فصل ۲: زلزله‌شناسی و زلزله‌ها

۲.۱ مقدمه

مطالعهٔ مهندسی زلزلهٔ ژئوتکنیکی مستلزم درک فرایندهای گوناگونی است که زلزله‌ها از طریق آن‌ها رخ می‌دهند و بر حرکت زمین اثر می‌گذارند. حوزهٔ زلزله‌شناسی، که نام آن از seismos یونانی به معنای زلزله و logos به معنای علم گرفته شده است، از نیاز به شناخت ساختار درونی و رفتار زمین، به‌ویژه در ارتباط با زلزله‌ها، پدید آمد. هرچند زلزله‌ها پدیده‌هایی پیچیده‌اند، پیشرفت‌های زلزله‌شناسی درک خوبی از سازوکارها و نرخ وقوع زلزله‌ها در بیشتر نواحی لرزه‌خیز جهان فراهم کرده است. این فصل مقدمه‌ای کوتاه بر ساختار زمین، علت وقوع زلزله‌ها و اصطلاحات مورد استفاده برای توصیف آن‌ها ارائه می‌کند. شرح کامل‌تر این موضوع‌ها را می‌توان در شماری از کتاب‌های زلزله‌شناسی، مانند آثار Gutenberg and Richter (1954)، Richter (1958)، Bullen (1975)، Bath (1979)، Aki and Richards (1980)، Bullen and Bolt (1985)، Gubbins (1990)، Lay and Wallace (1995) و Shearer (2019) یافت. توضیحی بسیار خواندنی دربارهٔ زلزله‌شناسی و زلزله‌ها را Bolt (2006) ارائه کرده است.

۲.۲ ساختار درونی زمین

زمین تقریباً کروی است و قطر استوایی آن ۱۲٬۷۴۰ کیلومتر و قطر قطبی آن ۱۲٬۷۰۰ کیلومتر است. بزرگ‌تر بودن قطر استوایی ناشی از سرعت‌های بیشتر در نواحی استوایی بر اثر چرخش زمین است. جرم زمین حدود 5.97 × 10²⁴ kg است که نشان‌دهندهٔ چگالی نسبی متوسطی حدود ۵٫۵ است. از آنجا که چگالی نسبی سنگ‌های سطحی حدود ۲٫۷ تا ۳ است، در عمق‌های بیشتر باید چگالی‌های نسبی بزرگ‌تری وجود داشته باشد.

یکی از نخستین دستاوردهای مهم زلزله‌شناسی، تعیین ساختار درونی زمین بود. زلزله‌های بزرگ انرژی کافی ایجاد می‌کنند تا در نقاطی در سراسر جهان لرزش قابل‌اندازه‌گیری به وجود آید. زلزله‌ها انواع مختلفی از امواج لرزه‌ای را تولید می‌کنند که با سرعت‌های متفاوت از درون زمین یا در امتداد سطح آن حرکت می‌کنند. موج‌هایی که در زمین انتشار می‌یابند، در مرز میان لایه‌های مختلف دچار شکست و بازتاب می‌شوند و از مسیرهای متفاوت به نقاط مختلف سطح زمین می‌رسند. مطالعهٔ این شکست‌ها و بازتاب‌ها در اوایل قرن بیستم، ساختار لایه‌لایهٔ زمین را آشکار کرد و دربارهٔ ویژگی‌های هر لایه بینش‌هایی به دست داد.

۲.۲.۱ امواج لرزه‌ای

هنگام وقوع زلزله، انواع مختلفی از امواج لرزه‌ای تولید می‌شوند: امواج حجمی و امواج سطحی. هرچند امواج لرزه‌ای در پیوست ج با جزئیات بررسی شده‌اند، توضیح کوتاه زیر به خواننده اجازه می‌دهد بدون مراجعه به بحث ریاضی‌تر انتشار موج، ادامهٔ این فصل را دنبال کند.

امواج حجمی، که می‌توانند از درون زمین عبور کنند، دو نوع‌اند: موج‌های P و موج‌های S (شکل ۲.۱). موج‌های P، که موج‌های اولیه، فشاری یا طولی نیز نامیده می‌شوند، شامل فشرده‌شدن و انبساط پیاپی مواد در مسیر عبور موج هستند. این موج‌ها مشابه امواج صوتی‌اند؛ حرکت هر ذرهٔ منفردی که موج P از میان آن عبور می‌کند، موازی با جهت حرکت موج است. موج‌های P نیز مانند امواج صوتی می‌توانند در جامدات و سیالات حرکت کنند. موج‌های S، که موج‌های ثانویه، برشی یا عرضی نیز نامیده می‌شوند، هنگام حرکت در یک ماده تغییرشکل‌های برشی ایجاد می‌کنند. حرکت هر ذرهٔ منفرد عمود بر جهت حرکت موج S است. بر اساس جهت حرکت ذرات، موج‌های S را می‌توان به دو مؤلفه تقسیم کرد: SV، یعنی حرکت ذرات در صفحهٔ قائم، و SH، یعنی حرکت ذرات در صفحهٔ افقی.

تغییرشکل‌های موج P و موج SH — **شکل ۲.۱.** تغییرشکل‌های ایجادشده به‌وسیلهٔ امواج حجمی: (الف) موج P؛ (ب) موج SH. سطوح سایه‌زده تخت باقی می‌مانند و حرکت خارج از صفحه ندارند. (با تغییر از Bolt, 2006.)

سرعت حرکت امواج حجمی با سختی موادی که موج از میان آن‌ها عبور می‌کند تغییر می‌کند. از آنجا که مواد زمین‌شناختی در برابر فشار سخت‌ترین حالت را دارند، موج‌های P سریع‌تر از دیگر امواج لرزه‌ای حرکت می‌کنند و بنابراین نخستین موج‌هایی هستند که به یک ساختگاه مشخص می‌رسند. سیالات، که سختی برشی ندارند، نمی‌توانند موج‌های S را تحمل کنند.

امواج سطحی از اندرکنش امواج حجمی با سطح و لایه‌های کم‌عمق مواد زمین‌شناختی به وجود می‌آیند. این امواج در امتداد سطح زمین حرکت می‌کنند و دامنهٔ آن‌ها تقریباً به‌صورت نمایی با عمق کاهش می‌یابد (شکل ۲.۲). به‌دلیل ماهیت اندرکنش‌های لازم برای تولید این امواج، امواج سطحی در فاصله‌های دورتر از چشمهٔ زلزله برجسته‌ترند. در فاصله‌هایی بیشتر از حدود دو برابر ضخامت پوستهٔ زمین، معمولاً امواج سطحی، نه امواج حجمی، بیشینهٔ حرکت زمین را ایجاد می‌کنند.

تغییرشکل‌های موج رایلی و موج لاو — **شکل ۲.۲.** تغییرشکل‌های ایجادشده به‌وسیلهٔ امواج سطحی: (الف) موج رایلی؛ (ب) موج لاو. سطوح سایه‌زده تخت باقی می‌مانند و حرکت خارج از صفحه ندارند. (با تغییر از Bolt, 2006.)

مهم‌ترین امواج سطحی از دید مهندسی، امواج رایلی و لاو هستند. امواج رایلی، که از اندرکنش موج‌های P و SV با سطح زمین تولید می‌شوند، شامل حرکت قائم و افقی ذرات‌اند. این امواج از بعضی جهات شبیه موج‌هایی هستند که با انداختن سنگ درون حوض ایجاد می‌شوند. امواج لاو از اندرکنش موج‌های SH با یک لایهٔ سطحی نرم روی مواد سخت‌تر به وجود می‌آیند و مؤلفهٔ قائم حرکت ذرات را ندارند.

۲.۲.۲ درون زمین

پوسته، که انسان‌ها روی آن زندگی می‌کنند، بیرونی‌ترین لایهٔ زمین است. ضخامت پوسته در زیر قاره‌ها حدود ۲۵ تا ۴۰ کیلومتر است، هرچند ممکن است در زیر رشته‌کوه‌های جوان به ۶۰ تا ۷۰ کیلومتر برسد. در اقیانوس‌ها، ضخامت پوسته می‌تواند تا ۵ کیلومتر کم شود؛ در پشته‌های گسترش‌یابنده، ضخامت‌های عملاً صفر نیز رخ می‌دهد (بخش ۲.۳.۲.۱). پوستهٔ اقیانوسی معمولاً یکنواخت‌تر و چگال‌تر از پوستهٔ قاره‌ای است. پوسته تنها کسر بسیار کوچکی از قطر زمین را تشکیل می‌دهد (شکل ۲.۳). ساختار درونی زمین پیچیده است، اما می‌توان آن را با پوسته، گوشته و هسته نمایش داد (شکل ۲.۳). پوسته و بخشی از گوشتهٔ بالایی نسبتاً سرد و سخت‌اند و در مجموع سنگ‌کره را تشکیل می‌دهند؛ سنگ‌کره از مواد زیرین خود سردتر است (پنل پایینی شکل ۲.۴).

ساختار لایه‌های درونی زمین — **شکل ۲.۳.** ساختار درونی زمین.

نمودار تغییرات سرعت، چگالی و دما با عمق — **شکل ۲.۴.** تغییرات تقریبی سرعت امواج لرزه‌ای، چگالی و دما در زیر سطح زمین. (اقتباس از Eiby, 1980.)

درون سنگ‌کره، در مرز میان پوسته و گوشتهٔ زیرین، تغییر مشخصی در سرعت انتشار موج رخ می‌دهد. این مرز ناپیوستگی موهوروویچیچ یا موهو نام دارد و به افتخار زلزله‌شناسی نام‌گذاری شده است که آن را در سال ۱۹۰۹ کشف کرد. هرچند ماهیت دقیق خود موهو به‌خوبی شناخته نشده است، نقش آن به‌عنوان بازتاب‌دهنده و شکست‌دهندهٔ امواج لرزه‌ای به‌خوبی تثبیت شده است. ضخامت گوشته حدود ۲٬۸۵۰ کیلومتر است و می‌توان آن را به گوشتهٔ بالایی، در عمق کمتر از حدود ۶۵۰ کیلومتر، و گوشتهٔ پایینی تقسیم کرد. هیچ زلزله‌ای در گوشتهٔ پایینی ثبت نشده است؛ این بخش ساختار سرعتی یکنواختی دارد و به‌نظر می‌رسد، جز در نزدیکی مرز پایینی خود، از نظر شیمیایی همگن باشد. گوشته در نزدیکی پوسته سردتر از عمق‌های بیشتر است، اما دمای متوسط آن همچنان حدود ۲٬۲۰۰ درجهٔ سلسیوس است. در نتیجه، مواد گوشته حالتی چسبناک و نیمه‌مذاب دارند. این مواد در برابر تنش‌هایی که به‌سرعت اعمال می‌شوند، مانند تنش‌های مرتبط با امواج لرزه‌ای، مانند جامد رفتار می‌کنند؛ اما در برابر تنش‌های بلندمدت می‌توانند آهسته مانند سیال جریان یابند. چگالی نسبی مواد گوشته حدود ۴ تا ۵ است.

مسیرهای بازتاب و شکست امواج لرزه‌ای در لایه‌های زمین — **شکل ۲.۵.** مسیرهای امواج لرزه‌ای که بازتاب و شکست امواج را از چشمه یا کانون زلزله، به‌وسیلهٔ لایه‌های مختلف زمین، نشان می‌دهند. توجه کنید که موج‌های P و S می‌توانند بین ۰ تا ۱۰۴ درجه به سطح زمین برسند، اما ماهیت مایع هستهٔ بیرونی اجازه می‌دهد فقط موج‌های P بین ۱۴۰ تا ۱۸۰ درجه به سطح برسند. در منطقهٔ سایه‌ای بین زاویه‌های ۱۰۴ و ۱۴۰ درجه، فقط مسیرهای بازتاب‌یافته از هستهٔ درونی می‌توانند به سطح زمین برسند.

هستهٔ بیرونی، یا هستهٔ مایع، حدود ۲٬۲۶۰ کیلومتر ضخامت دارد. این بخش، چون مایع است، نمی‌تواند برش یا موج‌های S را منتقل کند. همان‌طور که در پنل بالایی شکل ۲.۴ دیده می‌شود، سرعت موج S در مرز هسته و گوشته، یا ناپیوستگی گوتنبرگ، به صفر کاهش می‌یابد؛ همچنین افت شدیدی در سرعت موج فشاری یا P رخ می‌دهد. هستهٔ بیرونی عمدتاً از آهن مذاب تشکیل شده است و همین امر چگالی نسبی زیاد آن، حدود ۹ تا ۱۲، را توضیح می‌دهد. هستهٔ درونی، یا هستهٔ جامد، ماده‌ای بسیار چگال، متشکل از نیکل و آهن جامد، با چگالی نسبی حداکثر حدود ۱۵ است که تحت فشارهای عظیم فشرده شده است. دمای هستهٔ درونی نسبتاً یکنواخت و حدود ۵٬۲۰۰ درجهٔ سلسیوس برآورد می‌شود.

شکل ۲.۵ اثر ساختار زمین بر پراکنش امواج لرزه‌ای هنگام زلزله‌ها را نشان می‌دهد. از آنجا که سرعت‌های انتشار موج معمولاً با عمق افزایش می‌یابند، مسیر موج‌ها معمولاً به سمت سطح زمین شکسته می‌شوند. یک استثنا در مرز هسته و گوشته رخ می‌دهد، جایی که سرعت در هستهٔ بیرونی از سرعت در گوشته کمتر است. شکل ۲.۵ نشان می‌دهد موجی که مماس بر این فصل مشترک است، با زاویهٔ ۱۰۴ درجه می‌رسد؛ این زاویه در جهت ساعت‌گرد نسبت به خط شعاعیِ گذرنده از کانون اندازه‌گیری می‌شود. موجی که با زاویه‌ای اندکی کم‌شیب‌تر به مرز هسته و گوشته می‌رسد، از هستهٔ بیرونی عبور می‌کند و سرانجام با زاویهٔ ۱۴۰ درجه به سطح می‌رسد. ناحیهٔ میانی، بین ۱۰۴ و ۱۴۰ درجه، منطقهٔ سایه‌ای است که نمی‌تواند لرزش ناشی از زلزله را «ببیند»، مگر از طریق بازتاب موج‌های P از هستهٔ درونی.

۲.۳ رانش قاره‌ای و زمین‌ساخت صفحه‌ای

هرچند مشاهدهٔ شباهت میان خطوط ساحلی و زمین‌شناسی شرق آمریکای جنوبی و غرب آفریقا، و بخش جنوبی هند و بخش شمالی استرالیا، از قرن هفدهم دانشمندان را مجذوب کرده بود (Glen, 1975; Kearey and Vine, 1990)، نظریه‌ای که بعدها رانش قاره‌ای نام گرفت تا اوایل قرن بیستم پیشنهاد نشد (Taylor, 1910; Wegener, 1915). برای مثال، وگنر باور داشت که ۲۰۰ میلیون سال پیش تنها یک قارهٔ بزرگ به نام پانگه‌آ وجود داشته است. از نظر او، پانگه‌آ به قطعه‌هایی شکست که به‌آرامی رانش کردند (شکل ۲.۶) و پیکربندی کنونی قاره‌ها را به وجود آوردند. نمای دقیق‌تری از شباهت مرزهای کنونی قاره‌های آفریقا و آمریکای جنوبی در شکل ۲.۷ نشان داده شده است.

سه مرحله از رانش قاره‌ای در نظریهٔ وگنر — **شکل ۲.۶.** نظریهٔ رانش قاره‌ای وگنر: (الف) ۲۲۵ میلیون سال پیش؛ (ب) ۱۵۰ میلیون سال پیش؛ (ج) زمان حال. (نقشه‌ها از USGS, 2023.)

برازش کروی قاره‌ها و نواحی هم‌پوشانی و شکاف — **شکل ۲.۷.** برازش کروی آماری پیشنهادی Bullard et al. (1965) برای چند قاره، با استفاده از شیب‌های قاره‌ای به‌جای خطوط ساحلی. نواحی هم‌پوشانی و شکاف شناسایی شده‌اند. (با تغییر از Bullard et al., 1965.)

نظریهٔ رانش قاره‌ای تا حدود سال ۱۹۶۰ توجه زیادی دریافت نکرد؛ در آن زمان شبکهٔ جهانی کنونی لرزه‌نگارها توانست مکان زلزله‌ها را با دقت تعیین کند و تأیید کرد که تغییرشکل‌های بلندمدت در ناحیه‌های باریکی میان بلوک‌های نسبتاً سالم پوسته متمرکزند. همچنین کاوش کف اقیانوس تا پس از جنگ جهانی دوم به‌طور جدی آغاز نشد؛ زمانی که روش‌های تازه‌ای مانند پژواک‌یابی در آب عمیق، شکست لرزه‌ای و مغزه‌گیری پیستونی در دسترس قرار گرفتند. واحدهای زمین‌شناختی تشکیل‌دهندهٔ کف اقیانوس جوان‌اند و تنها حدود ۵ درصد از تاریخ زمین را نمایندگی می‌کنند (Gubbins, 1990) و نسبتاً ساده‌اند. مطالعهٔ دقیق آن‌ها شواهد نیرومندی در تأیید حرکت تاریخی قاره‌ها، همان‌گونه که در نظریهٔ رانش قاره‌ای فرض شده بود، فراهم کرد. در فاصلهٔ ۱۰ سال، نظریهٔ رانش قاره‌ای به‌طور گسترده پذیرفته شد و بزرگ‌ترین پیشرفت علوم زمین در یک قرن شناخته شد.

۲.۳.۱ زمین‌ساخت صفحه‌ای

نظریهٔ اولیهٔ رانش قاره‌ای تصوری از قاره‌های عظیمی ایجاد می‌کرد که از میان دریاها و روی کف اقیانوس حرکت می‌کنند. بااین‌حال، به‌خوبی معلوم بود که کف اقیانوس برای اجازه‌دادن به چنین حرکتی بیش از حد سخت است و بیشتر دانشمندان علوم زمین در ابتدا این نظریه را رد کردند. بااین‌حال، نظریهٔ نوین زمین‌ساخت صفحه‌ای از همین زمینه آغاز به تکامل کرد. فرضیهٔ بنیادی زمین‌ساخت صفحه‌ای این است که سطح زمین از تعدادی بلوک بزرگ و سالم به نام صفحه تشکیل شده است و این صفحات نسبت به یکدیگر حرکت می‌کنند. خود صفحات از پوسته و بخشی از گوشتهٔ بالایی تشکیل شده‌اند و ضخامت آن‌ها تقریباً ۱۰۰ کیلومتر است. پوستهٔ زمین به شش صفحهٔ هم‌اندازهٔ قاره‌ای، یعنی آفریقا، آمریکا، جنوبگان، استرالیا–هند، اوراسیا و اقیانوس آرام، و حدود ۱۴ صفحه با اندازهٔ کوچک‌تر از قاره، مانند کارائیب، کوکوس، نازکا و فیلیپین، تقسیم می‌شود. صفحات اصلی در شکل ۲.۸ نشان داده شده‌اند. صفحه‌های کوچک‌تر یا ریزصفحات، در نزدیکی بسیاری از مرزهای اصلی صفحات از صفحات بزرگ‌تر جدا شده‌اند، اما در اینجا نشان داده نشده‌اند. تغییرشکل نسبی میان صفحات فقط در ناحیه‌های باریکی نزدیک مرزهای آن‌ها رخ می‌دهد. این تغییرشکل می‌تواند به‌آرامی و پیوسته، یعنی به‌صورت تغییرشکل بی‌لرزه، یا به‌صورت ناپیوسته و در قالب زلزله، یعنی تغییرشکل لرزه‌ای، رخ دهد. چون تغییرشکل عمدتاً در مرز صفحات رخ می‌دهد، انتظار می‌رود مکان زلزله‌ها نیز نزدیک مرز صفحات متمرکز باشد. نقشهٔ کانون‌های زلزله در شکل ۲.۹ این انتظار را تأیید می‌کند و پشتیبانی نیرومندی برای نظریهٔ زمین‌ساخت صفحه‌ای فراهم می‌آورد.

نقشهٔ صفحات اصلی تکتونیکی و مرزهای آن‌ها — **شکل ۲.۸.** صفحات اصلی تکتونیکی، مرزهای واگرا یا پشته‌های میان‌اقیانوسی، مرزهای همگرا یا گودال‌ها و مرزهای تبدیلی زمین. پیکان‌ها جهت حرکت صفحات را نشان می‌دهند. (پس از Fowler, 2004.)

پراکنش جهانی کانون‌های زلزله — **شکل ۲.۹.** فعالیت لرزه‌ای در سراسر جهان. نقطه‌ها مرکز سطحی زلزله‌های مهم را نشان می‌دهند که بر اساس عمق کانونی رنگ‌آمیزی شده‌اند. اکثریت بسیار زیادی از زلزله‌ها نزدیک مرز صفحات قرار دارند. (پس از Bolt, 2006.)

نظریهٔ زمین‌ساخت صفحه‌ای ماهیتی سینماتیکی دارد؛ یعنی هندسهٔ حرکت صفحات را توضیح می‌دهد، بی‌آنکه علت آن حرکت را بررسی کند. بااین‌حال، چیزی باید حرکت صفحات را پیش ببرد و جرم عظیم صفحات متحرک به نیروهای محرک بسیار بزرگی نیاز دارد. پذیرفته‌شده‌ترین توضیح دربارهٔ منشأ حرکت صفحات بر نیاز به تعادل ترمومکانیکی مواد زمین تکیه دارد. بخش بالایی گوشته با پوستهٔ نسبتاً سرد و بخش پایینی آن با هستهٔ بیرونی داغ در تماس است. بدیهی است که در گوشته یک گرادیان دما وجود دارد (شکل ۲.۴). تغییر چگالی گوشته با دما وضعیتی ناپایدار ایجاد می‌کند: مواد چگال‌تر و سردتر روی مواد گرم‌تر و کم‌چگال‌تر قرار می‌گیرند. سرانجام، مواد سردتر و چگال‌تر بر اثر گرانش شروع به فرورفتن می‌کنند و مواد گرم‌تر و کم‌چگال‌تر به سمت بالا می‌آیند. مادهٔ فرو‌رونده به‌تدریج بر اثر رسانش گرما از هسته گرم می‌شود و چگالی آن کاهش می‌یابد؛ رسانش در حالی ادامه پیدا می‌کند که ماده به‌صورت جانبی حرکت می‌کند و سرانجام، هنگامی که مادهٔ سردشدهٔ بعدی شروع به فرورفتن می‌کند، دوباره به سمت بالا خواهد آمد. این فرایند همان همرفت آشناست. جریان‌های همرفتی در سنگ نیمه‌مذاب گوشته، که به‌صورت شماتیک در شکل ۲.۱۰ نشان داده شده‌اند، بر زیرِ صفحات تنش‌های برشی وارد می‌کنند و آن‌ها را در جهت‌های مختلف روی سطح زمین «می‌کشند». پدیده‌های دیگری مانند فشار پشته یا کشش دال نیز ممکن است در حرکت صفحات سهم داشته باشند (Hager, 1978).

جریان‌های همرفتی گوشته و حرکت صفحات — **شکل ۲.۱۰.** جریان‌های همرفتی در گوشته، که پیکان‌های تشکیل‌دهندهٔ حلقه‌های بسته آن‌ها را نشان می‌دهند. نزدیک پایین سنگ‌کره، مؤلفه‌های افقی جریان‌های همرفتی تنش‌های برشی ایجاد می‌کنند و موجب حرکت صفحات می‌شوند. حرکت نسبی صفحات مجاور می‌تواند جدایی، یعنی کشش دال از پشتهٔ گسترش‌یابنده، یا همگرایی، یعنی فرورانش در گودال، باشد. (تصویر USGS از Wikimedia Commons.)

۲.۳.۲ مرزهای صفحات

سه نوع متمایز از مرزهای صفحه‌ای شناسایی شده است و درک حرکت مرتبط با هرکدام به درک زمین‌ساخت صفحه‌ای کمک می‌کند. ویژگی‌های مرزهای صفحات بر ماهیت زلزله‌هایی که در امتداد آن‌ها رخ می‌دهند نیز اثر می‌گذارد.

۲.۳.۲.۱ مرزهای پشتهٔ گسترش‌یابنده

در بعضی نواحی، صفحات از یکدیگر دور می‌شوند (شکل ۲.۱۱)؛ این نواحی مرزهای پشتهٔ گسترش‌یابنده یا شکاف گسترش‌یابنده نام دارند. سنگ مذاب از گوشتهٔ زیرین به سطح می‌آید، در آنجا سرد می‌شود و بخشی از صفحات در حال گسترش را تشکیل می‌دهد. به این ترتیب، صفحات در پشتهٔ گسترش‌یابنده «رشد» می‌کنند. نرخ گسترش از حدود ۲ تا ۱۸ سانتی‌متر در سال تغییر می‌کند؛ بیشترین نرخ‌ها در پشته‌های اقیانوس آرام و کمترین نرخ‌ها در امتداد پشتهٔ میان‌اقیانوسی اطلس یافت می‌شوند. برآورد شده است که پوستهٔ اقیانوسی جدید در سراسر جهان اکنون با نرخ حدود ۳٫۱ کیلومترمربع در سال تشکیل می‌شود (Garfunkel, 1975). پوسته، که عمدتاً از بازالت جوان و تازه تشکیل شده است، در نزدیکی پشته‌های گسترش‌یابنده نازک است. این پوسته ممکن است بر اثر حرکت نسبتاً آهستهٔ ماگما به سمت بالا تشکیل شود یا هنگام فعالیت لرزه‌ای به‌سرعت بیرون ریخته شود.

عکس‌های زیرآبی تشکیل گدازه‌های بالشی را نشان داده‌اند و حتی فوران گدازه را در حال وقوع ثبت کرده‌اند. فعالیت آتشفشانی، که بخش زیادی از آن در زیر سطح اقیانوس رخ می‌دهد، در نزدیکی مرزهای پشتهٔ گسترش‌یابنده رایج است. پشته‌های گسترش‌یابنده می‌توانند از سطح اقیانوس بیرون بزنند؛ جزیرهٔ ایسلند، که فعالیت آتشفشانی در آن تقریباً پیوسته است و ۱۵۰ آتشفشان فعال دارد، نمونه‌ای از این وضعیت است.

بازالت و دیگر مواد پس از رسیدن به سطح، در شکاف میان صفحات در حال گسترش سرد می‌شوند. هنگام سردشدن، کانی‌های اکسید آهن–تیتانیم موجود در سنگ، جهت میدان مغناطیسی زمین در زمان سردشدن را حفظ می‌کنند؛ این پدیده مغناطیس باقی‌مانده نام دارد. میدان مغناطیسی زمین در مقیاس زمانی زمین‌شناختی ثابت نیست؛ این میدان در طول زمان زمین‌شناختی نوسان کرده و معکوس شده است و در نتیجه ناهنجاری‌های مغناطیسی، یعنی وارونگی‌های قطبش، در سنگی که در مرزهای پشتهٔ گسترش‌یابنده تشکیل می‌شود ایجاد کرده است. اندازه‌گیری میدان مغناطیسی در جهتی عمود بر مرز صفحه‌ای یک پشتهٔ گسترش‌یابنده، الگویی نوسانی از شدت مغناطیسی را نشان می‌دهد؛ نمونه‌ای از این الگو برای ناحیهٔ شرق اقیانوس آرام در شکل ۲.۱۲ نشان داده شده است. این ناهنجاری‌های مغناطیسی امکان تعیین سن بخش‌های بزرگی از صفحات اصلی را فراهم کرده‌اند. مقایسهٔ سن مواد مختلف به شناسایی هندسه و حرکت صفحات مختلف کمک می‌کند و در تأیید و پذیرش نظریهٔ زمین‌ساخت صفحه‌ای بسیار ارزشمند بوده است.

مرز پشتهٔ گسترش‌یابنده و نوارهای قطبش مغناطیسی — **شکل ۲.۱۱.** مرز پشتهٔ گسترش‌یابنده. ماگما به سطح می‌آید و در شکاف ایجادشده میان صفحات در حال گسترش سرد می‌شود. ناهنجاری‌های مغناطیسی به‌صورت نوارهایی با قطبش عادی و معکوس نشان داده شده‌اند. (پس از Foster, 1971.)

ناهنجاری‌های مغناطیسی شرق اقیانوس آرام — **شکل ۲.۱۲.** ناهنجاری‌های مغناطیسی در شرق اقیانوس آرام. خطوط تیره نوارهایی با قطبش مغناطیسی یکسان را نشان می‌دهند. (پس از Atwater and Sveringhaus, 1989.)

۲.۳.۲.۲ مرزهای ناحیهٔ فرورانش

از آنجا که اندازهٔ زمین اساساً ثابت می‌ماند (Bursa, 1993)، ایجاد مواد صفحه‌ای جدید در پشته‌های گسترش‌یابنده باید با مصرف مواد صفحه‌ای در مکان‌های دیگر متعادل شود. این فرایند در مرزهای ناحیهٔ فرورانش رخ می‌دهد؛ جایی که حرکت نسبی دو صفحه به سمت یکدیگر است. در محل تماس، یک صفحه به زیر صفحهٔ دیگر فرو می‌رود یا فرورانش می‌کند، همان‌طور که در شکل ۲.۱۳ نشان داده شده است. نمونه‌هایی از مرزهای اصلی نواحی فرورانش شامل سواحل غربی آمریکای مرکزی و جنوبی، جنوب آلاسکا در زیر زنجیرهٔ جزایر آلوتی، کرانهٔ غربی سوماترا و کرانهٔ شرقی ژاپن‌اند. ناحیهٔ فرورانش کَسکِیدیا در کرانهٔ واشینگتن و بریتیش‌کلمبیا در شکل ۲.۱۳ نشان داده شده است.

ناحیهٔ فرورانش کَسکِیدیا و آتشفشان‌های آن — **شکل ۲.۱۳.** ناحیهٔ فرورانش کَسکِیدیا در کرانه‌های واشینگتن و اورگن. صفحهٔ خوان دِ فوکا در پشتهٔ گسترش‌یابندهٔ خوان دِ فوکا ایجاد می‌شود و زیر صفحهٔ آمریکای شمالی فرومی‌رود. ماگمایی که از بخش عمیق‌تر ناحیهٔ فرورانش بالا می‌آید، مجموعه‌ای از آتشفشان‌ها را تشکیل داده است که تقریباً موازی با ناحیهٔ فرورانش امتداد دارند. یکی از آن‌ها، کوه سنت هلنز، در سال ۱۹۸۰ به‌صورت انفجاری فوران کرد. (پس از Noson et al., 1988.)

مرزهای ناحیهٔ فرورانش اغلب در نزدیکی لبهٔ قاره‌ها یافت می‌شوند. چون پوستهٔ اقیانوسی معمولاً سرد و چگال است، زیر پوستهٔ قاره‌ای سبک‌تر فرومی‌رود. هنگامی که نرخ همگرایی صفحات زیاد باشد، در مرز میان صفحات یک گودال تشکیل می‌شود. در واقع، مرزهای ناحیهٔ فرورانش گاهی مرزهای گودالی نامیده می‌شوند. زلزله‌ها در فصل مشترک شیب‌داری که میان صفحهٔ فرورونده و صفحهٔ رویی قرار دارد، یعنی زلزله‌های فصل مشترکی، ایجاد می‌شوند و ممکن است درون دال فرورونده نیز رخ دهند؛ این دال در معرض خم‌شدن و تغییرشکل زیاد قرار دارد و زلزله‌های درون‌دالی ایجاد می‌کند. هنگامی که نرخ همگرایی کم باشد، رسوبات روی سنگ پوسته جمع می‌شوند و یک گوهٔ افزایشی تشکیل می‌دهند؛ در نتیجه گودال پوشیده می‌شود.

وقتی صفحهٔ فرورونده به سمت صفحهٔ رویی و زیر آن حرکت می‌کند، صفحهٔ رویی بر اثر نیروهای اصطکاکی و فشاری بزرگی که حرکت نسبی صفحهٔ فرورونده ایجاد می‌کند، تغییرشکل می‌دهد (شکل ۲.۱۴الف). بخش رو به دریای صفحهٔ رویی به‌آرامی به پایین کشیده می‌شود و بخش رو به خشکی آن به‌آرامی برآمده می‌شود. هنگامی که در هنگام زلزله لغزش در فصل مشترک صفحات رخ می‌دهد، صفحهٔ رویی به وضعیت کم‌تنش‌تر خود بازمی‌گردد (شکل ۲.۱۴ب) و آب بالای خود را نسبت به آب بالای صفحهٔ فرورونده بالا می‌برد. این پدیده سونامی ایجاد می‌کند (بخش ۱.۳.۸)؛ بزرگ‌ترین و مخرب‌ترین سونامی‌ها بر اثر زلزله‌های بزرگ نواحی فرورانش تولید می‌شوند و می‌تواند ارتفاع نواحی ساحلی را به‌طور قابل‌توجهی تغییر دهد (شکل ۲.۱۴ب و شکل ۲.۱۵). بزرگ‌ترین زلزله‌ها از نظر بزرگا در جهان در فصل مشترک‌های فرورانش تولید می‌شوند و بزرگای برخی از آن‌ها به ۹٫۰ و بیشتر می‌رسد.

حرکت صفحات و ایجاد سونامی در زلزلهٔ ناحیهٔ فرورانش — **شکل ۲.۱۴.** حرکت صفحات: (الف) هنگام فرورانش و پیش از لغزش، و (ب) در اثر لغزش در یک زلزلهٔ فصل مشترکیِ فرورانش. تغییر سریع ارتفاع بستر دریا، ناحیه‌ای موضعی از آب را بالا می‌برد و آب به سمت ساحل و دور از آن حرکت می‌کند. بخش‌هایی از ساحل بالا می‌آیند و بخش‌هایی دیگر فرونشست می‌کنند. (با تغییر از Atwater et al., 2005.)

بالاآمدگی ساحل پس از زلزلهٔ مائوله — **شکل ۲.۱۵.** نمونه‌ای از ناحیهٔ بالاآمده در امتداد ساحل جزیرهٔ سانتا ماریا پس از زلزلهٔ مائوله در سال ۲۰۱۰ با بزرگای ۸٫۸. سکوی پای تپه پیش از زلزله زیر آب قرار داشت. مقدار بالاآمدگی در این ناحیه ۲ متر است. (انجمن هلمهولتز مراکز پژوهشی آلمان، ۲۰۱۵؛ با اجازهٔ Elsevier Science and Technology Journals.)

با فرورفتن صفحه، گرم‌تر می‌شود و شکنندگی آن کاهش می‌یابد. سرانجام صفحه آن‌قدر شکل‌پذیر می‌شود که دیگر توان تولید زلزله را ندارد؛ بیشترین عمق ثبت‌شدهٔ زلزله، حدود ۷۰۰ کیلومتر، از این فرضیه پشتیبانی می‌کند. بخش‌هایی از صفحهٔ فرورونده ذوب می‌شوند و ماگمایی تولید می‌کنند که می‌تواند به سطح برسد و خطی از آتشفشان‌ها را تقریباً موازی با ناحیهٔ فرورانش روی صفحهٔ رویی تشکیل دهد. در سال‌های اخیر، ابزارهای حساس حرکت‌های آهسته‌ای را در بخش‌های پایینی مرزهای نواحی فرورانش شناسایی کرده‌اند که لرزش و لغزش دوره‌ای نام دارند. رویدادهای لرزش و لغزش دوره‌ای که حدود دو هفته طول می‌کشند، تقریباً هر ۱۴٫۵ ماه در زیر ناحیهٔ فرورانش کَسکِیدیا در نزدیکی سیاتل به‌طور منظم مشاهده شده‌اند (Rogers and Dragert, 2003)؛ انرژی آزادشده در هرکدام معادل زلزله‌ای با بزرگای حدود ۶٫۵ بوده است. چنین رویدادهایی در ناحیهٔ فرورانش جنوب‌غربی ژاپن نیز مشاهده شده‌اند (Obara et al., 2004). ارتباط آن‌ها با آزادشدن ناگهانی انرژی که زلزله ایجاد می‌کند، یعنی اینکه وقوع آن‌ها احتمال زلزله را بیشتر یا کمتر می‌کند، هنوز به‌طور قطعی شناخته نشده است.

هنگامی که صفحات حامل قاره‌ها به سمت یکدیگر حرکت می‌کنند، ترجیح مشخصی برای اینکه کدام‌یک فرورانش کند وجود ندارد و برخوردهای قاره‌ای حاصل می‌توانند به تشکیل رشته‌کوه‌ها بینجامند. هیمالیا بر اثر برخورد صفحهٔ استرالیا–هند با صفحهٔ اوراسیا شکل گرفت. برخورد قاره‌ای صفحات حامل آفریقا و اروپا نه‌تنها رشته‌کوه آلپ اروپا را ایجاد کرده، بلکه اندازهٔ دریای مدیترانه را نیز کاهش داده است (McKenzie, 1970).

۲.۳.۲.۳ گسل‌های تبدیل

گسل‌های تبدیل در جایی رخ می‌دهند که صفحات بدون ایجاد پوستهٔ جدید یا مصرف پوستهٔ قدیمی، به‌صورت جانبی از کنار یکدیگر عبور می‌کنند. این گسل‌ها معمولاً در محل جابه‌جایی پشته‌های گسترش‌یابنده یافت می‌شوند؛ همان‌طور که در شکل ۲.۱۶ نشان داده شده است.

نمای مورب و پلان گسل تبدیل — **شکل ۲.۱۶.** (الف) نمای مورب و (ب) نمای پلان گسل تبدیل و پهنه‌های شکستگی غیرفعال مجاور.

این گسل‌های تبدیل با جابه‌جایی ناهنجاری‌های مغناطیسی و، در صورت حفظ‌شدن، با پرتگاه‌هایی روی سطح پوسته شناسایی می‌شوند. جابه‌جایی ناهنجاری‌های مغناطیسی که پهنه‌های شکستگی را مشخص می‌کنند، ممکن است در طول هزاران کیلومتر دیده شود؛ بااین‌حال، فقط بخشی از پهنهٔ شکستگی که میان پشته‌های گسترش‌یابندهٔ فعال قرار دارد گسل تبدیل نامیده می‌شود. همان‌طور که در شکل ۲.۱۶ب نشان داده شده است، حرکت در بخش‌هایی از پهنهٔ شکستگی که فراتر از گسل تبدیل امتداد دارند، در دو سوی پهنهٔ شکستگی در یک جهت است؛ بنابراین معمولاً حرکت نسبی وجود ندارد. این بخش‌های غیرفعال پهنهٔ شکستگی را می‌توان گسل‌های فسیلی دانست که زلزله ایجاد نمی‌کنند.

برای مثال، گسل سن‌آندریاس به‌عنوان گسل تبدیلی شناخته شده است (Wilson, 1965) که پشتهٔ شرق اقیانوس آرام را در کرانهٔ مکزیک به پشتهٔ خوان دِ فوکا در کرانهٔ ایالت واشینگتن متصل می‌کند. در واقع، هندسهٔ گسل‌های تبدیل معمولاً بسیار پیچیده است و خم‌ها و شکست‌های زیادی دارد؛ این گسل‌ها نیز اغلب به تعدادی قطعهٔ گسل تقسیم می‌شوند. عمق آن‌ها معمولاً محدود است، اما می‌توانند به‌صورت افقی در فاصله‌های بسیار طولانی امتداد یابند. گسل‌های تبدیل طولانی مانند سن‌آندریاس توان ایجاد زلزله‌های بزرگ، تا حدود بزرگای ۸، را دارند. وجود لرزش و لغزش دوره‌ای در امتداد گسل سن‌آندریاس نیز گزارش شده است (Nadeau and Dolenc, 2004). گسل‌های تبدیل مهم دیگر عبارت‌اند از گسل موتاگوا، که صفحات آمریکای شمالی و کارائیب را جدا می‌کند، گسل آلپ در نیوزیلند، گسل آناتولی شمالی در شمال ترکیه و سامانهٔ گسل دریای مرده که دریای سرخ را به کوه‌های بیتلیس در شرق ترکیه متصل می‌کند (Kearey and Vine, 1990).

زمین‌ساخت صفحه‌ای چارچوبی بسیار مفید برای درک و توضیح حرکت‌های سطح زمین و مکان زلزله‌ها و آتشفشان‌ها فراهم می‌کند. زمین‌ساخت صفحه‌ای تشکیل مواد پوسته‌ای جدید و مصرف مواد قدیمی را بر اساس سه نوع حرکت صفحه‌ایِ نشان‌داده‌شده در شکل ۲.۱۷ توضیح می‌دهد. بااین‌حال، همهٔ لرزه‌خیزی تکتونیکی مشاهده‌شده را توضیح نمی‌دهد. برای مثال، معلوم است که زلزله‌های درون‌دالی، یعنی زلزله‌هایی که درون یک صفحه و دور از لبه‌های آن رخ می‌دهند، در بیشتر قاره‌ها اتفاق افتاده‌اند. نمونه‌های شناخته‌شدهٔ آمریکای شمالی، مجموعه زلزله‌های درون‌صفحه‌ای‌اند که در سال‌های ۱۸۱۱ تا ۱۸۱۲ در نزدیکی نیومَدرِد در میسوری رخ دادند و نیز زلزلهٔ سال ۱۸۸۶ چارلستون در کارولینای جنوبی. زلزله‌های سال ۱۹۷۶ تانگشان در چین، ۱۹۹۳ ماراتوادا در هند و ۲۰۰۱ بوج در هند نمونه‌های جدیدتر رویدادهای درون‌دالی خسارت‌زا هستند.

ارتباط انواع مرزهای صفحات — **شکل ۲.۱۷.** ارتباط متقابل میان مرزهای پشتهٔ گسترش‌یابنده، ناحیهٔ فرورانش و گسل تبدیل.

۲.۳.۳ رژیم‌های تکتونیکی

برای بسیاری از کاربردهای مهندسی، طبقه‌بندی نواحی زمین بر اساس زمین‌ساخت غالب آن‌ها مفید است؛ این نواحی رژیم‌های تکتونیکی نامیده می‌شوند. اگر نواحی میان اقیانوس‌ها و پشته‌های گسترش‌یابندهٔ آن‌ها را کنار بگذاریم، بیشتر نواحی قاره‌ای و نزدیک به قاره در جهان را می‌توان به یکی از سه رژیم تکتونیکی زیر نسبت داد (García et al., 2012):

نواحی تکتونیکی فعال: این نواحی با لرزه‌خیزی فعال و زلزله‌هایی در عمق کم، معمولاً کمتر از ۲۰ کیلومتر، در پوستهٔ زمین مشخص می‌شوند. گسل‌های تبدیل و دیگر انواع گسل‌های توصیف‌شده در بخش ۲.۴ می‌توانند در نواحی تکتونیکی فعال رخ دهند. این نواحی معمولاً نزدیک مرز صفحات‌اند. نمونه‌ها شامل کالیفرنیا، بخش‌هایی از تایوان و ژاپن، چین، نیوزیلند و بخش‌هایی از جنوب اروپا از جمله ایتالیا، یونان و ترکیه‌اند.

نواحی فرورانش: این نواحی نیز مانند نواحی تکتونیکی فعال لرزه‌خیزی فعال دارند و چندین ناحیه از آن‌ها تعداد زیادی رکورد حرکت زمین تولید کرده‌اند. بااین‌حال، نواحی فرورانش از نواحی تکتونیکی فعال متمایزند، زیرا سازوکار غالب در آن‌ها فرورانش، معمولاً فرورانش یک دال اقیانوسی زیر صفحهٔ قاره‌ای، است. برای نواحی فرورانش دو نوع چشمه در نظر گرفته می‌شود: رویدادهای فصل مشترکی میان دال اقیانوسی فرورونده و صفحهٔ قاره‌ای رویی، با عمق‌های کانونی معمولاً ۱۵ تا ۴۰ کیلومتر، و رویدادهای درون‌دالی درون دال فرورونده، با عمق‌های کانونی حدود ۴۰ تا ۱۰۰ کیلومتر. نمونه‌های نواحی فرورانش شامل سواحل غربی آمریکای جنوبی و مرکزی، بخش شمال‌غربی اقیانوس آرام در ایالات متحده، جنوب آلاسکا در زیر زنجیرهٔ جزایر آلوتی، شرق ژاپن، تایوان و نیوزیلند است.

نواحی قاره‌ای پایدار: این نواحی نزدیک مرز فعال صفحه‌ای نیستند و نرخ لرزه‌خیزی نسبتاً کمی دارند. بااین‌حال، پوستهٔ زمین در این نواحی نیز می‌تواند گسل‌خورده باشد و تنش‌های باقی‌مانده از فرایندهای زمین‌شناختی باستانی بر آن گسل‌ها اثر بگذارند. در نتیجه، زلزله‌ها در نواحی قاره‌ای پایدار نیز رخ می‌دهند؛ اما در نبود فعالیت انسانیِ القاکننده (بخش ۲.۶)، نسبتاً نادرند. به‌دلیل سطح کم تغییرشکل پوسته، پوستهٔ کم‌عمق در نواحی قاره‌ای پایدار می‌تواند سختی بیشتر و میرایی مادهٔ کمتری نسبت به نواحی نزدیک مرز صفحات داشته باشد و این ویژگی بر انتشار امواج لرزه‌ای اثر می‌گذارد.

۲.۴ گسل‌ها

هرچند نظریهٔ زمین‌ساخت صفحه‌ای معمولاً حرکت نسبی صفحات را به یکی از سه نوع مرز صفحه‌ای پیش‌گفته نسبت می‌دهد، بررسی در مقیاس کوچک‌تر نشان می‌دهد که تغییرشکل پوسته در نزدیکی مرز صفحات می‌تواند پیچیده باشد. در بعضی نواحی، مرزهای صفحات مجزا و به‌سادگی قابل‌شناسایی‌اند، اما در نواحی دیگر ممکن است مرزها گسترده باشند و لبهٔ صفحات شکسته شده و صفحه‌های کوچک‌تر یا ریزصفحات میان صفحات بزرگ‌تر گرفتار شده باشند. در مقیاس محلی، حرکت میان دو بخش از پوسته در ناپیوستگی‌هایی در ساختار زمین‌شناختی پوسته رخ می‌دهد که گسل نام دارند. بنابراین، تعیین مکان گسل‌ها و مشخصه‌یابی فعالیت آن‌ها جزء ضروری تحلیل خطر و ریسک لرزه‌ای است.

طول گسل‌ها ممکن است از چند متر تا صدها کیلومتر باشد و از سطح زمین تا عمق چند ده کیلومتر امتداد یابند. وجود آن‌ها ممکن است آشکار باشد و در پستی‌وبلندی سطح زمین دیده شود، یا تشخیص آن‌ها بسیار دشوار باشد. وجود یک گسل لزوماً به معنای انتظار وقوع زلزله‌های آینده نیست؛ حرکت ممکن است بی‌لرزه باشد یا گسل غیرفعال باشد. از سوی دیگر، نبود گسلش سطحیِ قابل‌مشاهده در مکانی مشخص تضمین نمی‌کند که زلزله‌ای در زیر آن مکان و بر اثر گسل‌های مدفون رخ ندهد. فعالیت گسل‌ها در فصل ۴، بخش ۴.۲، با جزئیات بیشتری بررسی می‌شود.

۲.۴.۱ نمادگذاری هندسی گسل‌ها و زلزله‌ها

برای توصیف جهت‌گیری یک گسل در فضا از نمادگذاری استاندارد زمین‌شناختی استفاده می‌شود. هرچند سطح یک گسل بزرگ ممکن است نامنظم باشد، معمولاً می‌توان آن را، دست‌کم در فاصله‌های کوتاه، به‌صورت یک صفحه تقریب زد. جهت‌گیری صفحهٔ گسل با امتداد و شیب آن توصیف می‌شود. امتداد گسل خط افقی حاصل از تقاطع صفحهٔ گسل با یک صفحهٔ افقی است، همان‌طور که در شکل ۲.۱۸ نشان داده شده است. سمت‌الرأس امتداد، برای مثال N60°E، برای توصیف جهت‌گیری گسل نسبت به شمال حقیقی به کار می‌رود. شیب رو به پایین صفحهٔ گسل با زاویهٔ شیب توصیف می‌شود؛ این زاویه بین صفحهٔ گسل و صفحهٔ افقی و در جهتی عمود بر امتداد اندازه‌گیری می‌شود. گسل قائم زاویهٔ شیب ۹۰ درجه دارد. از آنجا که جهت‌گیری یک خط دو سمت‌الرأس ممکن دارد، برای مثال N60°E همان خط N120°W را مشخص می‌کند، امتداد یکتا به‌صورت جهتی از گسل تعریف می‌شود که شیب در سمت راست اندازه‌گیری شود؛ در شکل ۲.۱۸، این جهت به سمت بالا و راست اشاره می‌کند (Aki and Richards, 1980).

نمادگذاری امتداد و شیب صفحهٔ گسل — **شکل ۲.۱۸.** نمادگذاری هندسی برای توصیف جهت‌گیری صفحهٔ گسل.

بااین‌حال، هندسهٔ گسل‌های واقعی به سادگیِ نشان‌داده‌شده در شکل ۲.۱۸ نیست. گسل‌ها ممکن است در فاصله‌های نسبتاً کوتاه به‌صورت صفحه ایده‌آل‌سازی شوند، اما در طول خود پیچ‌وخم دارند و امتداد و شیب آن‌ها تا حدی تغییر می‌کند. تغییرات پستی‌وبلندی، تقاطع با گسل‌های دیگر و ویژگی‌های دیگر می‌توانند گسل‌های طولانی را به مجموعه‌ای از قطعه‌های کوتاه‌تر تقسیم کنند که ممکن است به‌صورت جداگانه یا گروهی گسیخته شوند. این قطعه‌های کوتاه‌تر، همان‌طور که در فصل ۴ بحث می‌شود، معمولاً زلزله‌های کوچک‌تری نسبت به حالتی ایجاد می‌کنند که کل گسل یکجا گسیخته شود. شکل ۲.۱۹ گسل سن‌آندریاس در کالیفرنیا را نشان می‌دهد، از جمله قطعه‌هایی که در سال‌های ۱۸۵۷ و ۱۹۰۶ گسیخته‌اند. توجه کنید که گسل را می‌توان در بعضی قطعه‌های کوتاه خطی فرض کرد، اما در مقیاس وسیع چند خم مشخص دارد.

قطعه‌های گسیخته‌شدهٔ گسل سن‌آندریاس — **شکل ۲.۱۹.** گسل سن‌آندریاس در کالیفرنیا، با نشان‌دادن بخش‌هایی که در سال‌های ۱۸۵۷ و ۱۹۰۶ گسیخته‌اند.

برای توصیف مکان یک زلزله باید از اصطلاحات توصیفی پذیرفته‌شده استفاده کرد. زلزله‌ها بر اثر گسیختگی سنگ در امتداد یک گسل رخ می‌دهند و هرچند گسیختگی ممکن است هزاران کیلومترمربع از سطح صفحهٔ گسل را دربرگیرد، باید از نقطه‌ای آغاز شود. نقطه‌ای که گسیختگی در آن آغاز یا هسته‌گذاری می‌شود و نخستین امواج لرزه‌ای از آن سرچشمه می‌گیرند، کانون یا کانون زیرسطحی زلزله نام دارد (شکل ۲.۲۰). گسیختگی از کانون در سطح گسل با سرعتی پخش می‌شود که معمولاً در حدود ۲٫۴ تا ۳٫۰ کیلومتر بر ثانیه است (Somerville et al., 1999). هرچند گسیختگی گسل می‌تواند تا سطح زمین امتداد یابد، کانون در عمق کانونی یا عمق کانون زیرسطحی مشخصی زیر سطح زمین قرار دارد. نقطهٔ سطح زمین که درست بالای کانون قرار دارد مرکز سطحی نامیده می‌شود. فاصلهٔ روی سطح زمین میان یک ناظر یا ساختگاه و مرکز سطحی، فاصلهٔ مرکز سطحی نام دارد و فاصلهٔ میان ناظر و کانون، فاصلهٔ کانونی یا فاصلهٔ کانون زیرسطحی نامیده می‌شود.

نمادگذاری مرکز سطحی، کانون و فاصله‌ها — **شکل ۲.۲۰.** نمادگذاری برای توصیف مکان زلزله.

۲.۴.۲ حرکت گسل

نوع حرکت یا لغزش رخ‌داده در یک گسل معمولاً به مؤلفه‌هایی در جهت امتداد و شیب تجزیه می‌شود. هرچند وجود مقداری لغزش در هر دو جهت اجتناب‌ناپذیر است، اغلب لغزش در یکی از دو جهت غالب خواهد بود.

۲.۴.۲.۱ حرکت لغزش شیبی

حرکت گسل که عمدتاً در جهت شیب، یا عمود بر امتداد، رخ می‌دهد، حرکت لغزش شیبی نامیده می‌شود. انواع مختلفی از حرکت‌های لغزش شیبی وجود دارد که بر اساس جهت حرکت و زاویهٔ شیب گسل طبقه‌بندی می‌شوند. گسل‌های نرمال، که در شکل ۲.۲۱ نشان داده شده‌اند، زمانی رخ می‌دهند که مؤلفهٔ افقی حرکت لغزش شیبی کششی باشد و مادهٔ بالای گسل شیب‌دار، که دیوارهٔ فرادیواره نام دارد، نسبت به مادهٔ زیر گسل، یعنی دیوارهٔ فرودیواره، به سمت پایین حرکت کند. گسلش نرمال معمولاً با تنش‌های کششی در پوسته همراه است و به کشیدگی افقی پوسته می‌انجامد. وقتی مؤلفهٔ افقی حرکت لغزش شیبی فشاری باشد و مادهٔ بالای گسل نسبت به مادهٔ زیر آن به سمت بالا حرکت کند، گسلش معکوس رخ داده است. حرکت روی گسل‌های معکوس، که در شکل ۲.۲۲ نشان داده شده، به کوتاه‌شدن افقی پوسته می‌انجامد. نوع خاصی از گسل معکوس، گسل رانده است که زمانی رخ می‌دهد که صفحهٔ گسل زاویهٔ شیب کمی داشته باشد.

گسلش نرمال و پرتگاه سطحی آن — **شکل ۲.۲۱.** گسلش نرمال: (الف) نمایش شماتیک (پس از Noson et al., 1988)؛ (ب) پرتگاه گسل نرمال که زلزلهٔ دیکسی–فِیرْویو در سال ۱۹۵۴ در نوادا ایجاد کرد (USGS).

گسلش معکوس و نمونهٔ میدانی آن — **شکل ۲.۲۲.** گسلش معکوس: (الف) نمایش شماتیک (پس از Noson et al., 1988)؛ (ب) گسلش معکوس در ووفِنگ تایوان در زلزلهٔ چی‌چی در سال ۱۹۹۹ (عکس از Steve Kramer).

گسل‌های لغزش شیبی همیشه تا سطح زمین گسیخته نمی‌شوند، همان‌طور که در شکل ۲.۲۳ دیده می‌شود. وقتی گسل گسیختگی‌ای ایجاد کند که به سطح نرسد، گسل مدفون یا کور نامیده می‌شود. برای مثال، زلزلهٔ سال ۱۹۹۴ نورتریج در یک گسل معکوس کور رخ داد؛ این گسل چند کیلومتر زیر سنگ یا رسوبی مدفون بود که آن‌قدر شکل‌پذیر بود که گسیختگی به سطح زمین امتداد نیافت (Yeats and Huftile, 1995).

**شکل ۲.۲۳.** گسل رانش کور که جابه‌جایی تکتونیکی ایجاد می‌کند، اما گسیختگی سطح زمین ایجاد نمی‌کند. (USGS.)

۲.۴.۲.۲ حرکت امتدادلغز

حرکت گسل که موازی با امتداد رخ می‌دهد، حرکت امتدادلغز نامیده می‌شود. گسل‌های امتدادلغز معمولاً تقریباً قائم‌اند. این گسل‌ها بر اساس جهت نسبی حرکت مواد در دو سوی گسل نیز طبقه‌بندی می‌شوند. ناظری که نزدیک یک گسل امتدادلغز راست‌بر ایستاده باشد، مشاهده می‌کند که زمین در سوی دیگر گسل به سمت راست حرکت می‌کند. به‌طور مشابه، ناظر مجاور گسل امتدادلغز چپ‌بر مشاهده می‌کند که ماده در سوی دیگر به سمت چپ حرکت می‌کند. گسل امتدادلغز نشان‌داده‌شده در شکل ۲.۲۴الف، گسل امتدادلغز چپ‌بر است. گسل سن‌آندریاس در کالیفرنیا نمونهٔ بسیار خوبی از گسلش امتدادلغز راست‌بر است؛ در زلزلهٔ سان‌فرانسیسکو در سال ۱۹۰۶، چند جاده و نرده در شمال سان‌فرانسیسکو تقریباً ۶ متر جابه‌جا شدند.

گسلش امتدادلغز چپ‌بر و راست‌بر — **شکل ۲.۲۴.** (الف) گسلش امتدادلغز چپ‌بر (از Noson et al., 1988)؛ (ب) نمای قائم درختانی که بر اثر گسلش امتدادلغز راست‌بر در باغ مرکبات، در زلزلهٔ درهٔ امپریال در سال ۱۹۴۰، جابه‌جا شده‌اند (عکس از Rockwell and Klinger, 2013).

سامانه‌های منفرد گسل امتدادلغز ممکن است خم‌هایی داشته باشند که در آن‌ها امتداد گسل در طول گسل تغییر می‌کند، یا پله‌هایی داشته باشند که در آن‌ها گسل از قطعه‌های ناپیوسته تشکیل شده است. سینماتیک گسیختگی‌های امتدادلغز ایجاب می‌کند که پوسته در نزدیکی خم‌ها یا پله‌ها دچار کشش یا فشار موضعی شود (شکل ۲.۲۵). برای مثال، خم بزرگ چپ‌پله در گسل راست‌بر سن‌آندریاس (شکل ۲.۱۹) فشار ایجاد می‌کند و باعث تشکیل گسل‌های معکوس گسترده و کوه‌زایی در جنوب کالیفرنیا شده است. از سوی دیگر، همان‌طور که در شکل ۲.۲۶ نشان داده شده است، پله‌های راست‌پله در گسل راست‌بر آناتولی شمالی، که زلزلهٔ کوجائلی ترکیه با بزرگای ۷٫۵ را در سال ۱۹۹۹ ایجاد کرد، کشش و گرابن‌های فرونشسته به وجود می‌آورند. این گرابن‌ها موقعیت خط ساحلی خلیج ازمیت و فرورفتگی محل دریاچهٔ ساپانجا را کنترل می‌کنند (Lettis et al., 2002).

ناحیه‌های فشار و کشش ناشی از پله‌های گسل — **شکل ۲.۲۵.** شرایط تنش پوسته ناشی از پله‌ها: (الف) فشار ناشی از خم چپ‌پله در گسل امتدادلغز راست‌بر و (ب) کشش ناشی از خم راست‌پله در گسل امتدادلغز راست‌بر.

به‌طور کلی، قطعه‌های گسل ممکن است در عمق به یکدیگر متصل باشند یا نباشند؛ این موضوع دربارهٔ اینکه گسل‌ها یا قطعه‌های گسل احتمالاً در زلزله‌هایی جداگانه و به‌صورت منفرد گسیخته می‌شوند یا در یک زلزلهٔ بزرگ‌تر یکجا گسیخته خواهند شد، عدم‌قطعیت ایجاد می‌کند (بخش ۴.۲.۲). زلزله‌های بزرگ معمولاً چند قطعهٔ گسل را گسیخته می‌کنند، اما پله‌های عریض ممکن است جلوی آن‌ها را بگیرند. برای مثال، گسیختگی زلزلهٔ کوجائلی در شکل ۲.۲۶ در چهار قطعه و از میان چند شکاف و پله رخ داد، اما پله‌های دو انتهای شرقی و غربی آن را متوقف کردند. Lettis et al. (2002) دریافتند که پله‌هایی با عرض ۴ تا ۵ کیلومتر معمولاً گسیختگی گسل امتدادلغز را متوقف کرده‌اند، اما پله‌های کوچک‌تر با حرکت‌های بزرگ گسل قابل‌گسیختن‌اند؛ عرض پلهٔ حدود ۱ تا ۲ کیلومتر به‌ازای هر ۱ متر جابه‌جایی گسل، نمونه‌ای از این مقیاس است.

قطعه‌های گسیخته‌شدهٔ گسل آناتولی شمالی — **شکل ۲.۲۶.** بخشی از گسل آناتولی شمالی که در زلزلهٔ کوجائلی در ۱۷ اوت ۱۹۹۹ گسیخته شد. گسیختگی چهار قطعهٔ گسل متمایز را، از شرق به غرب شامل کارادِره، ساکاریا، ساپانجا و گولجوک، با پله‌های راست‌پله گسیخت. (پس از Lettis et al., 2002.)

۲.۴.۲.۳ حرکت مورب

بیشتر حرکت‌های گسل نه کاملاً امتدادلغز و نه کاملاً لغزش شیبی‌اند، بلکه هر دو مؤلفه را دارند. هنگامی که هر دو مؤلفهٔ لغزش قابل‌توجه باشند، حرکت گسل مورب نامیده می‌شود. جهت لغزش را می‌توان با زاویهٔ لغزش نشان‌داده‌شده در شکل ۲.۲۷ کمّی کرد. زاویهٔ لغزش، زاویهٔ پادساعت‌گرد درون صفحهٔ گسل، از خطی که از کانون و در جهت امتداد رسم شده است تا جهت لغزش تعریف می‌شود. طبق قرارداد، زاویهٔ لغزش به‌صورت حرکت دیوارهٔ فرادیواره نسبت به دیوارهٔ فرودیواره تعریف می‌شود. ناظری که در کانون قرار دارد و در جهت امتداد نگاه می‌کند، در حالی که دیوارهٔ فرودیواره در سمت چپ اوست، زاویهٔ لغزش را پادساعت‌گرد نسبت به جهت امتداد اندازه می‌گیرد (Aki and Richards, 1980)؛ این وضعیت در شکل ۲.۲۷ نشان داده شده است. با این قرارداد، لغزش شیبی خالص برای گسلش معکوس زاویهٔ لغزش ۹۰ درجه و برای گسلش نرمال ۹۰− درجه دارد و گسلش امتدادلغز خالص برای گسلش چپ‌بر صفر درجه و برای گسلش راست‌بر ۱۸۰ درجه است. برای نمونه، لغزش گسل در زلزلهٔ سال ۱۹۸۹ لوما پریتا در کالیفرنیا، هم مؤلفهٔ رانشی و هم مؤلفهٔ امتدادلغز راست‌بر داشت و زاویهٔ لغزش آن ۱۴۰ درجه بود.

جهت لغزش و زاویهٔ لغزش در صفحهٔ گسل — **شکل ۲.۲۷.** توصیف صفحه‌ای گسیختگی گسل زلزله، شامل جهت لغزش و زاویهٔ لغزش. (پس از Aki and Richards, 1980.)

مثال ۲.۱

قطعه‌ای از گسل سن‌آندریاس در نزدیکی سن‌برناردینو در کالیفرنیا با خط‌چین در شکل ۲.۱۹ نشان داده شده است. در این قطعه از گسل، شیب گسل در زاویه‌های متغیر به سمت شمال‌شرق است. زاویهٔ امتداد چیست؟ اگر در این مکان زلزله‌ای راست‌بر رخ دهد، زاویهٔ لغزش آن چقدر خواهد بود؟

حل: چون شیب گسل به سمت شمال‌شرق است، دیوارهٔ فرادیواره در شمال‌شرق قرار دارد و جهت امتداد زاویه‌ای از شمال تا گسل است که دیوارهٔ فرادیواره در سمت راست ناظر قرار گیرد. در مکان مشخص‌شده در شکل ۲.۱۹، این زاویه تقریباً ۸۰ درجه غرب از شمال است که به‌صورت N80°W نوشته می‌شود. چون گسل سن‌آندریاس راست‌بر است، زاویهٔ لغزش یک رویداد امتدادلغز خالص ۱۸۰ درجه است.

۲.۴.۲.۴ حل تانسور گشتاور

ماهیت حرکت گسل در کانون یک زلزلهٔ مشخص را می‌توان با بررسی موج‌های P نخست‌رسیده در مجموعه‌ای از لرزه‌نگارها تعیین کرد. حل‌های تحلیلی موج‌های P که از چشمه‌ای ایده‌آل‌شده به‌صورت زوج نیرو، یا کوپل دوگانه، منتشر می‌شوند (شکل ۲.۲۸الف)، لوب‌های فشار و انبساطی را نشان می‌دهند که نسبت به یکدیگر ۹۰ درجه و نسبت به محورهای کوپل دوگانه ۴۵ درجه جهت‌گیری دارند (شکل ۲.۲۸ب). بنابراین، موج‌های P نخست‌رسیده در بعضی ابزارها فشاری و در ایستگاه‌های دیگر اتساعی یا انبساطی خواهند بود. با مقایسهٔ مکان ایستگاه‌های یک شبکهٔ سه‌بعدی که نخستین رسیدهای فشاری و اتساعی را اندازه می‌گیرند، زلزله‌شناسان می‌توانند جهت‌گیری صفحه‌هایی را تعیین کنند که لوب‌های مختلف را از هم جدا می‌کنند؛ یکی از این صفحه‌ها صفحهٔ گسل است. این جهت‌گیری‌های صفحه‌ای، همراه با مکان کانونی، یعنی عرض جغرافیایی، طول جغرافیایی و عمق، حل تانسور گشتاور یک زلزله را تشکیل می‌دهند.

تابش موج P و کوپل دوگانه — **شکل ۲.۲۸.** تابش موج P: (الف) کوپل دوگانه؛ (ب) دامنه‌های موج P و حرکت ذرات، که با پیکان‌های درون لوب‌ها نشان داده شده‌اند. لوب مثبت نشان‌دهندهٔ کشش اولیه و لوب منفی نشان‌دهندهٔ فشار اولیه است. (پس از Stein and Wysession, 2003؛ با اجازهٔ Springer Nature BV.)

جهت‌گیری سه‌بعدی لوب‌های فشاری و اتساعی را می‌توان روی تصویر استریوگرافیک نیم‌کرهٔ پایینی ترسیم کرد. در این نمودارهای تانسور گشتاور، جهت‌های فشار اولیه با سفید و اتساع اولیه با خاکستری یا سیاه نشان داده می‌شوند. نمودار حاصل، که گاهی نمودار توپ ساحلی نامیده می‌شود، سازوکار گسلش را نشان می‌دهد. شکل ۲.۲۹ مجموعه‌ای از نمودارهای توپ ساحلی را برای گسلش ایده‌آل، یعنی امتدادلغز خالص، نرمال و معکوس، و برای یک حالت گسلش مورب، عمدتاً معکوس با مقداری امتدادلغز، نشان می‌دهد. شکل ۲.۳۰ سازوکارهای کانونی مجموعه‌ای از زلزله‌ها در ناحیهٔ مدیترانهٔ شرقی را نشان می‌دهد. به حرکت امتدادلغز در امتداد گسل آناتولی شمالی در شمال ترکیه، گسلش نرمال در جنوب‌غربی ترکیه و یونان و گسلش معکوس در کرت و قبرس توجه کنید؛ همهٔ این موارد با حرکت‌های شناخته‌شدهٔ صفحات در این نواحی سازگارند.

تانسورهای گشتاور برای سازوکارهای مختلف گسلش — **شکل ۲.۲۹.** (الف) نماهای جانبی و پلان تانسور گشتاور؛ (ب) تانسورهای گشتاور برای انواع مختلف گسلش. نمودارهای چپ و راست پیکربندی‌های جایگزین گسل را نشان می‌دهند که با تانسور گشتاور مرکزی مرتبط‌اند.

سازوکارهای کانونی در مدیترانهٔ شرقی — **شکل ۲.۳۰.** تانسورهای گشتاور که سازوکارهای کانونی را در ناحیهٔ مدیترانهٔ شرقی نشان می‌دهند. (با تغییر از Dwivedi and Hayashi, 2010 و McClusky et al., 2000؛ با اجازهٔ Springer Nature BV.)

مثال ۲.۲

رویداد توصیف‌شده در مثال ۲.۱ را دوباره در نظر بگیرید. تانسور گشتاور رویداد را رسم کنید.

حل: برای زلزله‌ای امتدادلغز و راست‌بر با امتداد N80°W، تانسور گشتاور همانند شکل زیر است. تانسورهای گشتاور دو امتداد گسل جایگزین را فراهم می‌کنند.

نمودار کوچک تانسور گشتاور برای مثال ۲.۲ — نمودار تانسور گشتاور برای رویداد راست‌بر و امتدادلغز مثال ۲.۲.

۲.۴.۲.۵ وارون‌سازی چشمه

پس از ثبت کل شکل موج، که ممکن است در زلزله‌های بسیار بزرگ و در ایستگاه‌های دوردست زمان ببرد، می‌توان از چندین ثبت برای محاسبهٔ معکوس فرایند گسیختگی در سطح گسلی استفاده کرد؛ این محاسبه مدلی از گسیختگی را تعیین می‌کند که با مجموعهٔ بزرگی از حرکت‌های زمین ثبت‌شده بهترین انطباق را دارد. این مدل‌های چشمه معمولاً منابع دادهٔ دیگری، از جمله جابه‌جایی‌های دائمی پوسته که از حسگرهای ماهواره‌ای استنباط می‌شوند، را نیز در نظر می‌گیرند. چنین وارون‌سازی‌هایی امکان برآورد ابعاد گسیختگی و توزیع لغزش در بخش گسیختهٔ گسل را فراهم می‌کنند. آزمایشگاه‌های زلزله‌شناسی در مناطق مختلف معمولاً بلافاصله پس از لرزش، وارون‌سازی‌های مقدماتی چشمه را انجام داده و به‌صورت برخط منتشر می‌کنند و پس از گردآوری و بررسی داده‌های بیشتر، این وارون‌سازی‌ها را اصلاح می‌کنند. نمونه‌هایی از وارون‌سازی چشمه در فصل ۳، بخش ۳.۴.۱.۱، ارائه شده است.

۲.۵ نظریهٔ بازگشت الاستیک

صفحات زمین همواره در حرکت‌اند و زمین‌ساخت صفحه‌ای نشان می‌دهد که بیشتر تغییرشکل مرتبط با حرکت نسبی آن‌ها در نزدیکی مرزهای صفحات رخ می‌دهد. آثار بلندمدت این حرکت را می‌توان در سوابق زمین‌شناختی مشاهده کرد؛ این سوابق جابه‌جایی‌هایی را نشان می‌دهند که در دوره‌های بسیار طولانی رخ داده‌اند. این آثار ممکن است در مجاورت فوری گسل‌ها آشکارتر باشند؛ برای گسل‌ها، نرخ نسبی جابه‌جایی یک سوی گسل نسبت به سوی دیگر، نرخ لغزش نامیده می‌شود و واحد سرعت دارد، مانند میلی‌متر بر سال. گسل‌های با نرخ لغزش زیاد، به‌دلیل نرخ بیشتر وقوع زلزله، آثار برجسته‌تری در سوابق زمین‌شناختی ایجاد می‌کنند.

با ظهور سامانه‌های موقعیت‌یابی جهانی با دقت زیاد، یعنی GPS، جابه‌جایی‌ها را می‌توان در مقیاس‌های زمانی بسیار کوتاه و حتی به‌صورت پیوسته، با تفکیک‌پذیری تا مقیاس میلی‌متر، مشاهده کرد. آرایه‌های گیرنده‌های GPS، که معمولاً با فاصله‌هایی در حدود ۱۰ کیلومتر از یکدیگر قرار می‌گیرند، می‌توانند جهت و نرخ جابه‌جایی‌های پوسته را در دوره‌های آرام میان زلزله‌ها اندازه‌گیری کنند (شکل ۲.۳۱) و نیز جابه‌جایی‌های ناگهانی ناشی از زلزله را ثبت کنند (شکل ۲.۲۱، شکل ۲.۲۲، شکل ۲.۲۴ و شکل ۴.۳). رادار دهانهٔ ترکیبی تداخل‌سنج، یا InSAR، از تغییرات فاز موج رادار میان زمان‌های مختلف، معمولاً با فاصلهٔ ۱۰ تا ۵۰ روز، برای محاسبهٔ توزیع مکانی جابه‌جایی‌ها در دورهٔ میان دو تصویر استفاده می‌کند. تفکیک‌پذیری زمانی زیاد اندازه‌گیری‌های GPS مکمل تفکیک‌پذیری مکانی زیاد اندازه‌گیری‌های InSAR است و می‌توان آن‌ها را برای روشن‌کردن سازوکارهایی ترکیب کرد که در مناطق مختلف به وقوع زلزله و نرخ لغزش در امتداد گسل‌ها می‌انجامند. با ترکیب تغییرشکل‌های سطحی اندازه‌گیری‌شده با مدل‌های عددی صفحات پوسته، می‌توان دربارهٔ تغییرشکل‌های زیرسطحی، حتی در امتداد خود گسل، بینش به دست آورد.

سرعت‌های پوسته در دو سوی گسل سن‌آندریاس — **شکل ۲.۳۱.** سرعت‌های پوسته در جنوب کالیفرنیا نسبت به نواحی مرجع روی صفحهٔ آمریکای شمالی که در فاصلهٔ زیادی در شرق مرز صفحه در گسل سن‌آندریاس قرار دارند. با حرکت ناظر از جنوب‌غرب به شمال‌شرق در عرض گسل سن‌آندریاس، سرعت‌ها کاهش می‌یابند و بیشینهٔ سرعت در نواحی ساحلی حدود ۵۰ میلی‌متر بر سال است. اختلاف سرعت‌ها در عرض گسل سن‌آندریاس تقریباً نرخ لغزش گسل است. بردارهای سرعت از سرعت‌های اندازه‌گیری‌شده در ایستگاه‌های سامانهٔ جهانی ناوبری ماهواره‌ای، یعنی نقطه‌های سیاه، با تفکیک‌پذیری ۰٫۵ درجه و با استفاده از الگوریتم درون‌یابی Shen et al. (2015) درون‌یابی شده‌اند. اختصارها: TR، رشته‌کوه عرضی؛ GAR، گسل گارلاک؛ SJ، گسل سن‌خاسینتو؛ ELS، گسل ال‌سینور؛ IMP، گسل امپریال؛ ECSZ، پهنهٔ برشی شرق کالیفرنیا؛ BR، حوضه و رشته‌کوه. (تصویر از UNAVCO، با سپاس از David Mencin.)

با حرکت نسبی صفحات، انرژی کرنشی الاستیک در مواد نزدیک مرز ذخیره می‌شود و تنش‌های برشی روی سطوح گسلی جداکنندهٔ صفحات افزایش می‌یابد. هنگامی که تنش برشی به مقاومت برشی سنگ در امتداد گسل برسد، سنگ در یک نقطهٔ هسته‌گذاری گسیخته می‌شود و انرژی کرنشی انباشته آزاد می‌گردد. آثار این گسیختگی به ماهیت سنگ در امتداد گسل بستگی دارد. اگر سنگ ضعیف و شکل‌پذیر باشد، مقدار اندک انرژی کرنشی قابل‌ذخیره به‌آرامی آزاد می‌شود و حرکت به‌صورت بی‌لرزه رخ می‌دهد. اما اگر سنگ قوی و شکننده باشد، گسیختگی سریع خواهد بود. گسیختگی سنگ انرژی ذخیره‌شده را به‌صورت انفجاری آزاد می‌کند؛ بخشی از این انرژی به شکل گرما و بخشی به شکل امواج تنشی آزاد می‌شود که حرکت زمین زلزله را ایجاد می‌کنند. نظریهٔ بازگشت الاستیک (Reid, 1911) این فرایند انباشت و آزادشدن پی‌درپی انرژی کرنشی در سنگ مجاور گسل‌ها را توضیح می‌دهد. این فرایند اغلب همانند شکل ۲.۳۲ نشان داده می‌شود.

مراحل نظریهٔ بازگشت الاستیک — **شکل ۲.۳۲.** نظریهٔ بازگشت الاستیک زلزله‌ها. (الف) تغییرشکل مادهٔ شکل‌پذیر، یعنی سنگ یا چوب، بر اثر حرکت نسبی صفحات در دو طرف راست و چپ؛ (ب) شکست سنگ شکننده در امتداد گسل یا شکست چوب شکننده در خمش. (پس از Foster, R.J., General Geology, 5/e, © 1988؛ با اجازهٔ Prentice Hall, Upper Saddle River, NJ.)

ماهیت انباشت و آزادشدن تنش اهمیت دارد. گسل‌ها نه از نظر هندسی و نه از نظر ویژگی‌های مواد یکنواخت نیستند و ممکن است در سطح گسل نواحی قوی و ضعیف وجود داشته باشد. نواحی قوی‌تر، که برخی آن‌ها را ناهمواری‌های مقاوم و برخی دیگر مانع می‌نامند (Kanamori and Stewart, 1978; Aki, 1979)، اهمیت ویژه‌ای دارند. مدل ناهمواری مقاوم گسیختگی گسل فرض می‌کند که تنش‌های برشی پیش از زلزله در سراسر گسل یکنواخت نیستند، زیرا در نواحی ضعیف‌تر بر اثر خزش یا پیش‌لرزه‌ها تنش آزاد شده است. آزادشدن تنش‌های باقی‌مانده در ناهمواری‌های مقاوم، زلزلهٔ اصلی را ایجاد می‌کند و سطح گسیخته را در وضعیت تنش یکنواخت باقی می‌گذارد. در مدل مانع، فرض می‌شود تنش‌های پیش از زلزله روی گسل یکنواخت‌اند. با وقوع زلزلهٔ اصلی، تنش‌ها از همهٔ بخش‌های گسل، به‌جز مانع‌های قوی‌تر، آزاد می‌شوند؛ سپس پس‌لرزه‌ها هنگام سازگارشدن سنگ با میدان تنش یکنواخت جدید رخ می‌دهند. از آنجا که هم پیش‌لرزه و هم پس‌لرزه معمولاً مشاهده می‌شوند، به‌نظر می‌رسد بعضی نواحی قوی مانند ناهمواری مقاوم و بعضی دیگر مانند مانع رفتار می‌کنند (Aki, 1984). اهمیت مهندسی ناهمواری‌های مقاوم و مانع‌ها در اثر آن‌ها بر ویژگی‌های لرزش زمین نزدیک گسل است. ساختگاهی که نزدیک یکی از این نواحی قوی قرار گرفته باشد، ممکن است لرزش شدیدتری از ساختگاهی با فاصلهٔ برابر از گسل اما دورتر از ناحیهٔ قوی تجربه کند. در فاصله‌های بیشتر از گسل، آثار ناهمگنی گسل کاهش می‌یابد. متأسفانه هنوز روش‌هایی برای تعیین مکان ناهمواری‌های مقاوم یا مانع‌ها پیش از گسیختگی ایجاد نشده است.

مثال ۲.۳

بخش گسل سن‌آندریاس از مثال ۲.۱ را دوباره در نظر بگیرید. نرخ لغزش تقریبی در امتداد گسل چقدر است؟

حل: سرعت‌های پوسته در جنوب‌غرب و شمال‌شرق گسل به‌ترتیب تقریباً ۵۰ و ۲۰ میلی‌متر بر سال‌اند. نرخ لغزش سازه‌های گسلی میانی برابر اختلاف این دو مقدار، یعنی تقریباً ۳۰ میلی‌متر بر سال، است.

۲.۵.۱ ارتباط با تکرارپذیری زلزله

نظریهٔ بازگشت الاستیک نشان می‌دهد وقوع زلزله تنش‌ها را در بخشی از گسل که گسیخته می‌شود کاهش می‌دهد و گسیختگی بعدی در آن قطعه تا زمانی رخ نمی‌دهد که تنش‌های زیاد دوباره انباشته شوند. بنابراین احتمال وقوع زلزله در یک قطعهٔ گسل مشخص باید به‌نحوی با زمان سپری‌شده از آخرین زلزله و شاید با مقدار انرژی آزادشده در آن زلزله ارتباط داشته باشد. بنابراین از دید احتمالاتی، زلزله‌های منفرد روی یک قطعهٔ گسل مشخص را نباید رویدادهایی تصادفی و مستقل از یکدیگر در زمان دانست. این ویژگی در پیش‌بینی حرکت‌های زمین آینده، همان‌طور که در تحلیل خطر لرزه‌ای فصل ۴ انجام می‌شود، اهمیت دارد.

چون زلزله‌ها انرژی کرنشی انباشته‌شده در گسل‌ها را آزاد می‌کنند، احتمال وقوع آن‌ها در مناطقی بیشتر است که برای مدتی فعالیت لرزه‌ای اندک یا هیچ فعالیتی در آن‌ها مشاهده نشده است. با ترسیم حرکت گسل و فعالیت تاریخی زلزله‌ها در امتداد یک گسل، می‌توان شکاف‌هایی در فعالیت لرزه‌ای را در مکان‌های مشخصی از گسل شناسایی کرد. بر اساس نظریهٔ بازگشت الاستیک، یا حرکت به‌صورت بی‌لرزه رخ می‌دهد یا انرژی کرنشی در نزدیکی این شکاف‌های لرزه‌ای در حال انباشت است. در مناطقی که معلوم باشد حالت دوم برقرار است، شکاف‌های لرزه‌ای باید محتمل‌ترین مکان وقوع زلزله‌های آینده باشند (McCann et al., 1979). شماری از شکاف‌های لرزه‌ای در سراسر جهان شناسایی شده‌اند و پس از آن زلزله‌های بزرگ در چندین مورد از آن‌ها رخ داده است. زلزلهٔ لوما پریتا در سال ۱۹۸۹ در گسلی درون سامانهٔ گسل سن‌آندریاس، یعنی گسل زایانته، رخ داد که پیش‌تر به‌عنوان شکاف شناسایی شده بود؛ این وضعیت در شکل ۲.۳۳ نشان داده شده است. همان‌طور که در فصل ۴ با جزئیات بیشتری توضیح داده می‌شود، از شناخت شکاف‌های لرزه‌ای برای تحلیل احتمال زلزله‌های بزرگ آینده استفاده می‌شود.

شکاف لرزه‌ای لوما پریتا در امتداد گسل سن‌آندریاس — **شکل ۲.۳۳.** مقطع عرضی گسل سن‌آندریاس از شمال سان‌فرانسیسکو تا جنوب پارکفیلد: (الف) لرزه‌خیزی در ۲۰ سال پیش از زلزلهٔ لوما پریتا در سال ۱۹۸۹، با برجسته‌کردن شکاف لوما پریتا؛ (ب) زلزلهٔ اصلی، با دایرهٔ توخالی، و پس‌لرزه‌های زلزلهٔ لوما پریتا. به شکاف‌های باقی‌مانده میان سان‌فرانسیسکو و درهٔ پورتولا و در جنوب پارکفیلد توجه کنید. (پس از Plafker and Galloway, 1989.)

۲.۵.۲ ارتباط با محیط تکتونیکی

بازگشت الاستیک همچنین نشان می‌دهد محیط‌های تکتونیکی که توان ذخیرهٔ مقدارهای متفاوتی از انرژی را دارند، زلزله‌هایی با اندازه‌های متفاوت ایجاد خواهند کرد. برای مثال، محیط تکتونیکی نزدیک مرز صفحه‌ای پشتهٔ گسترش‌یابنده را در نظر بگیرید. نخست، پوسته نازک است؛ بنابراین حجم سنگی که انرژی کرنشی در آن می‌تواند انباشته شود کم است. دوم، مؤلفهٔ افقی حرکت نسبی صفحات کششی است؛ در نتیجه تنش نرمال روی صفحهٔ گسل و همراه با آن مقاومت گسیختگی کم است. سوم، سنگ نسبتاً گرم و شکل‌پذیر است و بنابراین انرژی کرنشی را مانند نواحی دیگر به‌صورت ناگهانی آزاد نمی‌کند. این عوامل در مجموع مقدار کل انرژی کرنشی قابل‌انباشت و آزادشدن ناگهانی در مرز پشتهٔ گسترش‌یابنده را محدود می‌کنند و نبود زلزله‌های بسیار بزرگ در این مرزها را توضیح می‌دهند.

تا زمانی که پوستهٔ اقیانوسی از یک پشتهٔ گسترش‌یابنده به ناحیهٔ فرورانش حرکت کند، سردتر، ضخیم‌تر و قوی‌تر شده است. حرکت نسبی صفحات به سمت یکدیگر است و در نتیجه تنش‌های نرمال فشاری زیاد، مقاومت گسیختگی روی صفحهٔ گسل را افزایش می‌دهند. چون مرزهای نواحی فرورانش شیب‌دارند، مساحت بالقوهٔ گسیختگی زیاد است. همهٔ این عوامل از انباشت بالقوهٔ مقدارهای بسیار بزرگ انرژی کرنشی پشتیبانی می‌کنند؛ انرژی‌ای که در صورت آزادشدن ناگهانی می‌تواند زلزله‌های عظیم ایجاد کند. در واقع، بزرگ‌ترین زلزله‌های ثبت‌شده در فصل مشترک‌های نواحی فرورانش ایجاد شده‌اند.

در گسل‌های تبدیل، سنگ معمولاً سرد و شکننده است، اما تنش‌های فشاری بزرگ معمولاً ایجاد نمی‌شوند، زیرا گسل‌ها اغلب تقریباً قائم‌اند و حرکت معمولاً ماهیت امتدادلغز دارد. چون عمق گسلش در گسل‌های تبدیل محدود است، مقدار کل انرژی کرنشی قابل‌ذخیره با طول گسیختگی کنترل می‌شود. زلزله‌های بسیار بزرگی با طول گسیختگی صدها کیلومتر در گسل‌های تبدیل مشاهده شده‌اند، اما ممکن است وقوع زلزله‌های واقعاً عظیم، یعنی زلزله‌هایی با بزرگای حدود ۸٫۵ یا بیشتر، در آن‌ها ممکن نباشد.

۲.۶ لرزه‌خیزی القایی

زلزله‌ها زمانی رخ می‌دهند که تنش برشی اعمال‌شده بر صفحهٔ گسل از مقاومت برشی موجود بیشتر شود. این مقاومت برشی نیز به حاصل‌ضرب ضریب اصطکاک μ و اختلاف تنش σ_n − u مربوط است؛ در این رابطه، σ_n تنش نرمال روی گسل و u فشار سیال حفره‌ای است (Ellsworth, 2013). بنابراین زلزله‌ها زمانی رخ می‌دهند که تنش‌های برشی اعمال‌شده از یک مقاومت برشی اسمی، که احتمالاً با زمان تغییر نمی‌کند، بیشتر شوند؛ این حالت دربارهٔ زلزله‌های با منشأ تکتونیکی است که عمدتاً در مرز صفحات رخ می‌دهند و در بخش ۲.۵ توضیح داده شد. بااین‌حال، تغییرات تنش انسان‌زاد نیز می‌تواند به همین روش باعث وقوع زلزله شود. افزون بر این، حتی در شرایط تنش برشی ثابت، کاهش انسان‌زاد مقاومت برشی می‌تواند گسیختگی برشی و زلزله ایجاد کند.

۲.۶.۱ زلزله‌های القاشده بر اثر تزریق سیال در چاه‌ها

شماری از فرایندهای صنعتی، که معمولاً به استخراج نفت و گاز مربوط‌اند، شامل تزریق سیال از چاه‌ها به پوستهٔ زمین می‌شوند (Rubinstein and Mahani, 2015):

شکست هیدرولیکی، که معمولاً فرکینگ نامیده می‌شود، شامل تزریق سیال با فشار زیاد برای شکستن سنگ و افزایش مسیرهای جریان سیال به سوی چاه است.
دفع فاضاب، که شامل تزریق پسماند به سازندهای سنگی عمیق زیرزمینی با نفوذپذیری زیاد است. این فاضلاب منابع گوناگونی دارد، از جمله آب بازیابی‌شده هنگام استخراج نفت و گاز و سیال مصرف‌شدهٔ شکست هیدرولیکی.
بازیابی تقویت‌شدهٔ نفت، که شامل غرقاب‌کردن مخزن نفت و گاز با آب، بخار یا دی‌اکسیدکربن برای افزایش برداشت است. این فرایند با فرکینگ تفاوت دارد، زیرا فشار سیال مخزن در آن به‌طور چشمگیری افزایش نمی‌یابد.

تزریق سیال، عمدتاً با افزایش فشار سیال u، می‌تواند زلزله ایجاد کند؛ این افزایش فشار مقاومت برشی روی صفحهٔ گسل را تا حدی کاهش می‌دهد که با تنش‌های برشی پوسته برابر شود و گسیختگی را القا کند. این سازوکار به ناحیهٔ بلافاصله مجاور چاه محدود نیست، بلکه می‌تواند تا ۱۰ تا ۲۰ کیلومتر در راستای افقی از چاه و چند کیلومتر در عمق امتداد یابد (Rubinstein and Mahani, 2015). بیشتر چاه‌های تزریق باعث زلزله‌هایی نمی‌شوند که حرکت زمین محسوس ایجاد کنند؛ وجود گسلی تحت‌تنش و به‌اندازهٔ کافی بزرگ در نزدیکی چاه و وجود مسیرهای جریان سیال از نقطهٔ تزریق تا گسل از شرایط لازم‌اند. خود سیال لازم نیست از چاه تا گسل حرکت کند و افزایش فشار ناشی از تزریق سیال می‌تواند برای ایجاد گسیختگی کافی باشد.

نخستین زلزله‌هایی که ارتباط آن‌ها با تزریق سیال شناسایی شد، بر اثر بازیابی فاضلاب شیمیایی در زرادخانهٔ راکی ماونتین در دههٔ ۱۹۶۰ رخ دادند و رویدادهایی تا بزرگای M 4.9 ایجاد کردند (Herrmann et al., 1981). از سال ۲۰۰۹، بخش‌هایی از مرکز و شرق ایالات متحده افزایش چشمگیری در نرخ زلزله‌های با M > 3 داشته‌اند. همان‌طور که در شکل ۲.۳۴ نشان داده شده است، زلزله‌های تکتونیکی که بر داده‌های پیش از سال ۲۰۰۹ غالب‌اند، در سراسر منطقه پراکنده‌اند. در مقابل، افزایش شدید لرزه‌خیزی از سال ۲۰۰۹ در مرکز اوکلاهما، جنوب کانزاس، مرکز آرکانزاس، جنوب‌شرق کلرادو و شمال‌شرق نیومکزیکو و چندین بخش از تگزاس متمرکز است. برخی رویدادهای به‌ویژه بزرگ این توالی شامل زلزلهٔ ترینیداد کلرادو در سال ۲۰۱۱ با بزرگای ۵٫۳، زلزلهٔ پراگ اوکلاهما در سال ۲۰۱۱ با بزرگای ۵٫۶ و زلزلهٔ پاونی اوکلاهما در سال ۲۰۱۶ با بزرگای ۵٫۸ هستند. بیشتر افزایش فعالیت لرزه‌ای از سال ۲۰۰۹ را می‌توان به افزایش دفع فاضلاب نسبت داد (Ellsworth, 2013; Weingarten et al., 2015) و سهم فرکینگ و بازیابی تقویت‌شدهٔ نفت نسبتاً کم بوده است.

افزایش زلزله‌های با بزرگای بیشتر از ۳ در مرکز و شرق آمریکا — **شکل ۲.۳۴.** تعداد تجمعی زلزله‌های با M > 3 در مرکز و شرق ایالات متحده از سال ۱۹۷۳، با نشان‌دادن افزایش سریع نرخ از سال ۲۰۰۹. (Rubinstein and Mahani, 2015.)

در مقایسه با زلزله‌های تکتونیکی، در بعضی مناطق مشاهده شده است که حرکت‌های زمین ناشی از زلزله‌های القایی، برای بزرگا و فاصلهٔ یکسان، ویژگی‌های متفاوتی دارند (Bommer et al., 2022) و در مناطق دیگر از آن‌ها قابل‌تمایز نیستند (Douglas et al., 2013; Atkinson, 2020). به‌دلیل مسائل منطقه‌ای مرتبط با عمق چشمه و تغییر تنش روی گسل‌ها بر اثر زلزله‌های القایی، نتایج تنوع زیادی دارند. درک حرکت زمین ناشی از زلزله‌های القایی همچنان حوزه‌ای فعال در پژوهش‌های علمی است.

۲.۶.۲ زلزله‌های القاشدهٔ مخزنی

زلزله‌های القاشدهٔ مخزنی موضوع مطالعات فراوان و تا حدی بحث‌برانگیز بوده‌اند. پس از آبگیری دریاچهٔ مید در پشت سد هوور در مرز نوادا و آریزونا در سال ۱۹۳۵، لرزه‌خیزی محلی به‌طور چشمگیری افزایش یافت. پس از آبگیری مخزن سد کوینا در هند، زلزله‌های کم‌عمق محلی در ناحیه‌ای که پیش‌تر تقریباً بی‌لرزه تصور می‌شد رایج شدند. در سال ۱۹۶۷، پنج سال پس از آغاز آبگیری مخزن کوینا، زلزله‌ای با بزرگای ۶٫۵ رخ داد که ۱۷۷ نفر را کشت و بیش از ۲٬۰۰۰ نفر را مجروح کرد. افزایش فصلی لرزه‌خیزی محلی هم‌زمان با افزایش فصلی تراز مخزن مشاهده شده است. در سال ۱۹۷۵، هفت سال پس از آبگیری سد اوروویل در ناحیه‌ای با لرزه‌خیزی تاریخی کم در شمال کالیفرنیا، ازدحامی از زلزله‌ها به یک زلزلهٔ اصلی با بزرگای ۵٫۷ انجامید. در سال ۱۹۸۱، پس از ساخت سد بلند، زلزله‌ای با بزرگای ۵٫۶ در اسوان مصر رخ داد؛ در این منطقه در سابقهٔ ثبت‌شدهٔ ۳٬۰۰۰ سالهٔ آن، فعالیت لرزه‌ای مهم بسیار کمی مشاهده شده بود.

Simpson et al. (1988) دریافتند که الگوهای زلزله‌های القاشدهٔ مخزنی در هفت سد بزرگ یا با افزایش تقریباً فوری لرزه‌خیزی هنگام آبگیری مخزن همراه‌اند یا با لرزه‌خیزی تأخیری که پس از چند چرخهٔ آبگیری ظاهر می‌شود. در حالت لرزه‌خیزی تقریباً فوری، زلزله‌ها معمولاً نزدیک مخزن رخ می‌دهند و به اندرکنش پیچیدهٔ افزایش تنش ناشی از وزن مخزن و افزایش فشار حفره‌ای ناشی از فشردگی الاستیک فضای حفره‌ها مربوط‌اند. بنابراین هم افزایش تقاضای برشی بر گسل‌ها و هم کاهش مقاومت برشی ممکن است رخ دهد. در حالت لرزه‌خیزی تأخیری، زلزله‌ها می‌توانند در فاصلهٔ بیشتری رخ دهند و به افزایش فشار حفره‌ای مربوط باشند. در این حالت سازوکار اصلی، کاهش مقاومت برشی گسل‌هاست و برای آن وجود ارتباط هیدرولیکی با ناحیهٔ مخزن لازم است؛ همانند تزریق در چاه، خود آب لازم نیست به گسل برسد و تنها افزایش فشار حفره‌ای کافی است.

۲.۶.۳ علت‌های دیگر

زلزله‌ها با فعالیت آتشفشانی نیز ارتباط داشته‌اند. زلزله‌های آتشفشانی کم‌عمق ممکن است بر اثر جابه‌جایی یا حرکت ناگهانی ماگما ایجاد شوند. در سال ۱۹۷۵، زلزله‌ای با بزرگای ۷٫۲ در جزیرهٔ بزرگ هاوایی خسارت قابل‌توجهی ایجاد کرد و مدت کوتاهی بعد فوران آتشفشان کیلائوئا رخ داد. فوران کوه سنت هلنز در سال ۱۹۸۰ در جنوب واشینگتن در واقع بر اثر زلزله‌ای کوچک، کم‌عمق و آتشفشانی با بزرگای M_s = 5.1 تحریک شد؛ این زلزله زمین‌لغزش عظیمی را در دامنهٔ شمالی آتشفشان ایجاد کرد. برداشته‌شدن بار دامنه اجازه داد فوران اصلی حدود ۳۰ ثانیه بعد رخ دهد. خود فوران‌های آتشفشانی می‌توانند مقدار عظیمی انرژی را تقریباً در سطح زمین آزاد کنند و حرکت زمین قابل‌توجهی ایجاد نمایند.

امواج لرزه‌ای ممکن است بر اثر انفجار زیرزمینی مواد منفجرهٔ شیمیایی یا تجهیزات هسته‌ای نیز تولید شوند (Bolt, 2006). بسیاری از پیشرفت‌های مهم زلزله‌شناسی در سال‌های جنگ سرد، از نیاز به پایش فعالیت آزمایش سلاح‌های هسته‌ای سرچشمه گرفتند. فروریختن سقف معدن یا حفرهٔ زیرزمینی، یا انفجار در معدن، می‌تواند زلزله‌های کوچک محلی ایجاد کند و زمین‌لغزش‌های بزرگ نیز چنین اثری دارند. زمین‌لغزشی در سال ۱۹۷۴ در امتداد رود مونتارو در پرو، که ۱٫۶ × ۱۰^۹ مترمکعب ماده را دربرمی‌گرفت، امواج لرزه‌ای معادل زلزله‌ای با بزرگای ۴٫۵ ایجاد کرد (Bolt, 2006).

۲.۷ تعیین مکان زلزله‌ها

همان‌طور که در بخش ۲.۴.۱ توضیح داده شد، چشمهٔ زلزله را می‌توان با استفاده از کانون زیرسطحی، که مکان مشخصی روی سطح زمین، یعنی مرکز سطحی، و عمق کانون زیرسطحی دارد، تا حدی در فضا تعیین کرد. این بخش اصول تعیین مکان چشمه‌های لرزه‌ای را از طریق حالت نسبتاً سادهٔ تعیین مرکز سطحی معرفی می‌کند. مکان مقدماتی مرکز سطحی را می‌توان با استفاده از زمان‌های نسبی رسیدن موج‌های P و S در مجموعه‌ای شامل دست‌کم سه لرزه‌نگار به دست آورد (شکل ۲.۳۵).

چون موج‌های P سریع‌تر از موج‌های S حرکت می‌کنند، در یک لرزه‌نگار مشخص زودتر می‌رسند. اختلاف زمان رسیدن به اختلاف سرعت موج‌های P و S و فاصلهٔ میان لرزه‌نگار و کانون زلزله، یعنی R_hyp، بستگی دارد:

R_{hyp} = \frac{{Δt}_{p - s}}{\frac{1}{V_{s}} - \frac{1}{V_{p}}} . (۲٫۱)

در این رابطه، Δt_p−s اختلاف زمانی میان نخستین رسید موج‌های P و S و V_p و V_s به‌ترتیب سرعت موج‌های P و S هستند. در سنگ بستر، سرعت موج P معمولاً ۳ تا ۸ کیلومتر بر ثانیه و سرعت موج S از ۲ تا ۵ کیلومتر بر ثانیه است. در هر لرزه‌نگار منفرد می‌توان فاصلهٔ کانون زیرسطحی را تعیین کرد، اما جهت کانون زیرسطحی را نمی‌توان تعیین کرد. این آگاهی محدود با ترسیم دایره‌ای به شعاع R_hyp پیرامون مکان لرزه‌نگار نمایش داده می‌شود، همان‌طور که در شکل ۲.۳۵ دیده می‌شود. این ترسیم تقریبی است، زیرا دایره فاصله در صفحهٔ افقی، یعنی فاصلهٔ مرکز سطحی R_epi، را نشان می‌دهد، در حالی که آنچه دقیقاً از رابطهٔ ۲.۱ محاسبه می‌شود فاصلهٔ کانون زیرسطحی است؛ وقتی فاصلهٔ کانون زیرسطحی بسیار بزرگ‌تر از عمق کانون باشد، که اغلب چنین است، خطا کوچک خواهد بود.

تعیین مرکز سطحی با سه لرزه‌نگار — **شکل ۲.۳۵.** مکان مقدماتی مرکز سطحی از اندازه‌گیری‌های اختلاف زمان رسیدن موج در لرزه‌نگارهای A، B و C. محتمل‌ترین مکان مرکز سطحی در محل تقاطع سه دایره است. (پس از Foster, R.J., General Geology, 5/e, © 1988؛ با اجازهٔ Prentice Hall, Upper Saddle River, NJ.)

هنگامی که فاصلهٔ لرزه‌نگار دوم به‌صورت دایره‌ای پیرامون مکان آن ترسیم شود، مکان‌های ممکن مرکز سطحی به دو نقطهٔ تقاطع دایره‌ها محدود می‌شوند. برای شناسایی محتمل‌ترین مکان مرکز سطحی، به لرزه‌نگار سوم نیاز است؛ این روش در شکل ۲.۳۵ نشان داده شده است.

برای برآورد عمق کانون زیرسطحی، علاوه بر مکان مرکز سطحی، روش‌های دقیق‌تری لازم است. این اصلاح‌ها با استفاده از چندین لرزه‌نگار، یک مدل سه‌بعدی سرعت لرزه‌ای از زمین و روش‌های بهینه‌سازی عددی امکان‌پذیرند. دقت این روش‌ها به تعداد، کیفیت و توزیع جغرافیایی لرزه‌نگارها و دقت مدل سرعت لرزه‌ای بستگی دارد (Dewey, 1979).

۲.۸ اندازهٔ زلزله‌ها

«اندازهٔ» زلزله آشکارا پارامتری بسیار مهم است و به روش‌های مختلفی توصیف شده است. پیش از توسعهٔ ابزارهای نوین، روش‌های مشخصه‌یابی اندازهٔ زلزله‌ها بر توصیف‌های کیفی آثار زلزله‌ها تکیه داشتند. در دورهٔ جدید، لرزه‌نگارهای نوین امکان ایجاد چندین معیار کمّی برای اندازهٔ زلزله را فراهم کرده‌اند. چون چند مورد از این معیارها هم در زلزله‌شناسی و هم در مهندسی زلزله رایج‌اند، باید ویژگی‌های متمایز هرکدام را شناخت.

۲.۸.۱ گشتاور لرزه‌ای

می‌توان از مفهوم نظریهٔ بازگشت الاستیک برای ایجاد معیار مفیدی از اندازهٔ زلزله استفاده کرد. گشتاور لرزه‌ای زلزله از رابطهٔ زیر به دست می‌آید (Aki, 1966):

M_{o} = μ A D . (۲٫۲)

در این رابطه، μ مدول برشی ماده در امتداد گسل است که مقدار آن 3 × 10¹¹ dyne/cm² در نظر گرفته می‌شود؛ 1 dyne/cm² = 0.1 Pa، A مساحت گسیختگی و D مقدار متوسط لغزش است. نام گشتاور لرزه‌ای از واحدهای آن، یعنی نیرو ضرب‌در طول، گرفته شده است؛ بااین‌حال، این کمیت بیشتر معیاری از کار انجام‌شده توسط زلزله در چشمه است. از این رو، گشتاور لرزه‌ای با انرژی آزادشده همبستگی خوبی دارد. توجه کنید که گشتاور لرزه‌ای متناسب با مساحت سطح گسیختگی تا بی‌نهایت افزایش می‌یابد؛ این ویژگی آن را برای توصیف زلزله‌های بسیار بزرگ، که ممکن است طول گسیختگی آن‌ها صدها کیلومتر باشد، بسیار مفید می‌کند. گشتاور لرزه‌ای را می‌توان از سوابق زمین‌شناختی زلزله‌های تاریخی برآورد کرد یا از مؤلفه‌های دوره‌بلند لرزه‌نگاشت به دست آورد (Bullen and Bolt, 1985).

۲.۸.۲ بزرگای زلزله

امکان به‌دست‌آوردن معیاری عینی و کمّی از اندازهٔ زلزله با توسعهٔ ابزارهایی برای اندازه‌گیری حرکت زمین زلزله فراهم شد. در ۸۰ سال گذشته، توانایی ابزارهای لرزه‌ای برای اندازه‌گیری حرکت زمین زلزله در گسترهٔ وسیعی از فرکانس‌ها به‌طور چشمگیری افزایش یافته است. با استفاده از این داده‌های حرکت زمین، می‌توان معیارهای کمّی مختلفی از اندازهٔ زلزله را، متناظر با مقیاس‌های بزرگای متفاوت، محاسبه کرد. اندازه‌گیری حرکت زمین در بخش ۳.۲ بررسی می‌شود؛ این بخش بر استفاده از این داده‌ها و داده‌های دیگر برای محاسبهٔ بزرگا تمرکز دارد.

با بهبود ابزارهای لرزه‌ای و دانش زلزله‌شناسی، مقیاس‌های بزرگای مختلفی در طول سال‌ها ایجاد شده‌اند. تا اواسط دههٔ ۱۹۷۰، بزرگاها معمولاً مستقیماً از حرکت‌های زمین ثبت‌شده به دست می‌آمدند. بزرگای محلی، که در زبان عمومی بزرگای «ریشتر» نامیده می‌شود، با نماد M_L (Richter, 1935)، بزرگای موج سطحی با نماد M_s (Gutenberg and Richter, 1936)، بزرگای موج حجمی با نماد m_b (Gutenberg, 1945) و بزرگای آژانس هواشناسی ژاپن با نماد M_JMA (Tsuboi, 1954) نمونه‌هایی از این مقیاس‌های بزرگای دستگاهی‌اند.

با افزایش کل انرژی آزادشده در زلزله، ویژگی‌های لرزش زمین که مقیاس‌های بزرگای دستگاهی بر آن‌ها تکیه دارند لزوماً با همان نرخ افزایش نمی‌یابند، زیرا انرژی آزادشده در فاصله‌های زیاد از ابزار ثبت‌کننده سهم کمی در دامنه‌های حرکت زمین مورد استفاده در این مقیاس‌ها دارد. در نتیجه، در زلزله‌های بسیار بزرگ که گسیختگی در سطح گسل‌های وسیع رخ می‌دهد، سطح لرزش اندازه‌گیری‌شده در یک مکان مشخص با افزایش اندازهٔ زلزله دیگر افزایش نمی‌یابد. این پدیده اشباع بزرگا نام دارد؛ بزرگای موج حجمی و بزرگای محلی در بزرگاهای ۶ تا ۷ اشباع می‌شوند و بزرگای موج سطحی در حدود M_s = 8 به اشباع می‌رسد. برای توصیف اندازهٔ زلزله‌های بسیار بزرگ، مقیاس بزرگایی که به سطح لرزش زمین وابسته نباشد و در نتیجه اشباع نشود مطلوب است. تنها مقیاس بزرگایی که مشمول اشباع نیست، بزرگای گشتاوری است، زیرا بر گشتاور لرزه‌ای، که مستقیماً با کل انرژی آزادشده در گسل ارتباط دارد، مبتنی است. بزرگای گشتاوری از رابطهٔ زیر به دست می‌آید (Kanamori, 1977; Hanks and Kanamori, 1979):

M = \frac{\log_{10} M_{o} - 10.7}{1.5} . (۲٫۳)

در این رابطه، M_o گشتاور لرزه‌ای، که در بخش ۲.۸.۱ تعریف شد، بر حسب دین‌سانتی‌متر است؛ 10⁷ dyne-cm = 1.0 N-m. خواننده باید توجه داشته باشد که در برخی منابع قدیمی‌تر، بزرگای گشتاوری با نماد M_w نمایش داده می‌شود، اما در این متن از M پررنگ استفاده خواهد شد.

ارتباط میان مقیاس‌های مختلف بزرگا را می‌توان در شکل ۲.۳۶ مشاهده کرد. اشباع مقیاس‌های دستگاهی با تخت‌شدن منحنی آن‌ها در بزرگاهای زیاد مشخص می‌شود. برای نمونه، زلزله‌های سان‌فرانسیسکو در سال ۱۹۰۶ و شیلی در سال ۱۹۶۰ هر دو لرزش زمینی ایجاد کردند که به بزرگای موج سطحی ۸٫۳ انجامید، هرچند اندازهٔ سطوح گسیختگی آن‌ها، که در شکل ۲.۳۷ با ناحیه‌های سایه‌زده نشان داده شده‌اند، بسیار متفاوت بود. بااین‌حال، اختلاف عظیم انرژی آزادشده در بزرگاهای گشتاوری آن‌ها بازتاب یافت: ۷٫۹ برای سان‌فرانسیسکو، با استفاده از گشتاور لرزه‌ای Ben-Menahem (1978)Kanamori (1977) و Cifuentes and Silver (1989). امروزه بزرگای گشتاوری استاندارد پذیرفته‌شده برای توصیف اندازهٔ زلزله‌هاست؛ بنابراین اگر در ادبیات مهندسی زلزلهٔ جدید از «بزرگا» استفاده شود، فرض بر این است که منظور بزرگای گشتاوری است.

**شکل ۲.۳۶.** اشباع مقیاس‌های مختلف بزرگا: M، بزرگای گشتاوری؛ M_L، بزرگای محلی ریشتر؛ M_S، بزرگای موج سطحی؛ m_b، بزرگای موج حجمی کوتاه‌دوره؛ و M_JMA، بزرگای آژانس هواشناسی ژاپن. (پس از Heaton et al., 1986.)

مقایسهٔ مساحت گسیختگی زلزله‌های سان‌فرانسیسکو و شیلی — **شکل ۲.۳۷.** مقایسهٔ مساحت‌های نسبی گسیختگی گسل، ناحیه‌های سایه‌زده، و بزرگاها برای زلزله‌های سان‌فرانسیسکو در سال ۱۹۰۶ و شیلی در سال ۱۹۶۰. هرچند لرزش هر دو زلزله بزرگای موج سطحی ۸٫۳ ایجاد کرد، مقدار انرژی آزادشده بسیار متفاوت بود و در بزرگاهای گشتاوری آن‌ها بازتاب یافت. (پس از Boore, 1977.)

مثال ۲.۴

زلزله‌ای در سطح گسلی به طول ۳۰ کیلومتر در امتداد امتداد و عرض ۱۰ کیلومتر در راستای شیب رخ می‌دهد و جابه‌جایی متوسط ۰٫۳ متر ایجاد می‌کند. گشتاور لرزه‌ای M_o و بزرگای گشتاوری M این زلزله چقدر است؟

حل: گشتاور لرزه‌ای با استفاده از رابطهٔ ۲.۲ محاسبه می‌شود:

M_{o} = μ A D = (3 \times 10^{11} \frac{dyne}{{cm}^{2}}) (30 km) (10 km) (30 cm) \times {(\frac{10^{5}}{cm})}^{2} = 2.7 \times 10^{25} dyne-cm .

سپس بزرگای گشتاوری با استفاده از رابطهٔ ۲.۳ به‌صورت زیر محاسبه می‌شود:

M = \frac{\log_{10} (2.7 \times 10^{25}) - 10.7}{1.5} = 6.3 .

۲.۸.۳ شدت زلزله

قدیمی‌ترین معیار اندازهٔ زلزله، شدت زلزله است. شدت، توصیفی کیفی از آثار زلزله در یک مکان مشخص است که بر مشاهدهٔ خسارت و واکنش‌های انسانی در آن مکان تکیه دارد. چون توصیف‌های کیفی آثار زلزله برای بخش زیادی از تاریخ ثبت‌شده در دسترس‌اند، هرچند این سابقه در آمریکای شمالی کوتاه‌تر از جنوب اروپا یا آسیاست، می‌توان از مفهوم شدت برای برآورد مکان و اندازهٔ زلزله‌هایی استفاده کرد که پیش از توسعهٔ ابزارهای لرزه‌ای نوین رخ داده‌اند؛ این‌ها زلزله‌های پیشادستگاهی نام دارند (Toppozada, 1975). این کاربرد در مشخصه‌یابی نرخ تکرارپذیری زلزله‌ها با اندازه‌های مختلف در مکان‌های گوناگون، که گامی اساسی در ارزیابی خطرهای لرزه‌ای است، بسیار مفید بوده است (بخش ۴.۲). از شدت‌ها می‌توان برای برآورد سطح حرکت شدید زمین و برآورد خسارت زلزله نیز استفاده کرد (Wald et al., 1999b).

مقیاس شدت روسی–فورل، که شدت‌ها را با مقدارهایی از I تا X توصیف می‌کرد، در دههٔ ۱۸۸۰ ایجاد شد و سال‌ها به کار رفت. این مقیاس در ایالات متحده تا حد زیادی با مقیاس شدت مرکالی اصلاح‌شده جایگزین شده است؛ مقیاسی که زلزله‌شناس ایتالیایی، مرکالی، آن را ایجاد کرد و در سال ۱۹۳۱ برای نمایش بهتر شرایط کالیفرنیا اصلاح شد (Richter, 1958). مقیاس MMI در جدول ۲.۱ نشان داده شده است. ماهیت کیفی مقیاس MMI از توصیف‌های ارائه‌شده برای هر سطح شدت آشکار است.

مقیاس ماکروزلزله‌ای اروپا، یعنی EMS-98، در اروپا به‌طور گسترده استفاده می‌شود. مقیاس EMS-98 نسبت به MMI مزیت‌هایی دارد، زیرا نوع ساختمان، آسیب‌پذیری و تعداد نسبی سازه‌های آسیب‌دیده، یعنی کم، زیاد و بیشتر، را هنگام تعیین شدت در نظر می‌گیرد. از این رو، EMS-98 تا حدی عینی‌تر است، هرچند مقدارهای شدت تخصیص‌یافته معمولاً با مقدارهای حاصل از MMI مشابه‌اند (Musson et al., 2010). آژانس هواشناسی ژاپن نیز مقیاس شدتی دارد که مقدارهای عددی متمایزی نسبت به MMI یا EMS-98 تولید می‌کند.

شدت زلزله معمولاً از مصاحبه با ناظران پس از رویداد به دست می‌آید. در گذشته این مصاحبه‌ها اغلب از طریق نامه انجام می‌شد، اما در بعضی نواحی لرزه‌خیز، ناظران دائمی سازمان‌دهی و آموزش داده می‌شوند تا گزارش‌هایی منطقی و عاری از هیجان دربارهٔ لرزش زمین تهیه کنند. در دورهٔ جدید، از پاسخ به پرسش‌های اینترنتی، مانند وبگاه «آیا آن را احساس کردید؟» (https://earthquake.usgs.gov/data/dyfi/)، برای برآورد شدت لرزش زمین استفاده شده است (Wald et al., 1999a). چون ناظران انسانی و سازه‌ها در گستره‌ای وسیع‌تر از هر رصدخانهٔ زلزله‌شناسی پراکنده‌اند، مشاهدهٔ شدت اطلاعاتی فراهم می‌کند که به مشخصه‌یابی توزیع لرزش زمین در یک منطقه کمک می‌کند. ترسیم شدت‌های گزارش‌شده در مکان‌های مختلف روی نقشه امکان ترسیم خطوط هم‌شدت یا هم‌لرزه‌ها را فراهم می‌کند. چنین نقشه‌ای نقشهٔ هم‌لرزه نامیده می‌شود (شکل ۲.۳۸) و تغییر شدت با فاصله از ناحیهٔ چشمه، که معمولاً جایی است که شدت‌ها در آن بیشترین مقدار را دارند، نشان می‌دهد. قابل‌اعتمادترین برآوردهای بزرگای زلزله از نقشه‌های هم‌لرزه بر اساس مساحت محصور در خطوط هم‌لرزه برای آستانه‌های شدت مختلف، مانند V، VI، VII و VIII، به دست می‌آیند (Toppozada, 1975). این مساحت‌ها ارتباطی تقریبی با مساحت چشمه دارند و بنابراین برآوردهای نسبتاً قابل‌اعتمادی از بزرگا ایجاد می‌کنند.

جدول ۲.۱. مقیاس شدت مرکالی اصلاح‌شدهٔ سال ۱۹۳۱
شدت	توصیف
I	جز برای تعداد بسیار کمی از افراد در شرایط بسیار مساعد، احساس نمی‌شود.
II	فقط تعداد کمی از افراد در حال استراحت، به‌ویژه در طبقات بالای ساختمان‌ها، آن را احساس می‌کنند؛ اشیای آویختهٔ ظریف ممکن است تاب بخورند.
III	در فضای داخلی، به‌ویژه طبقات بالای ساختمان‌ها، کاملاً محسوس است؛ اما بسیاری آن را زلزله تشخیص نمی‌دهند. خودروهای متوقف ممکن است اندکی تکان بخورند؛ لرزش شبیه عبور کامیون است و مدت آن برآورد می‌شود.
IV	در طول روز، بسیاری در داخل و افراد کمی در خارج آن را احساس می‌کنند؛ شب‌ها بعضی افراد بیدار می‌شوند؛ ظرف‌ها، پنجره‌ها و درها تکان می‌خورند؛ دیوارها صدای ترک‌خوردن می‌دهند؛ احساس آن شبیه برخورد کامیون سنگین با ساختمان است؛ خودروهای متوقف به‌طور محسوسی تکان می‌خورند.
V	تقریباً همه آن را احساس می‌کنند و بسیاری بیدار می‌شوند؛ بعضی ظرف‌ها و پنجره‌ها می‌شکنند؛ چند مورد ترک‌خوردگی گچ دیده می‌شود؛ اشیای ناپایدار واژگون می‌شوند؛ گاهی اختلال در درختان، کپه‌ها و دیگر اجسام بلند مشاهده می‌شود؛ ساعت‌های آونگی ممکن است متوقف شوند.
VI	همه آن را احساس می‌کنند؛ بسیاری می‌ترسند و به بیرون می‌دوند؛ بعضی مبلمان سنگین جابه‌جا می‌شود؛ چند مورد ریزش گچ یا آسیب دودکش دیده می‌شود؛ خسارت اندک است.
VII	همه به بیرون می‌دوند؛ خسارت در ساختمان‌های خوب‌طراحی‌شده ناچیز، در سازه‌های معمولیِ خوب‌ساخت کم تا متوسط و در سازه‌های ضعیف یا بدطراحی‌شده قابل‌توجه است؛ بعضی دودکش‌ها می‌شکنند؛ افرادی که با خودرو در حال حرکت‌اند نیز آن را احساس می‌کنند.
VIII	خسارت در سازه‌های ویژه‌طراحی‌شده کم، در ساختمان‌های معمولی و مستحکم قابل‌توجه و در سازه‌های ضعیف زیاد است و بخشی از آن‌ها فرومی‌ریزد؛ دیوارهای پرکننده از قاب سازه‌ها بیرون می‌افتند؛ دودکش‌ها، دودکش‌های کارخانه، ستون‌ها، بناهای یادبود و دیوارها فرومی‌ریزند؛ مبلمان سنگین واژگون می‌شود؛ مقدار کمی ماسه و گل بیرون رانده می‌شود؛ سطح آب چاه‌ها تغییر می‌کند؛ افرادی که با خودرو در حرکت‌اند دچار اختلال می‌شوند.
IX	خسارت در سازه‌های ویژه‌طراحی‌شده قابل‌توجه است؛ سازه‌های قاب‌دار خوب‌طراحی‌شده از حالت قائم خارج می‌شوند؛ ساختمان‌های مستحکم خسارت زیادی می‌بینند و بخشی از آن‌ها فرومی‌ریزد؛ ساختمان‌ها از روی پی جابه‌جا می‌شوند؛ زمین به‌طور آشکار ترک می‌خورد؛ لوله‌های زیرزمینی می‌شکنند.
X	بعضی سازه‌های چوبی خوب‌ساخت تخریب می‌شوند؛ بیشتر سازه‌های بنایی و قاب‌دار همراه با پی‌هایشان تخریب می‌شوند؛ زمین به‌شدت ترک می‌خورد؛ ریل‌ها خم می‌شوند؛ زمین‌لغزش‌ها از کنارهٔ رودخانه‌ها و دامنه‌های شیب‌دار زیادند؛ ماسه و گل جابه‌جا می‌شوند؛ آب از کناره‌ها بیرون می‌پاشد.
XI	تعداد بسیار کمی، یا هیچ سازهٔ بنایی باقی نمی‌ماند؛ پل‌ها تخریب می‌شوند؛ شکاف‌های پهن در زمین ایجاد می‌شود؛ خطوط لولهٔ زیرزمینی کاملاً از کار می‌افتند؛ زمین در خاک نرم دچار لغزش و نشست می‌شود؛ ریل‌ها به‌شدت خم می‌شوند.
XII	خسارت کلی است؛ تقریباً همهٔ کارهای عمرانی به‌شدت آسیب می‌بینند یا تخریب می‌شوند؛ موج‌هایی روی سطح زمین دیده می‌شود؛ خطوط دید و تراز تغییر شکل می‌دهند؛ اشیا به هوا پرتاب می‌شوند.

نقشه‌های هم‌لرزهٔ دو زلزله — **شکل ۲.۳۸.** نقشه‌های هم‌لرزهٔ (الف) زلزلهٔ اینانگابوا در نیوزیلند در سال ۱۹۶۸ (پس از Eiby, 1980) و (ب) زلزلهٔ لوما پریتا در شمال کالیفرنیا در سال ۱۹۸۹، بر اساس شدت‌های مرکالی اصلاح‌شده. موارد موضعی شدت IX برای لوما پریتا با خط هم‌لرزه نشان داده نشده‌اند. (پس از Plafker and Galloway, 1989.)

۲.۸.۴ انرژی زلزله

کل انرژی لرزه‌ای آزادشده در یک زلزله اغلب از رابطهٔ زیر برآورد می‌شود (Gutenberg and Richter, 1956):

\log_{10} E = 11.8 + 1.5 M . (۲٫۴)

در این رابطه، E بر حسب ارگ بیان می‌شود. بعدها نشان داده شد که این رابطه برای بزرگای گشتاوری نیز کاربرد دارد (Kanamori, 1983). این رابطه نشان می‌دهد که افزایش یک واحد در بزرگا متناظر با افزایش ۱۰^۱٫۵ یا ۳۲ برابری انرژی لرزه‌ای است. بنابراین زلزله‌ای با بزرگای ۵ فقط حدود ۰٫۰۰۱ برابر انرژی زلزله‌ای با بزرگای ۷ آزاد می‌کند؛ این موضوع ناکارآمدی زلزله‌های کوچک در کاهش انباشت انرژی کرنشیِ ایجادکنندهٔ زلزله‌های بسیار بزرگ را نشان می‌دهد. ترکیب روابط ۲.۳ و ۲.۴، با استفاده از M، نشان می‌دهد مقدار انرژی آزادشده در زلزله با گشتاور لرزه‌ای متناسب است. درک مقدار انرژی آزادشده در زلزله‌ها اغلب دشوار است؛ هرچند یک ارگ مقدار کمی انرژی است، یعنی 1 erg = 1 × 10⁻⁷ J، انرژی آزادشده در بمب اتمی هم‌اندازهٔ بمب استفاده‌شده در هیروشیما، با معادل ۲۰٬۰۰۰ تن TNT، متناظر با زلزله‌ای با بزرگای ۶٫۰ است. بر این اساس، زلزلهٔ شیلی در سال ۱۹۶۰ با بزرگای ۹٫۵ به‌اندازهٔ ۱۷۸٬۰۰۰ بمب اتمی از این نوع انرژی آزاد کرده است (شکل ۲.۳۹).

مقایسهٔ انرژی نسبی پدیده‌ها — **شکل ۲.۳۹.** انرژی نسبی پدیده‌های طبیعی و ساختهٔ انسان.

۲.۹ خلاصه

زمین ساختاری لایه‌لایه دارد؛ پوستهٔ سطحی به‌ترتیب روی گوشته، هستهٔ بیرونی و هستهٔ درونی قرار گرفته است. دمای هر لایه با عمق افزایش می‌یابد. گرادیان دما در گوشته باعث می‌شود سنگ نیمه‌مذاب به‌آرامی بر اثر همرفت حرکت کند.
پوسته از تعدادی صفحهٔ بزرگ و صفحه‌های کوچک‌تر تشکیل شده است. صفحات نسبت به یکدیگر حرکت می‌کنند؛ این حرکت بر اثر تنش‌های برشی ایجادشده در زیر صفحات، ناشی از حرکت جانبی گوشتهٔ همرفتی، و نیز نیروهای گرانشی رخ می‌دهد.
حرکت نسبی صفحات باعث انباشت تنش در مرزهای آن‌ها می‌شود. با وقوع حرکت، انرژی کرنشی در نزدیکی مرزها انباشته می‌شود. این انرژی سرانجام تلف می‌شود: معمولاً یا به‌صورت یکنواخت و پیوسته یا به‌صورت چسبش–لغزش که زلزله ایجاد می‌کند. اندازهٔ زلزله به مقدار انرژی آزادشده بستگی دارد.
سه نوع مرز صفحه‌ای وجود دارد و ویژگی‌های آن‌ها بر مقدار انرژی کرنشی قابل‌انباشت در نزدیکی مرز اثر می‌گذارد. در نتیجه، توانایی انواع مختلف مرزها برای ایجاد زلزله متفاوت است: مرزهای ناحیهٔ فرورانش می‌توانند بزرگ‌ترین زلزله‌ها، پس از آن مرزهای گسل تبدیل و سپس مرزهای پشتهٔ گسترش‌یابنده را ایجاد کنند. از آنجا که زلزله‌های نواحی فرورانش شامل حرکت قائم صفحات‌اند و معمولاً نزدیک ساحل رخ می‌دهند، می‌توانند سونامی ایجاد کنند.
سطوحی که حرکت‌های نسبی پوسته روی آن‌ها رخ می‌دهند گسل نام دارند. در یک مکان مشخص، گسل صفحه‌ای فرض می‌شود و جهت‌گیری آن با امتداد و شیب توصیف می‌گردد. حرکت گسل یا لغزش به مؤلفه‌های لغزش شیبی، شامل گسلش نرمال و معکوس، و مؤلفه‌های امتدادلغز، شامل گسلش چپ‌بر و راست‌بر، تقسیم می‌شود.
در فاصله‌های طولانی، هم امتداد و هم شیب گسل‌ها می‌توانند تغییر کنند. خم‌ها و پله‌ها در گسل‌های امتدادلغز، بسته به جهت پله و ماهیت حرکت گسل، یعنی راست‌بر یا چپ‌بر بودن، نواحی موضعی فشار یا کشش ایجاد می‌کنند.
به‌دلیل تغییرات هندسه و ویژگی‌های سنگ پوسته، گسل‌ها ممکن است نواحی قوی و ضعیفی داشته باشند که مقدارهای متفاوتی انرژی را هنگام فرایند گسیختگی آزاد می‌کنند. وارون‌سازی‌های چشمه می‌توانند توالی و توزیع مکانی آزادشدن انرژی را تعیین کنند و دربارهٔ تغییرات مکانی شدت لرزش زمین بینش بدهند؛ اما تنها پس از وقوع زلزله.
نقش آزادکنندهٔ انرژی زلزله‌ها نشان می‌دهد که باید میان زلزله‌های بزرگ در یک مکان، دوره‌ای برای انباشت انرژی کرنشی وجود داشته باشد. این موضوع همچنین نشان می‌دهد که احتمال وقوع زلزله در بخش‌هایی از گسل که در آن‌ها فعالیت لرزه‌ای کمی مشاهده شده است بیشتر است؛ مگر اینکه حرکت صفحه به‌صورت بی‌لرزه رخ داده باشد.
زلزله‌های القایی زمانی رخ می‌دهند که فعالیت انسانی تنش روی گسل‌ها را افزایش دهد یا تنش برشی قابل‌تحمل گسل را پیش از گسیختگی کاهش دهد. بعضی علت‌های رایج زلزله‌های القایی شامل تزریق سیال به‌عنوان بخشی از فرایندهای صنعتی و آبگیری مخازن‌اند.
بزرگای زلزله معیاری کمّی از اندازهٔ زلزله است. بزرگای گشتاوری، که با افزایش اندازهٔ چشمه به‌صورت پیوسته افزایش می‌یابد، استاندارد پذیرفته‌شده برای توصیف اندازهٔ زلزله است. مقیاس‌های بزرگای دیگر، مانند مقیاس‌های محلی، موج حجمی و موج سطحی، بر دامنه‌های حرکت زمین اندازه‌گیری‌شده مبتنی‌اند. چون این دامنه‌ها تمایل دارند به مقدارهای حدی برسند، این مقیاس‌ها ممکن است اندازهٔ زلزله‌های بسیار بزرگ را به‌درستی نشان ندهند.
شدت زلزله معیاری کیفی از آثار زلزله در یک مکان مشخص است. شدت با شدت لرزش زلزله ارتباط دارد، اما عوامل دیگری مانند کیفیت ساخت‌وساز نیز بر آن اثر می‌گذارند. از نقشه‌های هم‌لرزه می‌توان برای توصیف تغییرات مکانی شدت برای یک زلزلهٔ مشخص استفاده کرد. این نقشه‌ها برای مشخصه‌یابی آثار زلزله‌های پیشادستگاهی مفیدند.
مقیاس‌های بزرگای زلزله لگاریتمی‌اند. افزایش یک واحد در بزرگا متناظر با افزایش ۳۲ برابری گشتاور لرزه‌ای و انرژی است.

مراجع

Aki, K. (1966). “Generation and propagation of G waves from the Niigata earthquake of June 14, 1964. Part 2. Estimation of earthquake moment, released energy and stress-strain drop from G wave spectrum,” Bulletin of the Earthquake Research Institute, Vol. 44, pp. 73–88.

Aki, K. (1979). “Characterization of barriers on an earthquake fault,” Journal of Geophysical Research, Vol. 86, pp. 6140–6148.

Aki, K. (1984). “Asperities, barriers, characteristic earthquakes, and strong motion prediction,” Journal of Geophysical Research, Vol. 89, pp. 5867–5872.

Aki, K. and Richards, P.G. (1980). Quantitative Seismology, 2nd Edition, W.H. Freeman, San Francisco, CA.

Atkinson, G.M. (2020). “The intensity of ground motions from induced earthquakes with implications for damage potential.” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 110, No. 5, pp. 2366–2379. doi: https://doi.org/10.1785/0120190166

Atwater, B.F., Musumi-Rokkaku, S., Satake, K., Tsuji, Y., Ueda, K., and Yamaguchi, D.K. (2005). The Orphan Tsunami of 1700. Japanese Clues to a Parent Earthquake in North America, United States Geological Survey and University of Washington Press, 133 pp. ISBN 0-295-98535-6.

Atwater, B.F. and Sveringhaus, J. (1989). “Tectonic map of the north Pacific,” in E.L. Winterer, D.M. Hussong, and R.W. Decker, eds., DNAG: The Easter Pacific Ocean and Hawaii, Geologic Society of America Publication, Boulder, Colorado, pp. 15–20.

Bath, M. (1979). Introduction to Seismology, Birkhauser, Boston, MA, 428 pp.

Ben-Menahem, A. (1978). “Source mechanism of the 1906 San Francisco earthquake,” Physics of the Earth and Planetary Interiors, Vol. 17, pp. 163–181.

Bolt, B.A. (2006). Earthquakes, W.H. Freeman and Company, New York, 390 pp.

Bommer, J.J., Stafford, P.J., Ruigrok, E., Rodriguez-Marek, A., Ntinalexis, M., Kruiver, P.P., Edwards, B., Dost, B. van Elk, J. (2022). “Ground-motion prediction models for induced earthquakes in the Groningen gas field, the Netherlands,” Journal of Seismology, Vol. 26, No. 6, 1157–1184. https://doi.org/10.1007/s10950-022-10120-w

Boore, D.M. (1977). “The motion of the ground during earthquakes,” Scientific American, Vol. 237, No. 6, pp. 68–78.

Bullard, E.C., Everett, J.E., and Smith, A.G. (1965). “Fit of continents around Atlantic,” Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A, Vol. 258, pp. 41–75.

Bullen, K.E. (1975). The Earth’s Density, Chapman & Hall, London.

Bullen, K.E. and Bolt, B.A. (1985). An Introduction to the Theory of Seismology, Cambridge University Press, Cambridge.

Bursa, M. (1993). “Global geodynamic long-term variations and expanding earth hypothesis,” Studia Geophysica et Geodaetica, Vol. 37, No. 2, pp. 113–124.

Cifuentes, I.L. and Silver, P.G. (1989). “Low-frequency source characteristics of the great 1960 Chilean earthquake,” Journal of Geophysical Research, Vol. 94, pp. 643–663. https://doi.org/10.1029/jb094ib01p00643.

Dewey, J.W. (1979). “A consumer’s guide to instrumental methods for determination of hypocenters,” Geology in the Siting of Nuclear Power Plants, Geologic Society of American Reviews in Engineering Geology, Vol. 4, pp. 109–117.

Douglas, J., Edwards, B., Convertito, V., Sharma, N., Tramelli, A., Kraaijpoel, D., Cabrera, B.M., Maercklin, N. and Troise, C. (2013). “Predicting ground motions from induced earthquakes in geothermal areas,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 103, pp. 1875–1897. https://doi.org/10.1785/0120120197.

Dwivedi, S.K. and Hayashi, D. (2010). “Modeling the contemporary stress field and deformation pattern of eastern Mediterranean,” Journal of Earth Science, Vol. 21, pp. 365–381. https://doi.org/10.1007/s12583-010-0100-6.

Eiby, G.A. (1980). Earthquakes, Van Nostrand Reinhold, New York.

Ellsworth, W.L. (2013). “Injection-induced earthquakes,” Science, Vol. 341, Paper 1225942. https://doi.org/10.1126/science.1225942.

Foster, R.J. (1971). Physical Geology, Charles E. Merrill, Columbus, OH.

Foster, R.J. (1988). General Geology, 5th edition, Charles E. Merrill, Columbus, OH.

Fowler, C.M.R. (2004). The Solid Earth: An Introduction to Global Geophysics, 2nd Edition, Cambridge University Press, Cambridge, U.K.

García, D., Wald, D.J. and Hearne, M.G. (2012). “A global earthquake discrimination scheme to optimize ground-motion prediction equation selection,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 102, No. 1, pp. 185–203. https://doi.org/10.1785/0120110124

Garfunkel, Z. (1975). “Growth, shrinking, and long-term evolution of plates and their implications for flow patterns in the mantle,” Journal of Geophysical Research, Vol. 80, pp. 4425–4430. https://doi.org/10.1029/JB080i032p04425.

Glen, W. (1975). Continental Drift and Plate Tectonics, Charles E. Merrill, Columbus, OH.

Gubbins, D. (1990). Seismology and Plate Tectonics, Cambridge University Press, Cambridge, 330 pp.

Gutenberg, B. (1945). “Magnitude determination for deep-focus earthquakes,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 35, pp. 117–130. https://doi.org/10.1785/BSSA0350030117.

Gutenberg, B. and Richter, C.F. (1936). “On Seismic Waves (third paper),” Gerlands Bietraege zur Geophysik, Vol. 47, pp. 73–131.

Gutenberg, B. and Richter, C.F. (1954). Seismicity of the Earth and Related Phenomena, Princeton University Press, Princeton, NJ, 310 pp.

Gutenberg, B. and Richter, C.F. (1956). “Earthquake magnitude: intensity, energy, and acceleration,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 46, pp. 104–145. https://doi.org/10.1785/BSSA0320030163.

Hager, B.H. (1978). “Oceanic plate driven by lithospheric thickening and subducted slabs,” Nature, Vol. 276, pp. 156–159. https://doi.org/10.1038/276156a0.

Hanks, T.C. and Kanamori, H. (1979). “A moment magnitude scale,” Journal of Geophysical Research, Vol. 84, pp. 2348–2350. https://doi.org/10.1029/JB084iB05p02348.

Heaton, T.H., Tajima, F., and Mori, A.W. (1986). “Estimating ground motions using recorded accelerograms,” Surveys in Geophysics, Vol. 8, pp. 25–83. https://doi.org/10.1007/bf01904051.

Helmholtz Association of German Research Centres (2015). “Uplifted Island,” Physics.org newsletter, June 22, 2015, https://phys.org/news/2015-06-uplifted-island.html

Herrmann, R.B., Park, S., and Wang, C. (1981). “The Denver earthquakes of 1967–1968,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 71, pp. 731–745. https://doi.org/10.1785/BSSA0710030731.

Kanamori, H. (1977). “The energy release in great earthquakes,” Journal of Geophysical Research, Vol. 82, pp. 2981–2987. https://doi.org/10.1029/JB082i020p02981.

Kanamori, H. (1983). “Magnitude scale and quantification of earthquakes,” Tectonophysics, Vol. 93, pp. 185–199. https://doi.org/10.1016/0040-1951(83)90273-1.

Kanamori, H. and Stewart, G.S. (1978). “Seismological aspects of the Guatemala earthquake of February 4, 1976,” Journal of Geophysical Research, Vol. 83, pp. 3427–3434. https://doi.org/10.1029/JB083iB07p03427.

Kearey, P. and Vine, F.J. (1990). Global Tectonics, Blackwell, Oxford, 302 pp.

Lay, T. and Wallace, T.C. (1995). Modern Global Seismology, Academic Press, San Diego, CA, 521 pp.

Lettis, W., Bachhuber, J., Witter, R., Brankman, C., Randolph, C.E., Barka, A., Page, W.D., and Kaya, A. (2002). “Influence of releasing step-overs on surface fault rupture and fault segmentation: Examples from the 17 August 1999 Izmit Earthquake on the North Anatolian fault, Turkey,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 103, pp. 19–42. https://doi.org/10.1785/0120000808.

McCann, W.R., Nishenko, S.P., Sykes, L.R., and Krause, J. (1979). “Seismic gaps and plate tectonics: seismic potential for major boundaries,” Pure and Applied Geophysics, Vol. 117, pp. 1082–1147. https://doi.org/10.1007/bf00876211.

McClusky, S., Balassanian, S., Barka, A., Demir, C., Ergintav, S., Georgiev, I., Gurkan, O., Hamburger, M., Hurst, K., Kahle, H., Kastens, K., Kekelidze, G., King, R., Kotzev, V., Lenk, O., Mahmoud, S., Mishin, A., Nadariya, M., Ouzounis, A., Paradissis, D., Peter, Y., Prilepin, M., Reilinger, R., Sanli, I., Seeger, H., Tealeb, A., Toksöz, M.N., and Veis, G. (2000). “Global positioning system constraints on plate kinematics and dynamics in the eastern Mediterranean and Caucasus,” Journal of Geophysical Research, Vol. 105, pp. 5695–5719. https://doi.org/10.1029/1996jb900351.

McKenzie, D.P. (1970). “Plate tectonics of the Mediterranean region,” Nature, pp. 226–239. https://doi.org/10.1038/226239a0.

Musson, R.M.W., Grünthal, G., and Stucchi, M. (2010). “The comparison of macroseismic intensity scales,” Journal of Seismology, Vol. 14, pp. 413–428. https://doi.org/10.1007/s10950-009-9172-0.

Nadeau, R.M. and Dolenc, D. (2004). “Nonvolcanic tremors deep beneath the San Andreas fault,” Science, Vol. 307, Issue 5708, p. 389. https://doi.org/10.1126/science.1107142.

Noson, L.L., Qamar, A., and Thorsen, G.W. (1988). “Washington state earthquake hazards,” Information Circular 85, Washington Division of Geology and Earth Resources, Olympia, Washington.

Obara, K., Hirose, H., Yamamizu, F. & Kasahara, K. (2004). “Episodic slow slip events accompanied by non-volcanic tremors in southwest Japan subduction zone,” Geophysical Research Letters, Vol. 442, No. 13, pp. 188–191. https://doi.org/10.1029/2004GL020848.

Plafker, G. and Galloway, J. P. eds. (1989). Lessons Learned from the Loma Prieta, California, Earthquake of October 17 1989. USGS Circular 1045, US Department of the Interior, US Geological Survey. https://doi.org/10.3133/cir1045.

Reid, H.F. (1911). “The elastic rebound theory of earthquakes,” Bulletin of the Department of Geology, University of California, Berkeley, Vol. 6, 413–444.

Richter, C.F. (1935). “An instrumental earthquake scale,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 25, pp. 1–32.

Richter, C.F. (1958). Elementary Seismology, W.H. Freeman, San Francisco.

Rockwell, T.K. and Klinger, Y. (2013). “Surface rupture and slip distribution of the 1940 Imperial Valley Earthquake, Imperial Fault, Southern California: Implications for rupture segmentation and dynamics,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 103, No. 2A, pp. 629–640. https://doi.org/10.1785/0120120192.

Rogers, G. and Dragert, H. (2003). “Episodic tremor and slip on the Cascadia subduction zone: The chatter of silent slip,” Science, Vol. 300, No. 5627, pp. 1942–1943. https://doi.org/10.1126/science.1084783.

Rubinstein, J.L. and Mahani, A.B. (2015). “Myths and facts on wastewater injection, hydraulic fracturing, enhanced oil recovery, and induced seismicity,” Seismological Research Letters, Vol. 86, pp. 1060–1067. https://doi.org/10.1785/0220150067.

Shearer, P.M. (2019). Introduction to Seismology, 3rd Edition, Cambridge University Press, Cambridge.

Shen, Z.-K., Wang, M., Zeng, Y., and Wang, F. (2015). “Optimal interpolation of spatially discretized geodetic data,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 105, No. 4, pp. 2117–2127. https://doi.org/10.1785/0120140247

Simpson, D.W., Leith, W.S., and Scholz, C.H. (1988). “Two types of reservoir-induced seismicity,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 78, pp. 2025–2040. https://doi.org/10.1785/BSSA0780062025.

Somerville, P.G., Irikura, K., Graves, R.W., Sawada, S., Wald, D., Abrahamson, N.A., Iwasaki, Y., Kagawa, T., Smith, N., and Kowada, A. (1999). “Characterizing crustal earthquake slip models for the prediction of strong ground motion,” Seismological Research Letters, Vol. 70, pp. 59–80. https://doi.org/10.1785/gssrl.70.1.59

Stein, S. and Wysession, M. (2003). An Introduction to Seismology, Earthquakes, and Earth Structure, John Wiley, ISBN: 978-1-118-68745-1.

Taylor, F.B. (1910). “Bearing of the tertiary mountain belt on the origin of the Earth’s plan,” Bulletin of the Geological Society of America, Vol. 21, pp. 179–226. https://doi.org/10.1130/GSAB-21-179.

Toppozada, T.R. (1975). “Earthquake magnitude as a function of intensity data in California and western Nevada,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 65, pp. 1223–1238. https://doi.org/10.1785/BSSA0650051223.

Tsuboi, C. (1954). “Earthquake magnitude determined by ground-motion maximum amplitude,” Jishin, 7, pp. 185–193 (in Japanese).

Wald, D. J., Quitoriano, V., Dengler, L. A., and Dewey, J. W. (1999a). “Utilization of the internet for rapid community intensity maps,” Seismological Research Letters, Vol. 70, No. 6, pp. 680–697. https://doi.org/10.1785/gssrl.70.6.680.

Wald, D.J., Quitoriano, V., Heaton, T.H., and Kanamori, H. (1999b). “Relationships between peak ground acceleration, peak ground velocity, and Modified Mercalli Intensity in California,” Earthquake Spectra, Vol. 15, pp. 557–564. https://doi.org/10.1193/1.1586058.

Wegener, A. (1915). Die Entstehung der Kontinente und Ozeane, Vieweg, Braunschweig, Germany.

Weingarten, M., Ge, S., Godt, J.W., Bekins, B.A., and Rubinstein, J.L. (2015). “High-rate injection is associated with the increase in U.S. mid-continent seismicity,” Science, Vol. 348, pp. 1335–1340. https://doi.org/10.1126/science.aab1345.

Wilson, J.T. (1965). “A new class of faults and their bearing on continental drift,” Nature, Vol. 207, pp. 343–347. https://doi.org/10.1038/207343a0.

Yeats, R.S. and Huftile, G.J. (1995). “The Oak Ridge fault system and the 1994 Northridge earthquake.” Nature, Vol. 373, No. 6513, pp. 418–420. https://doi.org/10.1038/373418a0.