismic Source

۱۹ بهمن ۹۴ ، ۲۲:۱۰
توحید ملک زاده دیلمقانی

نگاهی به زلزله اهر

دکتر توحید ملک زاده دیلمقانی

دکترای مهندسی ژئوفیزیک- استادیار دانشگاه

بزرگی زلزله هایی که عصر 21 مرداد 1391 منطقه مرکزی آذربایجان در اهر و ورزقان را تکان داد بر اساس اعلام موسسه زلزله شناسی آمریکا بیش از 4/6 درجه محاسبه گردیده که وقوع این زلزله باعث تلفات و تخریب زیادی در منطقه گردید.عمق کم وقوع زلزله یعنی  9/9 کیلومتری از سطح زمین نیز سبب افزایش تلفات  و تخریب در منطقه گردید. دو زمینلرزه پی در پی اولی در ساعت  ۱۶:۵۳با بزرگای  ۶.۲  در فاصله  ۲۳  کیلومتری غرب اهر  و دومی در ساعت  ۱۷:۰۴  با بزرگای  ۶.۱  در  ۳۰  کیلومتری اهر در حدود  ۵۰  کیلومتری شمال شرق  تبریز موجب خسارت و هراس مردم در پهنه رومرکزی  در استان آذربایجان شرقی شد. پس از این زلزله ها و تا سه ساعت و نیم بعد از لرزه دوم  ۱۷  پسلرزه با بزرگای بین۳  تا  ۵  در شبکه های لرزه نگاری در محدوده رو مرکزی - حدفاصل اهر و ورزقان - رخ داده است.  خسارتهای جانی اولیه تا ساعت 1 بامداد 22 مرداد 1391 به بیش از  200 نفر و خرابی در روستاهای منطقه اهر و ورزقان و همچنین خسارت و مجروح شدن بیش از  1300  نفر مردم در اهر و ورزقان و همچینین هریس و  استقرار در محدوده هوای باز در شهر های مذکور و همچنین شهر تبریز بوده است.

همچنین این زمینلرزه در شهرهای تبریز،اورمیه،مرند، بستان اباد، صومعه سرا، اردبیل، بوکان، آستارا، خوی، سلماس، پارس آباد مغان، شبستر، مشکین شهر، سلماس، رشت، مهاباد، بناب، ارومیه، ممقان، هادیشهر، بوکان، مراغه، میانه، میاندوآب احساس شده است.

با توجه به گزارشات رسیده شدت این زمینلرزه‌ها در محدوده رومرکز زمینلرزه حدود VIII  در مقیاس مرکالی اصلاح شده برآورد میگرد.

مطالعات مختلف ژئوفیزیکی در آذربایجان نشان می دهد که این منطقه از لحاظ زمین ساختی  یکی از مناطق بسیار جوان آسیاست و در کمربند زلزله موسوم به زلزله «آلپ – هیمالیا» قرار دارد. این کمربند زلزله خیز که از میان اقیانوس اطلس شروع می شود، پس از عبور از مناطق آلپ، ترکیه، آذربایجان، ایران، پاکستان، افغانستان، شمال هندوستان، تبت، منطقه جزایر فیلیپین می پیوندد و نوار عریضی را به وجود می‎آورد. در واقع میتوان این نوار را جزو مناطق بهم رسیده و جوش خورده صفحات در تئوری زمین ساخت صفحه ای دانست (فصل1). در سالهای اخیر کوششهایی برای حل مسائل لرزه زمین ساختی ایران و به تبع آن آذربایجان توسط نوروزی  (1972)، مکنزی (1977و1972) و Dewey et al (1973) ارائه گردید ولی این الگوها به سبب در نظر نگرفتن تکتونیک آذربایجان نتوانست پاسخگوی سئوالات لرزه زمین شناختی آذربایجان شود چرا که به قول بربریان (1362) بیشتر مرزهای بکار گرفته شده توسط نوروزی اساساً مرزهای غیر واقعی و جغرافیایی و سیاسی می باشند. با توجه به این مسائل و مشکلات و با عنایت به کوششهای افتخار نژاد ( 1960)، بربریان (1983)، بابا خانی و رحیم زاده (1367)، قنبری (1376و1363) و شنگور (1991) برای مطالعه تکتونیکی شرق آذربایجان و مطالعات مکنزی (1972)، دیوی (1973) اینوسنتی (1980)، فهمی (1365) و شئنگور (1990) برای غرب آذربایجان، موضوع سایزموتکتونیک و زلزله خیزی  اورمیه به تفضیل مورد بحث قرار گرفته است.

بررسی زلزله های تاریخی آذربایجان و همچنین زلزله های قرن جاری آذربایجان نشان میدهد که حرکات فیزیکی پوسته آذربایجان هنوز هم وجود دارد. مطالعات حرکات و ریزش کوهها در آذربایجان نیز نشان میدهد که حرکات خفیف زمین علاوه بر زلزله در ریزش و حتی شکاف کوههای منطقه نیز متجلی است . وجود تعداد بسیار زیاد آب گرم و معدنی در مناطق فعال تکتونیکی آذربایجان نظیر اردبیل، خلخال، سراب، بستان آباد، زنجان، خوی، سلماس، سراسکند، صایین قالا و غیره نشان دیگری از فعالیتهای تکتونیکی نوین در منطقه می باشد.

تمام این شواهد بیانگر این واقعیت است که جای جای آذربایجان همواره به طور بالقوه در معرض خطر تخریب و ویرانی مطلق می باشد و روزی فرا خواهد رسید که مناطق به اصطلاح آرام کنونی آذربایجان، حرکات مخرب زمین را تجربه خواهند کرد کما اینکه هر از چند گاهی شاهد این وقایع مخرب بوده ایم. متاسفانه اکثر مناطق پرجمعیت آذربایجان نظیر ورمیه در مناطق بسیار تکتونیکی بنا شده و در کنار گسل های فعال جوان توانمند قرار دارند. بنابراین آشنا کردن مردم این مناطق و حتی دیگر مردم مناطق در معرض کمتر با این خطر بالقوه و چگونگی مقابله با این بلای طبیعی چه از نظر مهندسی ساخت و ساز شامل ساختمان، لوله های نفت و گاز، بزرگراهها، شبکه های آب و فاضلاب، مخابرات و شبکه کابل های زیر زمینی، فرودگاهها، بنادر، شبکه راه آهن و چه از نظر بررسی نکات ایمنی و آموزشی همگانی زلزله برای کاستن میزان خسارات و تلفات یک وظیفه اساسی برای هر متخصص زلزله می باشد.

 در باب مطالعات زلزله شناسی گفتنی است گام اساسی و اولیه در این مورد این است که منابع لرزه زای منطقه و زلزله های تاریخی آن مورد مطالعه قرار گیرد. بر اساس اطلاعات دریافتی از این مطالعات اولیه ما می توانیم به صورت دقیقتر به مطالعات ریز پهنه بندی موردی سازه های مهندسی و کلیه مطالعات مهندسی و در نهایت ریز پهنه بندی شهر های آذربایجان پرداخت که از نظر ریسک زلزله دارای ریسک زیادی می باشند. ولی به راستی زلزله چیست؟

 

زلزله، لرزش و جنبش زمین است که به علّت آزاد شدن انرژی ناشی از گسیختگی سریع در گسلهای پوستهٔ زمین در مدّتی کوتاه روی می‌دهد. محلّی که منشأ زمین‌لرزه است و انرژی از آنجا خارج می‌شود را کانون  و نقطهٔ بالای کانون در سطح زمین را مرکز سطحی زمین‌لرزه گویند. پیش از وقوع زمین‌لرزهٔ اصلی معمولاً زلزله‌های نسبتاً خفیف‌تری در منطقه روی می‌دهد که به پیش‌لرزه معروفند. به لرزشهای بعدی زمین‌لرزه نیز پس‌لرزه گویند که با شدّت کمتر و با فاصلهٔ زمانی گوناگون میان چند دقیقه تا چند ماه رخ می‌دهند. زمین لرزه نتیجهٔ رهایی ناگهانی انرژی از داخل پوسته زمین است که امواج مرتعشی را ایجاد می‌کند. زلزله ها توسط دستگاه زلزله سنج یا لرزه نگار ثبت می‌شوند. مقدار بزرگی یک زلزله (ریشتر) طبق قرارداد گزارش می‌شود، زلزله‌های کوچکتر ازشدت  ۳  اغلب غیر محسوس و بزگتر از  ۷  خسارت‌های جدی را به بار می‌آورند. شدت لرزه با روش اصلاح شدهٔ مرکالی اندازگیری می‌شود. در نزدیکی سطح زمین، زلزله به صورت ارتعاش یا گاهی جابجایی زمین نمایان می‌شود. زمانی که مرکز زمین‌لرزه در داخل دریا باشد، بستر دریا به میزانی تغیر مکان می‌یابد که باعث ایجاد سونامی می‌شود. ارتعاشات زمین همین‌طورریزش کوه و گاهی فعالیت‌ها ی آتشفشانی را موجب می‌شود. درحالت کلی کلمه زمین لرزه هر نوع ارتعاشی را در بر می‌گیرد – چه ارتعاش طبیعی چه مصنوعی توسط انسان - که موجب ایجاد امواج مرتعش می‌شود. زمین لرزه‌ها اغلب معلول شکستگی‌های گسل‌ها هستند، و همین‌طور فعالیت‌های آتشفشانی، ریزش کوه‌ها، انفجار معدن‌ها، و آزمایشات هسته‌ای. نقطهٔ آغازین شکاف لرزه را کانون می‌نامند. مرکز زمین‌لرزه نقطه‌ای است در راستای عمودی کانون و در سطح زمین.

زلزله‌های طبیعی

 

زلزله‌ها در هر جای زمین که در آن به میزان کافی انرژی کشسانی ذخیره شده باشد، در امتداد صفحهٔ گسل و شکستگی رخ خواهند داد. در مرزهای صفحه‌های تبدیل و یا همگرا، که بزرگترین صفحه‌های گسل روی زمین را ایجاد می‌کنند، صفحات کنار یکدیگر حرکت یکنواخت خواهند داشت اگرهیچ بی نظمی یا ناهمواری در امتداد مرزهای آنها که باعث افزایش مقاومت اصطکاکی می‌شود، وجود نداشته باشد. اکثر مرزها دارای این ناهمواری‌ها هستند و این منجر به یک شکل از رفتار لغزشی می‌شود. هنگامی که مرزهای صفحه قفل شده باشد، ادامهٔ حرکت نسبی بین صفحات منجر به افزایش تنش و در نتیجه افزایش انرژی ذخیره شده در حجم اطراف سطح گسل می‌شود. این افزایش ادامه می‌یابد تا زمانی که تنش افزایش یافته به اندازه‌ای کافی برسد و از طریق شکستن ناهمواری‌ها، ناگهان از بخش قفل شدهٔ گسل اجازه لغزش بیابد و انرژی ذخیره شده را آزاد کند. این انرژی به عنوان ترکیبی از کرنش الاستیک امواج لرزه‌ای آزاد شده وتابیده شده، گرمای اصطکاکی سطح گسل، و شکستن سنگ، که در نتیجه باعث ایجاد زلزله می‌شود. این روند تدریجی ساخت تنش و کرنش که موجب شکست ناگهانی وتولید زلزله‌است به عنوان تئوری الاستیک واکنش خوانده می‌شود. تخمین زده می‌شود که تنها  ۱۰  درصد یا کمتر از کل انرژی زلزله به صورت انرژی لرزه‌ای تابیده می‌شود. بیشتر انرژی زلزله صرف رشد شکستگی یا تبدیل به حرارت تولید شده توسط اصطکاک می‌شود. بنابراین، زمین لرزه انرژی پتانسیل کشسانی زمین را کاهش می‌دهد و درجه حرارت آن را افزایش می‌دهد، اگرچه این تغییرات نسبت به جریان همرفت و رسانایی گرمای خارج از اعماق زمین ناچیزاست. منبع انرپی زلزله گسل نامیده می شود.

انواع گسل زلزله

 

سه نوع عمده از گسل وجود دارد که ممکن است موجب زلزله بشوند: عادی، معکوس (محوری) و ضربه ای- لغزشی. گسل‌های نرمال و معکوس نمونه‌هایی از شیب - لغزش هستند، که در آن جابه جایی در امتداد گسل در جهت شیب و حرکت بر روی آنها شامل مؤلّفهٔ عمودی می‌شود. گسل نرمال عمدتاً در حوزه‌هایی رخ می‌دهد که پوسته مانند مرز واگرا در حال تمدید شدن است. گسل معکوس در مناطقی که پوسته مانند مرز همگرا در حال کوتاه شدن است رخ می‌دهد. گسل‌ها ی ضربه‌ای - لغزشی ساختمان‌های شیب داری دارند که دو طرف گسل به صورت افقی در کنار یکدیگر می‌لغزند؛ مرزهای تبدیلی نوع خاصی از گسل ضربه‌ای – لغزشی هستند. زلزله‌های بسیاری ناشی از جنبش در گسل‌ها یی هستند که شامل هر دو نوع شیب - لغزش و ضربه ای- لغزشی است، این لغزش به عنوان مورب شناخته شده‌است.

اکثر زلزله تکتونیکی درعمقی کمتراز ده‌ها کیلومتر ناشی می‌شوند. زلزله‌های درعمق کمتر از  ۷۰  کیلومتر به عنوان زمین لرزه‌ها ی کانون-کم عمق طبقه بندی می‌شوند، در حالی که با فاصله کانونی بین  ۷۰  و  ۳۰۰  کیلومتر معمولاً 'کانون-میانی ' یا 'زلزله متوسط عمق' نامیده می‌شوند. در مناطق فرورانش، جایی که پوسته اقیانوسی مسن تر و سردتر در بشقاب تکتونیکی دیگر می‌رود، زلزله‌ها ممکن است در عمق بسیار بیشتری (در محدوده  ۳۰۰  تا  ۷۰۰  کیلومتر) رخ دهند. این نواحی مرتعش فعال همراه با فرورانش شناخته شده‌است. کانون-عمیق زلزله‌ها در عمق زیاد می‌باشند که در آن ناحیه، سنگ کره با توجه به درجه حرارت بالا و فشار دیگر شکننده نیست. مکانیسم احتمالی برای نسل کانون-عمیق زلزله‌ها ناشی از الوین تحت تغییر فاز به ساختارصلبی است.

زلزله‌ها و فعالیت‌های آتشفشانی

 

بعضی از زلزله‌ها در مناطق آتشفشانی رخ می‌دهند، آنها توسط حرکت ماگما در آتشفشان‌ها ایجاد می‌شوند. چنین زلزله‌هایی می‌توانند به عنوان هشدار دهنده‌ای زود هنگام فوران آتشفشانی را خبر دهند، مانند زلزله‌ها در طول فوران کوه سنت هلن در  ۱۹۸۰. زیاد شدن زلزله‌ها در اطراف یک آتشفشان فعّال می‌تواند به عنوان نشانه‌ای برای قریب‌الوقوع بودن فعالیت آتشفشانی باشد. زیاد شدن فعالیت لرزه‌ای قبل از فوران یک آتشفشان می‌تواند توسط زلزله نگارها و دستگاه‌های شیب‌سنج (tiltimeters  )ثبت شوند.

خوشه‌های زلزله

 

بیشتر زمین لرزه‌ها از لحاظ مکان و زمان به یکدیگر مربوط هستند. بیشتر خوشه‌های زلزله شامل لرزش‌های کوچکی هستند که یا به میزان کم خسارت وارد می‌کند یا خسارتی ندارد، اما تئوری وجود دارد که زلزله می‌تواند در یک الگوی منظم تکرار شود.

پس لرزه

پس لرزه زلزله‌ای است که پس از زلزله اصلی، (mainshock) رخ می‌دهد. پس لرزه در منطقه همان شوک اصلی است، اما همیشه ازلحاظ قدرت کوچکتر است. اگر پس لرزه بزرگ تر از شوک اصلی باشد، پس لرزه به عنوان شوک اصلی و شوک اولیه اصلی به عنوان foreshock  نام گذاری می‌شود. پس لرزه‌ها زمانی به وجود می‌آیند که پوسته در اطراف صفحه گسل جا به جا شده با اثرات شوک اصلی تطبیق داده می‌شود.

ازدحام زلزله‌ها

ازدحام زلزله، سلسله‌ای از زمین لرزه هاست که در منطقه‌ای خاص در مدت زمان کوتاهی اتفاق می‌افتند. آنها با زلزله‌هایی که به دنبال آن‌ها مجموعه‌ای از پس لرزه هاست متفاوتند با توجه به این واقعیت که هیچ‌کدام ازتک زمین لرزه‌ها در دنباله شوک اصلی نیست، بنابراین هیچ‌یک از قدرت قابل توجهی بالاتر از دیگران ندارد.

طوفان زلزله

گاهی اوقات یک سری از زمین لرزه‌ها به صورت طوفان زلزله رخ می‌دهد، که در آن زلزله به گسل پرخوشه ضربه می‌زند، که باعث لرزش و یا توزیع مجدّد تنش از زلزله قبلی ارسال شده، می‌شود. مشابه پس لرزه‌ها اما در بخشهای مجاور گسل، این طوفان‌ها طی سالیان اتفاق می‌افتد، همراه با برخی زلزله‌ها یی که به اندازهٔ زلزله‌های اولیه مخربند. چنین الگویی در دنبالهٔ زلزله‌ها در گسل شمال آناتولی در ترکیه در قرن  ۲۰  مشاهده شد و برای خوشه‌های غیرعادی قدیمی از زلزله بزرگ در خاور میانه استنباط شد.

حجم و تعداد دفعات وقوع

حدود  ۵۰۰،۰۰۰  زمین لرزه در هر سال وجود دارد که از این تعداد  ۱۰۰،۰۰۰  تا می‌تواند احساس می‌شود. زمین لرزهٔ کوچک به طور مداوم در سراسر جهان در مناطقی مانند کالیفرنیا و آلاسکا، ایالات متحده همچنین در گواتمالا، شیلی، پرو، اندونزی، ایران، پاکستان، آزورس در پرتغال، ترکیه، نیوزیلند، یونان، ایتالیا و ژاپن رخ می‌دهد، اما زلزله می‌تواند، تقریباً در هر نقطه‌ای رخ دهد، از جمله نیویورک، لندن و استرالیا. زمین لرزهٔ بزرگتر کمتر اتفاق می‌افتد، رابطه به صورت نمایی است؛ برای مثال، تقریباً ده برابراز زلزله‌ها ی بزرگتر از شدت  ۴  در یک دوره زمانی خاص نسبت به زلزله‌ها ی بزرگتر از شدت  ۵  رخ می‌دهد. در(لرزه خیزی کم) انگلستان، به عنوان مثال، محاسبه شده‌است که عود به طور متوسط عبارتند از: زلزله  ۳٫۷  -- ۴٫۶  در هر سال، زلزله  ۴٫۷  -- ۵٫۵  هر  ۱۰  سال، و زلزله  ۵٫۶  یا بالاتر در هر  ۱۰۰  سال است. این نمونه‌ای از قانون گوتنبرگ- ریشتر است. تعداد ایستگاه‌های لرزه‌ای از حدود  ۳۵۰  در سال  ۱۹۳۱  امروزه به هزارها از افزایش یافته‌است. نتیجتا، تعداد بیشتری زمین لرزه نسبت به گذشته منتشرمی شود، اما این به دلیل بهبود ابزار اندازه گیری است نه به دلیل افزایش تعداد زمین لرزه‌ها. USGS  تخمین می‌زند که از سال  ۱۹۰۰  تا به حال به طور متوسط  ۱۸  زلزله بزرگ (قدر  ۷٫۰-۷٫۹) و یک زلزله خیلی بزرگ (قدر  ۸٫۰  و یا بیشتر) در هر سال وجود داشته‌است، و این نسبت تقریباً ثابت بوده‌است. در سال‌های اخیر، تعداد زمین لرزه‌های بزرگ در هر سال کاهش یافته‌است، اگرچه این نتیجهٔ نوسانات آماری است، نه از روند سیستماتیک. آمار دقیق بیشتر در اندازه و تعداد زلزله‌ها، از USGS  در دسترس است. بسیاری از زمین لرزه‌های جهان  (۹۰  ٪ و  ۸۱  ٪ از بزرگترین) در طول  ۰۰۰،۴۰  کیلومتر، منطقه نعل اسبی شکل به نام کمربند زمین لرزه سیرکم پاسیفیک(circum-Pacific seismic belt)، که همچنین به عنوان زنگ آتش اقیانوس آرام شناخته شده، اتفاق می‌افتند. که در اکثرنفاط با صفحهٔ اقیانوس آرام هم مرز است. زلزله‌های بزرگ تمایل دارند در طول مرز صفحه‌های دیگر نیز رخ دهند: مثلاً در امتداد کوه‌های هیمالیا. با رشد سریع شهرهای بزرگ مانند مکزیکوسیتی، توکیو و تهران، در مناطق پر خطر زمین لرزه، برخی از زلزله شناسان هشدار می‌دهند که ممکن است زلزله زندگی تا حداکثر  ۳  میلیون نفر را بگیرد.

زه‌خیزی القا شده

 

در حالی که اکثر زمین‌لرزه‌ها توسط حرکت صفحات تکتونیکی زمین ایجاد می‌شود، فعالیت‌های انسانی نیز می‌تواند زمین‌لرزه تولید کند. چهار گونه فعالیت‌های اصلی در این پدیده مشارکت می‌کنند: احداث سدها و ساختمان‌های بزرگ، حفاری و تزریق مایع به داخل چاه، استخراج از معادن زغال سنگ، و استخراج نفت.

شاید بهترین نمونه شناخته شده زمین‌لرزه سال  ۲۰۰۸  در استان سیچوان چین است، این لرزش منجر به  ۲۲۷۶۹٬  نفر تلفات شد و نوزدهمین زمین‌لرزه مرگبار در تمام دوران‌ها بوده‌است. باور بر این است که سد زیپینگو (Zipingpu)، زیر فشار گسل  ۱۶۵۰  فوت  (۵۰۳  متر) نوسان یافته؛ این فشار احتمالاً قدرت زمین‌لرزه را افزایش داده و سرعت حرکت گسل را شتاب بخشیده‌است. همچنین بزرگترین زمین لرزه‌ای که در تاریخ استرالیا روی داد، توسط بشر القا شده بود؛ از طریق استخراج از معادن زغال سنگ. شهر نیوکاسل بر بخش بزرگی از مناطق استخراج معادن زغال سنگ ساخته شده بود. زلزله از گسلی که به خاطر استخراج میلیون‌ها تن سنگ معدن ایجاد شده بود، تولید شد.

در سال  ۲۰۱۱  میلادی، وقوع تعداد  ۱۱  زمین‌لرزه نامعمول در شهر یانگ استون در ایالت اوهایوی آمریکا باعث شد که پژوهشگران به این نتیجه برسند که فعالیت‌های اکتشاف گاز و تزریق مایع به درون لایه‌های زمین در آن منطقه باعث فشار بر لایه‌ها و عامل بروز زمین‌لرزه شده‌اند.

اندازه گیری شدت و محل زلزله

زلزله را می‌توان توسط لرزه نگار(seismometers) تا فواصل بسیار بزرگ ثبت کرد، چرا که امواج لرزه‌ای حتی از داخل زمین هم عبور می‌کنند. قدر مطلق اندازهٔ زلزله مطابق قرارداد توسط اعداد در مقیاس قدر گشتاور (که قبلاً در مقیاس ریشتر، از قدر  ۷  باعث آسیب جدی و بزرگ بیشتر مناطق گزارش شده)، در حالی که احساس قدر با استفاده از مقیاس مرکالی گزارش می‌شود. هر لرزش انواع امواج لرزه‌ای را تولید می‌کند که با سرعت‌های مختلف ازداخل سنگ عبور می‌کنند: امواج طولی P  (امواج ضربه‌ای یا فشاری) امواج عرضی S  (هر دو امواج بدن) و امواج سطحی مختلف (امواج ریلی). سرعت انتشار امواج لرزه‌ای حاصل از محدوده تقریبی  ۳  کیلومتر بر ثانیه تا  ۱۳  کیلومتر بر ثانیه، بسته به تراکم و کشش از مقدار میانه تغییر می‌کند. در داخل کره زمین امواج ضربه‌ای یا P  بسیار سریعتر از امواج S  حرکت می‌کنند. (تقریباً  ۱٫۷: ۱). تفاوت در زمان سفرامواج از کانون به رصدخانه برای اندازه گیری فاصله‌است و می‌تواند منابع لرزه و ساختار درون زمین را نشان دهد. همچنین عمق کانون hypocenter  را می‌توان به طور تقریبی محاسبه کرد. قانون کلی: به طور متوسط، فاصله (کیلومتر) به زلزله برابر است با زمان(ثانیه) بین امواج P  و S. انحراف خفیف به دلیل ناهمگن بودن لایه‌های زیرسطحی زمین است.

آثار زمین لرزه

برخی از آثار زلزله به شرح زیر است:

لرزاندن و گسیختگی زمین

 

لرزاندن و گسیختگی زمین اثرات اصلی ایجاد شده توسط زمین لرزه هستند، اساساً منجر به آسیب زیاد یا کم ساختمان‌ها و دیگر سازه‌های سفت و سخت می‌شود. شدت عوارض بستگی به ترکیب پیچیدهٔ بزرگی زلزله، فاصله از مرکز زلزله، شرایط زمین‌شناسی و geomorpholical  محل دارد که باعث تقویت یا کاهش انتشار امواج می‌شود. تکان زمین را با شتاب زمین اندازه گیری می‌کنند. ویژگی‌های خاص زمین‌شناسی، geomorphological  و geostructural  محل می‌توانند میزان لرزش زمین را حتی در زلزله‌ها ی کم شدت افزایش دهند. این اثر، سایت یا تقویت محلی نامیده شده‌است. اصولاً به دلیل انتقال حرکت لرزه‌ای از خاک سخت به خاک سطحی نرم، تمرکز و ذخیرهٔ انرژی لرزه‌ای در کانون به علت نوعی تنظیم هندسی می‌باشد. گسیختگی زمین در واقع شکستن آشکار و جابه جایی سطح کره زمین در طول گسل است که ممکن است در مورد زلزله بزرگ مترها باشد. گسیختگی زمین خطر بزرگی برای سازه‌های مهندسی بزرگ مانند سدها، پل‌ها و ایستگاه‌های قدرت هسته‌ای است در نتیجه نیاز به نقشه برداری دقیق از گسل‌های موجود برای شناسایی هر گونه احتمال شکستن سطح زمین در طول مدت عمر سازه وجود دارد.

رانش زمین و بهمن

زلزله، همراه با طوفان شدید، فعالیت آتشفشانی، برخورد موج ساحلی، و آتش سوزی بزرگ، می‌تواند منجر به عدم ثبات شیب زمین وخطر بزرگی در زمین‌شناسی شود. خطر زمین لغزش حتی ممکن است در حالی که پرسنل اورژانس اقدام به نجاتت می‌کنند باقی بماند.

آتش سوزی

زلزله می‌تواند با صدمه زدن به قدرت برق یا خطوط گازمنجر به آتش سوزی شود. در صورت صدمه به شبکه آبرسانی و از دست دادن فشار، جلوگیری از گسترش آتش نیز ممکن است مشکل شود. برای مثال، مرگ و میر در زلزله  ۱۹۰۶  سان فرانسیسکو بیشتر توسط آتش سوزی بود تا از زلزله.

روانگرایی خاک

روانگرایی خاک یا شبیه به مایع عملکردن خاک وقتی رخ می‌دهد که، به خاطر تکانها، دانه‌های مواد اشباع شده با آب (مانند شن و ماسه) به طور موقت استحکام خود را از دست داده و از شکل جامد به حالت روان تبدیل شوند. روانگرایی خاک می‌تواند ساختارهای سفت و سخت، مانند ساختمان‌ها و پل‌ها را، کج کند یا به ساختارهای فرورونده تبدیل کند. برای مثال، در زلزله  ۱۹۶۴  آلاسکا، روانگرایی خاک باعث شد ساختمان‌های بسیاری در زمین فروروند و در نهایت به روی خود فروبریزند.

تسونامی

تسونامی، موجهایی با طول بلند، امواج طولانی مدت دریا هستند که توسط حرکت ناگهانی حجم زیادی از آب تولید می‌شوند. در اقیانوس فاصله بین فاکتورهای اوج موج می‌تواند  ۱۰۰  کیلومتر فراتر، و دوره‌های موج می‌تواند از پنج دفیفه تا یک ساعت متفاوت باشد. چنین تسونامی، ۶۰۰-۸۰۰  کیلومتر در ساعت، بسته به عمق آب حرکت می‌کند. امواج بزرگ تولید شده توسط زلزله یا زمین لغزش زیر دریایی می‌تواند در نزدیکی مناطق ساحلی در عرض چند دقیقه تاخت و تاز کند. سونامی همچنین می‌تواند هزاران کیلومتر در سراسر اقیانوس حرکت کند و ساعتها بعد از زلزله‌ای که آن را تولید کرده، سواحل دور را تخریب کند. در حالت عادی، زلزله فرورانش کمتر از قدر  ۷٫۵  در مقیاس ریشتر سونامی ایجاد نمی‌کند، هر چند برخی از این موارد ثبت شده‌است. بیشتر سونامی‌های مخرب توسط زمین لرزه با بیشتر از بزرگی  ۷٫۵  ریشتر ایجاد می‌شود.

سیل

سیل سرریزشدن هر مقدار آب است که به زمین می‌رسد. سیل معمولاً هنگامی رخ می‌دهد که حجم آب داخل بستر، مثلاً رودخانه و یا دریاچه، بیش از ظرفیت کل آن شود، و در نتیجه مقداری آب جاری شود و در خارج از محیط طبیعی بستر قرار بگیرد. با این حال، اگر سد آسیب ببیند سیل اثرات ثانویهٔ زلزله‌است. زلزله ممکن است موجب ریزش خاک کوه شود و جریان رودخانه را مسدود کند که علت سیل شود. زمین در زیر دریاچه Sarez  در تاجیکستان در معرض خطر سیل عظیمی است اگر سد ناشی از ریزش تشکیل شده توسط زلزله، معروف به سد Usoi  به هنگام زمین لرزه‌های آینده شکسته شود. پیش بینی می‌شود سیل می‌تواند بر زندگی حدود  ۵  میلیون نفر تاثیر بگذارد.

نیروهای جزر

 

تحقیقات نشان داده‌است ارتباط قوی بین نیروهای کشندی(جزرومدی) کوچک و لرزشهای غیرآتشفشانی وجود دارد.

اثرات بشر

زلزله ممکن است منجر به بیماری، فقدان نیازهای اساسی، از دست دادن زندگی، حق بیمه بالاتر، صدمه به اموال عمومی، آسیب جاده و پل و فروپاشی(یا منجر به سقوط در آینده) ساختمانها شود. زلزله همچنین می‌توانید فوران‌های آتشفشانی، که سبب بروز مشکلات آتی هستند را ایجاد کند؛ به عنوان مثال، صدمه قابل توجه به محصولات، همان‌طور که در سال معروف به «بدون تابستان» (۱۸۱۶) اتفاق افتاد.

زمین لرزه‌های ثبت شده بر پایه ی بزرگی

رتبه        تاریخ                              محل       بزرگی    

۱          ۲۲  مه  ۱۹۶۰       والدیویا - شیلی        ۹٫۵      

۲          ۲۷  مارس  ۱۹۶۴   آلاسکا - ایالات متحده آمریکا     ۹٫۲      

۳          ۲۶  دسامبر  ۲۰۰۴  سوماترا - اندونزی    ۹٫۱      

۴          ۴  نوامبر  ۱۹۵۲    کامچاتکا - روسیه     ۹٫۰      

۵          ۱۱  مارس  ۲۰۱۱   توهوکو - ژاپن        ۹٫۰      

 

آمادگی در برابر زلزله

 

به منظور تعیین احتمال فعالیت‌های لرزه نگاری آینده، زمین شناسان و دانشمندان سنگهای منطقه را بررسی می‌کنند تا تعیین کنند اگر سنگها به نظر «فشرده» می‌رسد. مطالعهٔ گسلهای یک منطقه به مطالعهٔ زمان سپری شده برای تشکیل فشار کافی برای وقوع زلزله توسط گسل نیز به عنوان یک تکنیک پیش بینی، کمک می‌کند. اندازه گیری‌ها بر اساس میزان انرژی کرنش انباشته در گسل در هر سال، زمان سپری شده از آخرین زلزله بزرگ، و انرژی و قدرت آخرین زلزله بنا می‌شوند. تمام این حقایق به دانشمندان اجازه می‌دهد میزان فشار لازم برای ایجاد گسل زلزله را تعیین کنند. اگرچه این روش بسیار مفید است، آن را تا به حال تنها در گسل سان آندریاس کالیفرنیا اجرا کرده‌اند. امروزه راه‌هایی برای محافظت و آماده سازی محل‌های احتمالی زمین لرزه از آسیب شدید وجود دارد که از طریق فرایندهای زیر است: مهندسی زلزله، آمادگی دربرابر زلزله، ایمنی لرزه‌ای خانواده، دایر کردن تجهیزات لرزه‌ای (از جمله اتصالات، مواد و روش‌ها ی خاص)، خطر زلزله، کاهش حرکت زمین لرزه، و پیش بینی زلزله. مقاوم سازی لرزه‌ای این است که ساختارهای موجود را نسبت به فعالیت‌های زمین لرزه، حرکت زمین یا شکست خاک ناشی از زلزله مقاوم تر و بهتر کند. با درک بهتر از تقاضا لرزه‌ای در سازه‌ها و با تجربه‌های اخیر زمین لرزه‌های بزرگ در نزدیکی مراکز شهری، نیاز به مقاوم سازی لرزه‌ای هرچه بیشتر است. قبل از معرفی کدهای مدرن لرزه در اواخر  ۱۹۶۰  برای کشورهای توسعه یافته (آمریکا، ژاپن و …) و در اواخر  ۱۹۷۰  برای بسیاری از دیگر نقاط جهان (ترکیه، چین و …)، سازه‌های بسیاری بدون جزئیات کافی برای محافظت و تقویت لرزه‌ای طراحی شده بودند. با در نظر گرفتن مشکل قریب الوقوع، کارهای تحقیقاتی مختلفی انجام گرفت. علاوه بر این، دستورالعمل‌های فنی برای ارزیابی لرزه‌ای، در سراسر جهان ایجاد و بازسازی شده‌اند و به چاپ رسیده اند-- مانند ASCE - SEI   و دستورالعمل انجمن مهندسی زلزله نیوزیلند (NZSEE).

بزرگی زمین‌لرزه

 

بزرگی زمین‌لرزه را به صورت زیر تعریف می‌کنند:

 

بزرگی زلزله، M  برابر لگاریتم در پایه ده دامنه حداکثر (برحسب میکرون) حرکت، A، است که توسط لرزه‌سنج استاندارد ووداندرسون در فاصله صد کیلومتری از مرکز زلزله ثبت شده باشد.

M = Log(۱۰) A

 

همچنین، جهت تعیین انرژی آزاد شده توسط هر زلزله رابطه‌ای توسط ریشتر – گوتنبرگ در سال  ۱۹۵۶  ارائه گردید که میزان انرژی آزاد شده در کانون زلزله بر حسب ارگ (erg) و بزرگی آن "M" مشخص می‌نماید.

Log E =۱۱٫۴ + ۱٫۵ M

 

با یک محاسبه ساده می‌توان نشان داد که با افزایش یک درجه‌ای اندازه بزرگی زلزله، مقدار انرژی آزاد شده تقریباً  ۳۲  برابر می‌گردد. برای مقایسه بد نیست بدانیم که انرژی بمب اتمی که هیروشیما را در پایان جنگ جهانی دوم ویران کرد معادل انرژی یک زمین لرزه ۵ ریشتری بوده است .

ثبت زلزله‌ها

 

به منظور ثبت زلزله‌ها از دستگاهی به نام لرزه سنج یا شتاب نگار استفاده می‌شود. داده‌های به دست آمده از این دستگاه یا به صورت یک سری از اعداد بیانگر شتاب است که به صورت (شتاب - زمان) دسته بندی شده‌اند و یا صرفاً یک سری اعداد بیانگر شتاب زمین است. در این مورد اخیر در ابتدای داده‌ها اشاره می‌گردد که فاصله زمانی این داده‌ها چند ثانیه‌است. داده‌های زلزله‌های ایران از سایت مرکز تحقیقات ساختمان و مسکن قابل دریافت است.

به‌راستی چه باید کرد؟ برای کاستن از خسارت‌های مادی و معنوی و پیامدهای ناگوار زمین‌لرزه چه باید کرد؟ در پاسخ باید گفت، باید از دیگران آموخت. باید سازمانی برای مدیریت بحران به وجود آورد؛ قانون وضع کرد؛ بودجه اختصاص داد؛ دستورها را اجرا کرد، مسوولیت‌ها را تقسیم کرد؛ متعهد شد؛ جریمه و مجازات کرد؛ هشدار داد و آگاه کرد. باید:

1. از تجربه‌ها و دستاوردهای کشورهایی که توانسته‌اند از شدت پیامدهای ناگوار زمین‌لرزه بکاهند، بهره ‌بگیریم.

2. سازمان‌های دولتی و غیردولتی ویژه‌ی مدیریت روی‌دادهای ناگهانی و کمک‌رسانی به وجود آوریم و توان مدیریت بحران را پیوسته افزایش دهیم.

3. رشته‌های تخصصی لرزه‌شناسی و مهندسی زمین‌لرزه و به‌ویژه آموزش مدیریت بحران را در دانشگاه‌ها به وجود آوریم و گسترش بدهیم.

4. از مهندسان شهرساز بخواهیم از جای گسل‌های فعال کشور آگاه شوند و از ساختن سازه‌های مهم ملی ماند سد، تونل، پل، نیروگاه، مرکز آموزشی، خوابگاه و شهر و شهرک در نزدیکی آن‌ها پرهیز کنند.

5. توانایی مهندسان ناظر شهرداری‌ها را در نظارت بر ساختن بناها بر اساس قانون و رعایت شاخص‌های ایمنی افزایش دهیم.

6. راه‌ها نظارت همیشگی بر کیفیت مصالح ساختمانی را به تولید‌کنندگان یادآور شویم و بیاموزیم.

7. آگاهی سرمایه‌گذاران خصوصی و دولتی را در بخش مسکن و عمران افزایش دهیم که برای اجرا کردن سازه‌های مهم، از مشاوران زمین‌شناس بهره‌گیرند تا سرمایه‌ی خود و ملت را هدر ندهند.

8. به مسوولان وزارت مسکن و شهرسازی یادآوری کنیم که امکانان مالی و فنی روستاییان و بخش زیادی از شهرنشینان بسیار محدود است و آنان به تنهایی نمی‌توانند به بازسازی و مقاوم‌سازی مسکن خود بپردازند و به کمک نیاز دارند.

9. از نمایندگان مردم در مجلس خواست برای وضع قانون‌ و اختصاص دادن بودجه برای این کار مهم، پشتکار و سرعت هزینه کنند و برای آنان که قانون را برنمی‌تابند، جریمه و مجازات مناسب در نظر بگیرند.

10. به سازمان مدیریت و برنامه‌ریزی یاداوری کرد، هزینه‌ی پیش‌گیری از زیان، از هزینه‌ی بازسازی بسیار کم‌تر است. البته، غم از دست دادن عزیزان هم وجود دارد که اهمیت اختصاص دادن بودجه به این کار را صدچندان می‌کند.

11. به کمیته‌ی کاهش بلایای طبیعی و حوادث غیرمترقبه و ستادهای بحران یادآوری کرد که داشتن آمادگی و فراهم کردن امکانان نجات، از جمله جرثقیل، لودر، سگ، و دستگاه‌های زنده‌یاب، ژنراتور و بال‌گرد، از نیازهای رویارویی کارآمد با رویدادهایی این چنین است.

12. به مدیران بحران آموخت و یادآوری کرد که هماهنگی در کار کمک‌رسانی، در ساعت‌های آغازین روی‌داد، بسیار مهم و کارساز است و گرنه نوشدارو پس از مرگ سهراب می‌شود.

13. به شهرداران شهرها و منطقه ها آموخت و یادآوری کرد که زمین باز و مسطح در هر محله، نسبت به تراکم جمعیت، هنگام خطر می‌تواند بسیار چاره‌ساز باشد.

14. به سازمان‌ها و وزارت‌خانه‌هایی ماند انرژی هسته‌ای و صنعت و معدن هشدار داد، آزاد شدن مواد رادیواکتیو و مواد شیمیایی و سمی و آتش‌زا، بلایی بالاتر از زمین‌لرزه در پی خواهد داشت. مرکزهای که با این مواد کار دارند، باید به بیرون از منطقه‌های مسکونی جابه‌جا شوند.

15. به نیروی انتظامی یادآوری کرد، نظم رفت و آمد و برقراری امنیت در منطقه‌های نزدیک فاجعه، کمک شایانی به امدادگران و آسیب‌دیدگان می‌کند.

16. به وزارت راه و ترابری یادآوری کرد، کیفیت و مقاومت راه‌ها، پل‌ها و برج‌های مراقبت پرواز، در کمک‌رسانی به آسیب‌دیدگان بسیار مهم است.

17. به مردم آموزش داد در برنامه‌های آموزش رویارویی با زمین‌لرزه شرکت کنند و از وظیفه‌ی خود پیش، هنگام و پس از زمین‌لرزه آگاه شوند و بر این آگاهی بیفزایند.

18. به مسوولان و رسانه‌های عمومی آموخت و یادآوری کرد که در زمان کنونی پیش‌بینی زمان، مکان و اندازه‌ی انرژی آزاد شده در زمین‌لرزه‌ی بعدی، حتی در کشورهای پیشرفته، امکان‌پذیر نیست. پس با بیان درصد خرابی‌ها و تعداد کشته‌شدگان زمین‌لرزه‌ی بعدی، که نشانه‌ی ناآگاهی یا کم‌آگاهی از پدیده‌ی زمین‌لرزه است، به روحیه‌ی مردم آسیب نرسانند.

19. به معلمان اخلاق هشدار داد، برای برنامه‌ریزی و اجرای آن‌چه گفته شد، انسان‌های متعهد نیاز داریم. پس در شیوه‌ی آموزش و برنامه‌های اخلاقی خود بازنگری داشته باشند.

20. آن‌چه گفته شد را پیوسته یادآوری کنیم و برای به انجام رسیدن آن‌ها برنامه‌ریزی داشته باشیم.

 

۱۹ بهمن ۹۴ ، ۲۲:۰۹
توحید ملک زاده دیلمقانی

نگاهی به زلزله‎های بزرگ و مخرب معاصر آذربایجان (1900 تا 2009 میلادی)

 

دکتر توحید ملک زاده دیلمقانی[1]

 

 

1924م (19فوریه)(قره داغ، شمالشرق اهر): در این سال زلزله ای در ساعت شش و پنجاه ونه دقیقه و پنجاه ونه ثانیه به وقت جهانی کوهستانهای قره داغ را در هم کوبید(بربریان 1977) که بزرگی این زلزله را 7/5= M تا 0/6=M برآورد کرده اند. مختصات رو مرکز این زلزله 90/38 شمالی و 60/47 شرقی تعیین شده است. بربریان (1977) شدت این زلزله را I =VII در مقیاس مرکالی اصلاح شده برآورد کرده است.

1930م ( 6 مه )(سلماس): روز سه شنبه 16 اردیبهشت 1309 هـ .ش زلزله ای که بزرگی آن را 5/5= M درجه برآورد کرده اند سلماس را در ساعت 10صبح تکان داده و باعث خرابی چند دکان و خانه شده تقریباً پانزده نفر تلف شدند و قسمتی از اهالی شهر را تخلیه کردند. روستاهای هفتوان، کوچه میش و کلشان تخریب شدند در هفتوان، چند خانه به کلی فرو ریخته و یک زن با یک کودک زیر آوار ماندند در کوچه میش و کلشان تقریباً تمام خانه ها تخریب و در هر کدام یک نفر کشته شدند. در روستاهای دیگر سلماس آسیب ها کمتر بود مثلاً در کهنه شهر، پته‎وئر(Pata ver ) سارنا، پیه جوک (Payajuk) چند خانه فروریخت و بیشتر آنها ترک خوردند در دیگر روستاها نظیر محلم، اؤله ، خسروا، دیریش و مغانجوق بیشتر خانه ها ترک خوردند. کمی دورتر از رو مرکز زلزله که آن را بربریان (1977) و بولتن مؤسسه ژئو فیزیک 15/38 درجه شمالی و 75/44 درجه شرقی (منطقه تمر، شورگل) برآورد کرده اند. در روستاهای حبشی، اختاخانا، یوشانلو، خان تختی، عیان و سنجی تنها چند دیوار ترک خوردند. این زلزله که در حقیقت پیش لرزه اصلی زلزله مهیب سلماس بود این اثر را داشت تا به مردم سلماس و روستا های اطراف هشدار ترک خانه ها را بدهد و بدینسان جان خود را از زلزله های احتمالی نجات دهند در این میان نقش فرمانده سرباز خانه سلماس چشمگیر بود. فرمانده پادگان سلماس ضمن هشدار به مردم سلماس از بابت نخوابیدن در زیر سقف سنگین خانه‎ها تمام سربازان پادگان سلماس را به حالت آماده باش در خارج پادگان نگه داشته بود که آمادگی و کمک این سربازان در فردای آن زلزله در بولتن های مهم زلزله نگاری جهان در ساعت هفت وسه دقیقه و بیست و دو ثانیه به وقت جهانی حدود ساعت ده صبح به وقت محلی ثبت شده است. پانزده ساعت بعد در نیمه شب همانروز زلزله ای با قدرت خیلی بیشتر از اثر این زلزله سلماس را بکلی تخریب کرد.

1930م(7مه)(سلماس): این زلزله که بزرگی آن را بربریان (1974) 4/7=M و مؤسسه ژئوفیزیک 2/7=M برآورد کرده است یکی از مخربترین زلزله‎های آذربایجان و شاید منطقه خاورمیانه می باشد بطوریکه  سال 1930در تاریخ زلزله شناسی بنام 1930سلماس ثبت شده است. پانزده ساعت پس از پیش لرزه سلماس در نیمه‎شب سه‎شنبه یا در حقیقت بامداد روز چهارشنبه 17 اردیبهشت زلزله اصلی در ان واحد موجب تخریب کامل دیلمقان dilmgan  و حدود شصت روستا در دشت سلماس و مناطق حاشیه آن شد. دامنه آسیب‎ها از دشت سلماس به دهستان قطور و مسیر علیای زاب در ترکیه کشیده شده بود و موجب کشته شدن 2500 تا 4000 نفر در سلماس شد.

پس از زلزله در 10کیلومتری شمال گسل سلماس یک چشمه آب گازدار هیجده درجه بوجود آمد که در سلماس زلزله بولاغی (چشمه زلزله) نامیده شد. این چشمه بعدها پس از زلزله ها مخصوصاً زلزله 22 ژوئن 1973 سلماس رنگ گل به خود گرفت. در نتیجه این زلزله سطح ایستابی منطقه موقتاً بالا رفته و مناطق پست را آب فرا گرفت اما به زودی به سطح پیشین خود فرو نشست. آب دریاچه که خیلی پایین رفته بود به تدریج بالا آمد و زمین لغزشهای متعدد در دره سلماس و در شیبهای لشکران و سایر مناطق رخ داد که ریزش تپه های باستانی هفتوان تپه و دیریش تپه قابل ملاحضه بود. امبرسیز(1982) شعاع تخریب زلزله را 23 کیلومتر و شعاع احساس را350 کیلومتر برآورد کرده است یعنی این زلزله در بغداد و تفلیس احساس شده است.

این زلزله گسلشی همراه بود که هنوز هم قابل مشاهده است و می توان آنرا بر روی زمین به گونه ای ناپیوسته در طول حدود شانزده کیلومتر از شمالغرب شورگؤل (shor gol) تا همسایگی کهنه شهر دنبال کرد. در بیشتر مسیر آن که دارای گرای 300درجه است می توان درباره جهت جنبش واقعی گسل جنوب سلماس داوری کرد که راستگرد است اما بجز در دو نقطه جابجایی افقی راستگرد یک و 4 متری قابل اندازه گیری است. مقدار جنبش را نمی توان تعیین کرد. بین شورگؤل و محل تقاطع گسلش با زولاچای، طرف شمالشرقی شکستگی گسله پایین افتاده است. مقدار جابجایی قائم متغیر است و در برخی جاها افت ظاهری به 4 تا6 متر می رسد. اثر گسیختگی پس از کهنه شهر دیگر قابل مشاهده نیست با این همه اطلاعات محلی دلالت بر آن دارد که این اثر در طول شش تادوازده کیلومتر دیگر در همان راستا در طول کناره جنوبغرب دوشوان چای ادامه داشته است. در شمالغرب دئریک، شکستگی گسله دیگری را در سنگ و آبرفت میتوان دید که در طول حدود سه کیلومتر با گرای 50تا 60 درجه کشیده شده و طرف غرب آن پایین افتاده است. رشته پس لرزه ها در حدود سه ماه ونیم دنباله داشت و بزرگترین پس لرزه در 8 مه (18 اردیبهشت) سبب ریزش در شرفخانه، خوی و قوطور شد. در دشت سلماس نصف روستای شکریازی نابود و چهار نفر کشته شد. این پس لرزه همچنین روستاهای گیوران، میرعمر، راویان و   چالیان در جنوب قوطور را که پیشاپیش در اثر لرزه اصلی ویران شده بود تقریباً به کلی ویران و به ناحیه ای که در اثر لرزه اصلی زیان شدیدی ندیده بود به سختی آسیب رساند. در این زلزله اکثر آثار باستانی سلماس، مساجد و بقاع قدیمی، مناره قرون وسطی‎یی میرخاتون، پلهای قدیمی از بین رفت.

پس از استقرار آرامش در سلماس، شهر جدیدی در یک کیلومتری دیلمقان ـ در محل فعلی شهر سلماس با نقشه صحیح شهر سازی و مهندسی و به صورت شطرنجی مهندس اسدالله خاورزمین احداث و به هر یک از اهالی شهر ویران شده سلماس قطعه زمین مناسبی جهت خانه سازی و اسکان داده شد. از ویرانه های سلماس امروزه چیزی باقی نمانده است، بجز پایه دیوارهای مسجد آقا«آقامچیدی» و سنگهای منشوری شکل ستونهای مسجد که جای دارد محل این آثار توسط میراث فرهنگی حصار کشی شده و بعنوان یادگاری از زلزله مشهور و ویرانگر 1930م سلماس برای آیندگان جهت عبرت و برنامه ریزی اصولی جهت تلاش برای بسط دانش زلزله شناسی و مهندسی زلزله در منطقه استفاده گردد.

1931م(27آوریل)(زنگه زور): زلزله ای بزرگ به بزرگی 5/6= M منطقه زنگه زور در شمال ارس را درهم کوبید. این زلزله د ر ساعت شانزده و پنجاه دقیقه و پنجاه و چهار ثانیه به وقت G MT در مختصات 45/39 درجه شمالی و 46 درجه شرقی به وقوع پیوسته است.

1965م(10فوریه)(جنوبشرق بستان آباد، تبریز): زلزله ای به بزرگی 1/5= M در ساعت شانزده و نه دقیقه و پنجاه ثانیه به وقتG  MT منطقه بستان آباد و روستای علی خلج را درهم کوبیده، هفت روستا تخریب و نزدیک به پنج نفر کشته شدند. مختصات اسپی سنتری زلزله 4/37 درجه شمالی و 1/47 درجه شرقی بوده است(شکل 26).

1966م(20مارس)(ماکو): در این سال سلسله زلزله هایی که ار 20مارس 1966 م شروع شد ماکو و روستاهای شمال آنرا به شدت تکان داد. در اثر شوک اصلی این زلزله در 20مارس (اواخر اسفند) در روستای دانالو، دو خانه فرو ریخته و در روستاهای قره تپه، قیزیل داغ، هندیوار و میلان خانه ها ترک دار شدند.اینزلزله در محدوده روستاهای دارقاگؤلی، باغ ب، قایوت، کیشمیش تپه، بازرگان، یاریم قیه و قره عینی هیچ تخریبی نداشته و فقط سبب تکان مختصر مناطق فوق الذکر شده بود. شدت احساس این زلزله در مناطق فوق I=VI برآورد شده است. طی 19 مارس تا 8 آوریل 1996 بیش از 40زلزله منطقه ماکو را تکان داد بنابراین می توان زلزله 1966ماکو را از نوع دسته و گروه زلزله (swarm ) دانست که در نوع خود در آذربایجان بی نظیر است(شکل 27).

1968م(29آوریل)(ماکو): در ساعت 8 شب دوشنبه 9 اردیبهشت 1347 شمسی زلزله ای به بزرگی 3/5=M بدون هیچ پیش لرزه ای مساحتی بین هشت هزار کیلومتر مربع در شمالغرب آذربایجان را تکان داده موجب تخریب مناطق وسیعی در ماکو و روستاهای اطراف شد. اپی سنتر این زلزله در 20کیلومتری غرب ماکو در 28/38 درجه شمالی و 30/44 درجه شرقی ذکر شده است. در اثر این زلزله بیش از 90روستای ماکو آسیب دیده و ده روستا بطور صد درصد نابود و سی و هفت تن نیز کشته و چندین صد راس  گاو و گوسفند در زیر آوار تلف شدند(شکل27).

1970م(14مارس)(خوی): در اثر زلزله ای به بزرگی 3/5= M شهر خوی تکان خورده و ناحیه بدلان در غرب شهر خوی تخریب و بیش از چهار نفر در اثر زلزله کشته شد. این زلزله در ساعت پنج و بیست و یک دقیقه و چهل و چهار ثانیه در عمق 23 کیلومتری زمین در مختصات رو مرکزی 6/38 درجه شمالی و 7/44 درجه شرقی رخ داد(به نقل از USCGS). این زلزله را می توان به گسل وار منسوب دانست(شکل 27).

1970م (4اکتبر)(پسوه): در پاییز سال 1349 زلزله ای به بزرگی 5/5= M منطقه پسوه پیرانشهر را به شدت تکان داده خسارات و تلفاتی چند در منطقه به بار آورد. این زلزله را می توان به گسل پیرانشهر مربوط دانست.

1976م(24نوامبر )(چالدیران): در ساعت سه وپنجاه و دو دقیقه بعد از ظهر به وقت محلی زلزله ای به بزرگی 3/7=   Ms منطقه چالدیران و روستاهای اطراف را به شدت در هم کوبید. دامنه تخریب حتی به طرف ترکیه هم کشیده شده بود. بولتن های زلزله نگاری این زلزله را در مختصات رومرکز 121/39 درجه عرض شمالی و 029/44 درجه طول شرقی در عمق سی وشش کیلومتری زمین ثبت کرده اند(شکل 27).

زلزله بزرگ دیگر تقریباً چهاده ثانیه بعد به بزرگی 5/5= M منطقه مجاور را درهم کوبید و سه ساعت بعد نیز زلزله ای به بزرگی 0/5=M   همان منطقهرا بشدت تکان داده بر خرابیها افزود. در اثر این زلزله زمین به اندازه 5/2 متر شکافته شد. دامنه تخریب در طرف ترکیه وسیعتر بود بطوریکه 109 روستای منطقه چالدیران ترکیه صددرصد تخریب شده و بیش از چهار هزار نفر کشته شدند. در طرف آذربایجان نیز بیش از هزار خانه در 45 روستای زیر تخریب و نزدیک به شش نفر کشته شدند. این زلزله در قره ضیاءالدین، علمدار، مرند، سلماس، تبریز،خوی و ماکو نیز احساس شد. پس لرزه ها ماهها پس از زلزله اصلی ادامه داشت که بزرگترین آنها بیش از 5=M درجه بزرگی داشت.

1996م(28فوریه)(اردبیل): زلزله ای به بزرگی 5/5= M b ساعت چهارو بیست وهفت دقیقه و بیستوهشت ثانیه به وقت محلی روز جمعه دهم اسفند 1375 اردبیل و روستای اطراف را به شدت تکان داده و چندین روستا بطور کامل تخریب شدند. در روستاهای گلستان، جوراب، تجرق، آتشگاه وراجستان که تخریب صددرصد بود شدت زلزله به I =VIII در مقیاس مرکالی برآورد شده است. در این زلزله بیش از هزار نفر کشته و دوهزار و ششصد تن از روستائیان مجروح شدند. تحلیل ها نشان می دهد ساز و کار ژرفی زلزله روند شمالی- جنوبی با جابجایی راستالغز چپگرد می باشد. زلزله مزبور با پس لرزه های متعدد همراه بود که بزرگی بعضی از آنها به  4 می رسید.

 

 

 

 

منابع فارسی :

1- امبرسیز.ن.ن.وملویل.چ.پ.،1370، تاریخ زمین لرزه های ایران، ترجمه: رده، 1. ناشر آگاه، تهران

2- باباخانی .ع.،ف.،1376،شرح نقشه زمین شناسی چهارگوش اردبیل به مقیاس 000/250/1، سازمان زمین شناسی کشور، تهران

4- بربریان.م.،قریشی.م.،1366، پژوهش و بررسی لرزه زمین ساخت کاربردی، خطر زمین لرزه، گسلش در گستره دریاچه تکتونیکی اورمیه، سازمان زمین شناسی کشور، شماره گزارش؟

6- پیمان.م.،مقدسی موسوی .م.،1366 خطر زمین لرزه در شهر تبریز، مجله فیزیک زمین و فضا، مؤسسه ژئوفیزیک دانشگاه تهران، جلد شانزدهم و هفدهم، شماره 1-2

8- حیدری .م.،زارع.م.، 1374،  بررسی مقدماتی لرزه خیزی، لرزه زمین ساخت و خطر رویداد زمین لرزه گسلش در پهنه استان زنجان، مؤسسه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله، تهران

10- ذکاء. ی.،1368، زمین لرزه های تبریز، انتشارات کتابسرا، تهران

14- سیاهپوش.م. ت.، 1370، پیدایش تمدن در آذربایجان، انتشارات قومس، تهران

16- شاه پسندزاده. م و، زارع.، 1374، بررسی مقدماتی لرزه خیزی، لرزه زمین ساخت و خطر زمین لرزه،گسلش در پهنه استان آذربایجان شرقی، مؤسسه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله، تهران

19- شهرابی. م.، 1373، شرح نقشه زمین شناسی چهارگوش اورمیه به مقیاس 1:250000، سازمان زمین شناسی کشور، تهران

منابع انگلیسی:

Berberian. M.1976 Bozgush 1879 earthquake, Gs Report No 39

 

 Berberian. M. 1976 north Tabriz fault, Gs Report No 39

 

Berberian. M. 1976 Salmas earthquake, Gs Report No 39

 

Berberian. M. 1976 Contribution To The Seismotectonies of Iran (part IV) No 40 Gs

 

Berberian. M. Tchalenco. J.S.1976 Field study and documention of The 1930 Salmas earthquake Gs no 49 P 271_ 342

 

Berberian. M. 1976 Macroseismic epicenteres of destructive and damaging earthquakes in Iran(1900_1976).Gs No 39

 

Berberian. M. 1977 Badavli (W. Maku) earthquake of 1968 April 29 Gs No 40

 

Berberian. M. 1983 The southern caspian A compressional Deperssion floored by a trapped modified oceanic crust. Gs. No 40

 

Ghanbari. A. 2001 paleoseismisity and Neo seismity in The Azerbaigan area I. G. C. Tokoyo Japan.

 

 

 


                                                            دکترای مهندسی ژئوفیزیک [1] Tohidmelikzade@yahoo.com

            

۱۹ بهمن ۹۴ ، ۲۲:۰۸
توحید ملک زاده دیلمقانی

Ahar Varzaghan Earthquakes, August 11, 2012 Seismotectonics investigation using focal mechanism solution and GPS velocity Data

Ahar Varzaghan Earthquakes, August 11, 2012 Seismotectonics investigation using focal mechanism solution and GPS velocity Data

 

T. Malekzadeh Dilmaghani ˙ Y. Golestan

 

Abstract Ahar Varzaghan Twin earthquakes, August 11, 2012 (mb 6.2 and 6.0) Caused by right-lateral strike-slip faults, caused great damage in ahar varzeghan region.

These earthquakes with Depth about 10 km are shallowest kind of earthquakes.

In this paper we study the earthquakes by using focal mechanism solution and GPS velocity Data. As well as we compared The Recent earthquakes movement with regional Tectonic motions. The results reflects that movement of recent earthquakes has good Convergence with regional Tectonic motions and velocity Data that recorded by GPS. Recorded after shakes close in the causative faults accord shows strike slip movments.

Motion of This right lateral strike slip faults can be compared with Major Regional fault (North Tabriz Fault) in type of motion.

 Twin Earthquakes occur in Ahar Varzaghan area, that not investigation for active fault until recent Earthquakes, this issue caused wrong imagine of low possibility for seismic hazard in this region.

 

Key Words  Ahar Varzaghan earthquakes. Tectonics. right lateral faults. using focal mechanism solution. Northwest Iran. GPS velocity Data

1 Introduction

Earthquake is a one of worst Natural Hazard that Caused enormous damage to Humanity all Over the history. Iran ‏specially Azarbayjan region is one of most active Seismic region on the world. Knowledge of this phenomena and causative ingredient can be valuable to prospecting and risk management.

Ahar Varzeghan Twin Earthquakes occur in Ahar area, that not investigation for active fault until recent Earthquakes, this issue caused wrong imagine of low possibility for seismic hazard in this region. additionally Background of historical earthquakes not recorded for major damage in paste (fig. 2)  (Ambraseys, 1982).

 In this paper we will study Focal Mechanism of this Earthquakes and relation between regional geodynamics with recent Earthquakes.

 

2 Metods

NW Iran is a region of intense deformation and seismicity situated between two thrust belts of the Caucasus to the north and the Zagros Mountains to the south (fig. 1). Earthquake focal mechanisms suggest that the convergence between Arabia and Eurasia has been accommodated mainly through WNW-trending right-lat-eral strike-slip faults in this region (fig. 1) (Jackson, 1992). (Westaway1990, 1994)

These strike-slip faults appear to be the southeastern continuation into NW Iran of the North Anatolian Fault and other right-lateral faults in SE Turkey.

However, right-lat-eral faulting in the SE Turkey-NW Iran region is not continuous but consists of several discontinuous fault segments (fig. 1) (Westaway 1990, 1994) ( Jackson, 1992)

According to regional Faults orientation major pusher force has been south-North orientation. (Emami, M, H. 1992)).North Tabriz fault is major fault of Azarbayjan region with high seismic activity, Exist many Historical earthquakes toward Evidence (fig. 2)

 

Fig.  1 Location map of the NW Iran-Eastern Turkey, adapted from (Jackson 1992), with focal mechanisms of some of the large earthquakes (mb > 5.3) in the Tabriz-Chaldiran Seismogenic zone.

 

Fig.  2  Map of Areas That destructive by earthquakes in Iran (4 th century B.c. to 1976 A.D) (Berberian. M, 1976)

2 Recent Event

  Two relatively large shallow (10 Km) earthquakes  struck  NW-  Iran, about  60  and 50  km northwest of Tabriz city,  on August 11, 2012. The first earthquake (mb  6.2) occurred at 16:53 in local time and the second one (mb  6.0) happened with about 11 minutes later. First Earthquake occurred in 20 km of west Ahar and second Earthquake occurred in 28 km of Northwest Ahar.

several victims and huge damage caused by this twin Earthquakes.

Different agencies reported location of ‏these Earthquakes according to (fig3) (Tables 1 and 2) (Hosseini, S, k. 2012).

 

Table 1  Earthquake reports by different agencies for the first quake. IRSC: Iranian Seismological Center,

IIEES: International Institute of Earthquake Engineering and Seismology, USGS: U.S. Geological Survey.

(For local time of the events you may add +04:30:00 to UTC time) (Hosseini, S, k. 2012).

Ref.

UTC time

Lat.

Long.

Mag.

type

Mag.

Depth

IRSC

12:23:15.3

38.495

46.865

Mn

6.2

10

IIEES

12:23:16.2

38.55

46.87

mb

6.1

15

USGS

12:23:17.0

38.322

46.888

Mw

6.4

9.9

 

Table 2  Earthquake reports by different agencies for the second quake. IRSC: Iranian Seismological Center,

IIEES: International Institute of Earthquake Engineering and Seismology, USGS: U.S. Geological Survey.

(For local time of the events you may add +04:30:00 to UTC time) (Hosseini, S, k. 2012).

Ref.

UTC time

Lat.

Long.

Mag.

type

Mag.

Depth

IRSC

12:34:34.8

38.449

46.731

Mn

6.0

10

IIEES

12:34:35.0

38.58

46.78

mb

6.1

16

USGS

12:34:35

38.324

46.759

Mw

6.3

9.8

 

Fig.  3 Location of epicenters and focal mechanisms of twin Earthquakes, reports by different agencies (Davodi, M. 2012)

3 Focal Mechanism

Focal Mechanism of twin Earthquakes presents major pressure Force in orientation of Southwest to Northeast direction that have good coincidence with regional geodynamic (figs 3and 5). Causative faults of this Earthquakes shows a right lateral strike slip that can be compared with famous north Tabriz fault sake displacement and tectonics regime (fig 4).  

Fig. 4 surface rupture of right lateral strike slip fault in khaje to varzeghan road iiees (Davodi, M. 2012)

More than 300 after shakes accorded close the causative faults shows strike slip movments (fig 5)

Fig. 5 Distribution of  300 aftershocks of Ahar - Varzaghan double earthquakes. Numbers 1 and 2 refers

to the causative earthquake faults and their mechanisms (Hosseini , S, k. 2012)

 

4 GPS Data

National Cartographic Center of Iran established   a GPS network called Iranian Permanent GPS Network (IPGN) due to Permanent record of crust motion exist 25 stations on Azarbayjan region.

exist 2 stations in our study area Ahar and khajeh stations (fig 6).

According to record data of this network; in Azarbayjan region in tow side of Tabriz fault , khoy makuo fault and Nakhjavan fault can see 1.8 mm per year right lateral strike slip  displacement in eastern region and this movement increased about 4.5 mm per year in western region. reason of this increase in right lateral strike cane be approaching to Anatolian plate and north Anatolian faults. Recent study by (Vernant et al., 2004) emphasized to right lateral displacement in this region that have good coincidence with recent twin Earthquakes displacements. (NCC, 2012)

After Ahar Varzghan Earthquakes, Ahar GPS Station report crust displacement About3-4 cm (figs 7and 8) (NCC, 2012)

Fig. 6 Permanent GPS Network (IPGN) motion rate and direction of crest movement in Azarbayjan (NCC, 2012)

Fig. 7 Ahar GPS Station report crust displacement during first Earthquake (NCC, 2012)

Fig. 8 Ahar GPS Station report crust displacement during second Earthquake (NCC, 2012)

5 Conclusion

Focal Mechanism of twin Earthquakes presents major pressure Force in orientation of Southwest to Northeast direction that has good coincidence with regional geodynamic. Causative faults of this Earthquakes shows a right lateral strike slip that can be compared with famous north Tabriz fault sake displacement and tectonics regime.

More than  300 after shakes accorded close the causative faults shows strike slip movments.

Movement of crust that monitored by GPS network have good coincidence with regional geodynamic, also have accordance between GPS network result and recent Earthquakes Movement.

Twin Earthquakes occur in Ahar area, that not investigation for active fault until recent Earthquakes, this issue caused wrong imagine of low possibility for seismic hazard in this region.

It is necessary to investigation for active faults in Azarbayjan region.

 

References

Ambraseys, N., Melville, C. (1982). A history of Persian earthquakes, Cambridge University Press

Berberian. M, (1976): Map Areas of destructive earhquakes in Iran (4 th century B.c. to 1976 A.D), Geological Survey of Iran, Tehran

Davodi, M. (2012): preliminary Report of Ahar Earthquakes, August 11, 2012 International Institute of Earthquake Engineering and Seismology, Tehran (in Farsi)

Emami, M, H. (1992): Geological map of Varzeghan 1:100000. Geological Survey of Iran.Tehran

Hosseini, S, k. (2012):Two source faults of Ahar-Varzaghan Earthquakes, August 11, 2012, NW- Iran. Earthquake Research Center, Ferdowsi University of Mashhad, Iran

JACKSON, J. (1992): Partitioning of strike-slip and convergent Motion between Eurasia and Arabia in Eastern TurkeyAnd the Caucasus, J. Geophys. Res., 97, 12471-12479

NCC. (2012)Ahar varzeghan Earthquakes report based on geodetic evidence .National Cartographic Center of Iran. Tehran (in Farsi)

Vernant, P., Nilforoushan, F., Chery, J., Bayer, R., Djamour, Y., Masson, F., Nankali, H., Ritz, J.F.,Sedighi, M., Tavakoli, F., Deciphering oblique shortening of central Alborz in Iran using geodetic data, Earth and Planetary Science Letters, 223, 177-185, 2004b

WESTAWAY, R. (1990): Seismicity and tectonic deformation rate in Soviet Armenia: implications for local earth- quake hazard and evolution of adjacent regions, Tectonics, 9, 477-503.

WESTAWAY, R. (1994): Present-day kinematics of the Middle East and Eastern Mediterranean, J. Geophys. Res., 99, 12071-12090


T. Malekzadeh Dilmaghani (✉)

Department of Physics,  Ahar Branch,  Islamic Azad University, Ahar and Tabriz Road km 2, Ahar, Iran

e-mail: t-malekzadeh@iau-ahar.ac.ir

 

Y. Golestan

Department of Geology,  Ahar Branch,  Islamic Azad University, Ahar and Tabriz Road km 2, Ahar, Iran

۱۹ بهمن ۹۴ ، ۲۲:۰۶
توحید ملک زاده دیلمقانی

بررسی کاربرد روش گرانی سنجی- مغناطیس سنجی مهندسی ژئوفیزیک در اکتشافات زیر سطحی باستان شناسی

 

بررسی کاربرد روش گرانی سنجی- مغناطیس سنجی مهندسی ژئوفیزیک

در اکتشافات زیر سطحی  باستان شناسی

 

دکتر توحید ملک زاده دیلمقانی[1]

 

چکیده فارسی

با پیشرفت علوم مهندسی ، اکتشافات زیر زمینی منابع و معادن و به تبع آن اکتشافات باستانشناسی وارد عصر جدیدی گردید که به جرات می توان این علم را علم مهندسی باستان شناسی نامید. در این علم همچون سایر علوم مهندسی مدرن ، ابزار آلات کلاسیک اکتشاف باستانشناسی جای خود را به ابزار الات و روشهای مدرن و پیشرفته اکتشافات می دهد. روشهای اکتشاف عناصر زیرزمینی اعم از منابع ، معادن و ابزارآلات باستانی بر اساس اصول مهندسی ژئوفیزیک انجام می گردد. مهندسی ژئوفیزیک علم استفاده از روشهای فیزیکی نظیر امواج مکانیکی، الکترومغناطیسی، P ، S ، گرانی سنجی، مغناطیس و الکتریکی برای اکتشافات منابع ، معادن و اشیاء فلزی و سنگی مدفون می باشد. در کنار این مسائل استفاده از سایر روشهای فیزیکی نظیر رادیواکتیو و کربن 14 برای سن یابی اشیاء کاربرد زیادی دارد. یکی از روشهای جالب توجه در اکتشافات ژئوفیزیکی باستانشناسی  روش گراویمتری( گرانی سنجی) – مغناطیسی سنجی می باشد که کاربرد فراوانی در اکتشافات اشیا حجیم مدفون نظیر سنگ قبر، مزار، دیواره های مدفون و شهرهای تخریب شده و مدفون دارد. در این روش با استفاده از دستگاهای مغناطیس سنج و گرانی سنجی به بررسی آنومالی های ناحیه ای پرداخته می شود. در قدم اول داده های گرانی و مغناطیسی زمین در پیمایش پروفیل هایی که از قبل انتخاب شده  و احتمالا از نظر باستان شناسی دارای اهمیت می باشد جمع آوری می گردد. در قدم بعدی داده های جمع آوری شده از طریق نرم افزارهایی نظیرGeomodel  مدلسازی شده و جنس احتمالی، ابعاد ، عمق دفینه ، سنگ مزارهای مدفون و غیره ارزیابی می گردد.

 

 

کلمات کلیدی: روش گراویمتری، مغناطیس سنجی، مهندسی ژئوفیزیک، اکتشافات باستان شناسی

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Abstract

According with promotion of engineering science, underground sources, min and archeological investigations enter to new era. İn this new era new investigation instruments have altered with old method and instruments. İnvestigation of underground sources, min and archeological instruments is based on geophysical explorartion methods. Geophysical engineering is based on useing mechanical waves, elechtromagnetic waves, P and S waveves, gravimatry, magnetometry and electical methods prospecting. Besides this methods , we use radioactive and carbon 14 methosd to reveal age of  buried and unburied materyals.

One of the wonderful geophysical methods is gravimatry- magnetism methods which is used for buried stones, sepulcher, dameged walls and buried sities. İn this method first we gather magnetic- gravity data from ancient field then we modeles software by useing of modelling software looklike geomodel software. İn this modelling way we reveal propety, dimantions and dephts of buried materyals.

 

 

 

key words: garvimatry, magnetometry, geophysical engineering, Archological investigation

 

 

 

 

 

 

 

 

 

مقدمه

ژئوفیزیک علمی است که با فیزیک زمین ارتباط دارد. تارخ پیدایش آن با کشف گیلبرت Gilbert  در مورد اینکه زمین مانند یک مغناطیس بزرگ عمل می کند بر می گردد. با این کشف اولیه قدم ابتدایی ایجاد علم ژئوفیزیک برداشته می شود. اولین کاربرد علم ژئوفیزیک به منظور کشف معادن و کانی های فلزی به سالهای 1845 بر می گردد. تقاضای مداوم و فزاینده انواع فلزات و افزایش خیلی زیاد و مصرف نفت و گاز طبیعی باعث توسعه بسیاری از تکنیک های ژئوفیزیک با دقتهای زیاد گردیده است. بایستی خاطرنشان ساخت که تکنیکهای ژئوفیزیکی فقط قادرند ناپیوستگی ها و آنومالی های خواص فیزیکی زمین اعم از گراویته، مغناطیس ، الکتریک و امواج را تشخیص دهند و کار ژئوفیزیکدان مطالعه این آنومالی ها و سپس تجزیه- تحلیل آثار آن می باشد. قسمت مهم و مشکل کار ژئوفیزیکدان بررسی این مساله و تجزیه و تحلیل این نتایج می باشد.

روشهای لرزه ای ، گرانش، مغناطیس، الکتریکی، الکترومغناطیس، رادیو اکتیو و چاه نگاری روشهایی است که در اکتشافات ژئوفیزیکی کاربرد فراوان دارد. انتخاب هر کدام از این تکنیکها برای اکتشافات به مورد اکتشاف بر می گردد. در این میان کاوشهای گرانی سنجی  متضمن اندازه گیری تغییرات در میدان گرانی زمین و انجام اکتشافات مغناطیس سنجی متضمن اندازه گیری تغییرات مغناطیس زمین می باشد( تلفورد، 1375).

هر دو روش گرانی و مغناطیس سنجی از چندین جهت مشابهند و بطوریکه کوشش بر این است که اختلافهای اندک در میدان نیروی بسیار بزرک اندازه گیری شود ولی در عین حال تغییرات چگالی در مقایسه با تغییرات خودپذیری مغناطیسی نسبتا کوچک و یکنواخت است. بی هنجاری گرانی از بی هنجاری های مغناطیسی کوچکتر و خیلی هموارتر است. دستگاههایی که برای سنجش گرانی بکار برده می شود به سبب ماهیت عمل حساستر  از دستگاههای مغناطیس می باشند. در روش مغناطیس سنجی دقت اندازه گیری میدان بسیار زیاد می باشد حال اینکه در اندازه گیری های گرانی سنجی دقت زیاد نمی باشد.  علاوه بر این، دستگاههای گرانی سنجی گرانی سنجی گرانتر و عملیات صحرایی آن پرخرجتر و نیازمند افراد ماهرتری می باشد. در مرحله آنالیز داده ها تفسیر دقیق داده ای مغناطیسی مشکلتر از تفسیر داده های گرانی سنجی است چرا که نقشه های مغناطیس عموما پیچیده تر و تغییرات میدان نابسامانتر و محلی تر از نقشه های گرانی سنجی است. با اینحال در بررسی های ماکرو مقیاس  هنوز هم روش مغناطیس سنجی به مراتب  کاراترین روشهای ژئوفیزیکی می باشد. یک برنامه ژئوفیزیکی بدون کاربرد روش گرانی سنجی - مغناطیس سنجی در آن حداقل در مرحله شناسایی به سختی قابل تصور می باشد.

 

بررسی مساله

میدان مغناطیسی بر حسب اورستد بیان می گردد که نسبتا واحد بزرگی می باشد. در کاوشهای مغناطیسی معمولا از واحد کوچکتری به نام گاما  استفاده می شود که اندازه مناسبی برای کارهای ژئوفیزیکی می باشد.

عناصر مختلف میدان مغناطیسی که در اندازه گیری های دستگاهی بدست می آید عبارتند از X; Y; Z ; F; D; I . در بین این عناصر 3 عنصر اولیه کاربرد بیشتری دارد.

وسایل اولیه که بویژه برای اکتشافات مغناطیسی بکار می رفت نوعی اصلاح شده قطب نمای دریایی نظیر قطب نمای معدن سوئدیSwedish Mining Compass بود که زاویه شیب I  و همچنین انحراف مغناطیسی D را اندازه میگرفت. مجموعه های متناسبی از دستگاهها در طول پنجاه سال گذشته برای تعیین مولفه های نیرو F; Z; H  تکامل یافت. مدلهای اولیه که به واریومتر های مغناطیسی Magnetic Variometers  معروفند اساسا سوزنهای شیبدار با حساسیت زیاد می باشند. دستگاههای جدیدتر شامل مغناطیس سنجهای فلاکس گیتFluxgate  ، حرکت تقدیمی هسته ای Nuclear precession و بخار روبیدیوم Rubidium vapor می باشند. هر کدام از این دستگاهها مزایا و معایبی دارند. حساسیت لازم در دستگاههای مغناطیسی برای یک میدان کلی بین یک گاما تا ده گاما می باشد. بنابراین حساسیت آنها کمتر از حساسیت گرانی سنج هاست که کمتر از یک گال       می باشد.

گرانی سنجی نیز از تغییرات شتاب گرانی زمین بهره مند می گردند. امروزه معلوم شده است که بزرگی گرانی زمین در روی سطح زمین به پنچ عامل بستگی دارد: عرض جغرافیایی، ارتفاع ، توپوگرافی زمین ، جذر و مد زمین و تغییرات چگالی زیر سطح زمین. آخرین عامل تنها عاملی است  که در کاوش گرانی حائز اهمیت می باشد. برای مثال تغییرات گرانی زمین از استوا تا قطب حدود 5 میلی گال یا 5/0 درصد مقدار متوسط g است در حالی که بی هنجاری گرانی در اکتشافات نفتی ممکن است حدود 10 میلی گال باشد و در مناطق معدنی مقدار آن شاید به یک دهم این مقدار بالغ شود ( تلفورد، 1375). از آنجایی که آشکارسازی بی هنجاری در کاوشهای گرانی مستلزم امدازه گیری تغییرات کوچک در g  است که دست کم 1/0 میلی گال می رسد لزوم انجام داده برداری با دقت بسیار زیاد بیش از پیش احساس می گردد. دستگاههای گرانی سنجی گالف Galf و بولیدن Boliden  از جمله دستگاههای گرانی سنجی است که با دقت زیاد کارهای گرانی سنجی را انجام می دهد.

مرحله  بعدی عملیات اکتشافی انجام عملیات داده برداری می باشد . در اکتشافات، روش گرانی سنجی و مغناطیس سنجی برای تعیین عمق تقریبی، توپوگرافی ، خصوصیات پی سنگها بکار می رود. از آنجایی که خود پذیری سنگهای رسوبی نسبتا کم است پاسخ اصلی مربوط به سنگهای آذرین رسوبها می باشد. برای اکتشافات با عمق کم ارتفاع دستگاهها نبایستی از یک متر تجاوز کند. فاصله پیموده شده توسط دستگاه با توجه به مساحت محوطه باستانی متفاوت بوده و قرائتها در حداکثر نیم متر به نیم متر قرائت می گردد. بهتر است قرائت دستگاههای گرانی سنجی و مغناطیس سنجی همزمان باشد.

 

داده ها و روش کار

برای بررسی داده های گراویته- مغناطیس حاصل از پیمایش یک میدان باستانی از نرم افزار ژئومودل Geomodel استفاده می گردد. پس از باز کردن نرم افزار تابلوی داده ها، داده های حاصله از  پیمایش میدان و یا محوطه باستانی وارد نرم افزار می شود. در این مرحله نرم افزار با پیش شرط اگر جسمی با دانسیته مشخص و عمق مشخص دارای میدان مغناطیسی- گرانی دارای منحنی خط چین می باشد حرکت میکند. منحنی داده های حقیقی میدان مغناطیس- گرانی حقیقی نیز با خط پر مشخص می گردد. شکل 1

 

 

شکل 1-  منحنی های داده های حقیقی و مجازی داده های گراوی متری و مغناطیس سنجی

 

 با تغییر دادن داده های مندرج در Body properties  از طریق علامتهای بالا و پایین دانسیته، نفوذ پذیری مغناطیسی، جهت، عمق و شکل جرم سعی می گردد تا منحنی های سیاه و خط چین بر هم منطبق شوند شکل 2 و 3.

 

                            شکل 2- تغیر داده های جسم فرضی برای تطابق دو خط از طریق تغییر داده های تابلو

 

 

                            شکل 3- تغیر داده های جسم فرضی برای تطابق دو خط

 

در شکلهای 3- 4 گرچه تقریبا خطوط بر روی هم منطبق نیستند ولی به وضوح عمق، دانسیته و جرم اجسام مدفون در زیر اشکال نوشته شده است. شکل4و 5 تلاش نرم افزار را برای برهم نهی هر دو خط نشان می دهد. پس از تطابق تقریبی دو خط می توان مشخصات جسم مدفون و حتی ابعاد تقریبی آنرا مشخص کرد.

 

                         شکل4- تغیر داده های جسم فرضی برای تطابق دو خط

 

 

                شکل 5- تطابق تقریبی داده های فرضی و اصلی- قرائت مشخصات جسم مدفون

 

بحث و نتا یج

مهندسی ژئوفیزیک علم استفاده از روشهای فیزیکی نظیر امواج مکانیکی، الکترومغناطیسی، P ، S ، گرانی سنجی، مغناطیس و الکتریکی برای اکتشافات منابع ، معادن و اشیائ فلزی و سنگی مدفون می باشد. در کنار این مسائل استفاده از سایر روشهای فیزیکی نظیر رادیواکتیو و کربن 14 برای سن یابی اشیائ کاربرد زیادی دارد. یکی از روشهای جالب توجه در اکتشافات ژئوفیزیکی باستانشناسی  روش گراویمتری( گرانی سنجی) – مغناطیس سنجی می باشد که کاربرد فراوانی در اکتشافات اشیا حجیم مدفون نظیر سنگ قبر، مزار، دیواره های مدفون و شهرهای تخریب شده و مدفون دارد. در این روش با استفاده از دستگاههای مغناطیس سنج و گرانی سنجی به بررسی آنومالی منطقه مفروض پرداخته می شود. در قدم اول داده های گرانی و مغناطیسی زمین در پیمایش   پروفیل هایی که از قبل انتخاب شده  و احتمالا از نظر باستان شناسی دارای اهمیت می باشد جمع آوری می گردد. در قدم بعدی   داده های جمع آوری شده از طریق نرم افزارهایی نظیرGeomodel  مدلسازی شده و جنس احتمالی، ابعاد ، عمق دفینه ، سنگ مزارهای مدفون و غیره ارزیابی می گردد. اطلاعات بدست آمده کامپیوتری می تواند برای اکتشافات باستانشناسی منطقه کاربرد فراوان داشته باشد.

 

 

 

منابع و ماخذ

گارلند، جورج.د.، 1369، آشنایی با ژئوفیزیک ، ترجمه رخمتی و شجاع طاهری، مرکز نشر دانشگاهی، تهران

تلفورد، دبلیو،. ام،1375، ژئوفیزیک کاربردی، جلد دوم، ترجمه دکتر زمردیان، دکتر حاجب حسینیه، چاپ دوم، انتشارات دانشگاه تهران

Geomodel software: created  by: G.R.J.Cooper, 1994-2004

 

    [1] دکترای مهندسی ژئوفیزیک – استادیار دانشگاه آزاد اسلامی  واحد اهر

          Tel:  09144469810 tohidmelikzade@yahoo.com 

www.tohidmelikzade1.blogfa.com

۱۸ بهمن ۹۴ ، ۰۱:۳۹
توحید ملک زاده دیلمقانی
ساخت وبلاگ در بلاگ بیان، رسانه متخصصان و اهل قلم