هندسة الزلازل الجيوتقنية (مقدمة)

المقدمة

تتعامل هندسة الزلازل الجيوتكنيكية مع تأثيرات الزلازل على الناس وبيئتهم وطرق الحد من تلك التأثيرات. إنها تخصص حديث، حيث حدثت العديد من أهم تطوراته في السنوات الثلاثين إلى الأربعين الماضية. هندسة الزلازل الجيوتكنيكية مجال واسع جدًا، يعتمد على جوانب الجيولوجيا وعلم الزلازل والهندسة الجيوتقنية والهندسة الإنشائية وتحليل المخاطر وغيرها من المجالات التقنية. تتطلب ممارستها أيضًا مراعاة العوامل الاجتماعية والاقتصادية والسياسية. دخل معظم مهندسي الزلازل هذا المجال من خلفيات الهندسة الإنشائية أو الهندسة الجيوتقنية، وهي حقيقة تنعكس في ممارسة هندسة الزلازل.

الخلفية:

تعود دراسة الزلازل إلى قرون عديدة. إن السجلات المكتوبة عن الزلازل في الصين تعود إلى ثلاثة آلاف عام. أما السجلات اليابانية والسجلات الخاصة بمنطقة شرق البحر الأبيض المتوسط ​​فتعود إلى ما يقرب من ألف وستمائة عام. أما في الولايات المتحدة فإن السجل التاريخي للزلازل أقصر كثيراً، إذ لا يتجاوز ثلاثمائة وخمسين عاماً. أما على الساحل الغربي النشط زلزالياً في الولايات المتحدة فإن سجلات الزلازل تعود إلى مائتي عام فقط. ومقارنة بالملايين من الأعوام التي شهدت وقوع الزلازل فإن تجربة البشرية مع الزلازل قصيرة للغاية. واليوم يعيش مئات الملايين من البشر في مختلف أنحاء العالم في ظل مخاطر جسيمة تهدد حياتهم وممتلكاتهم بسبب الزلازل. كما تتعرض مليارات الدولارات من البنية الأساسية العامة لخطر الزلازل بشكل مستمر. كما تتعرض صحة العديد من الاقتصادات المحلية والإقليمية وحتى الوطنية للخطر بسبب الزلازل. وهذه المخاطر ليست مقتصرة على الولايات المتحدة أو اليابان أو أي دولة أخرى. فالزلازل ظاهرة عالمية ومشكلة عالمية. فقد حدثت الزلازل على مدى ملايين السنين وسوف تستمر في المستقبل كما كانت في الماضي. إن بعض الزلازل سوف تحدث في مناطق نائية غير متطورة حيث لن يكون الضرر الذي تخلفه كبيراً. وسوف تحدث زلازل أخرى بالقرب من مناطق حضرية مكتظة بالسكان، مما يعرض سكانها والبنية الأساسية التي يعتمدون عليها لهزات قوية. ومن المستحيل منع وقوع الزلازل، ولكن من الممكن التخفيف من آثار الزلازل القوية، والحد من الخسائر في الأرواح، والإصابات، والأضرار.

المخاطر الزلزالية

إن عددًا من الأحداث الطبيعية، مثل الزلازل والأعاصير والعواصف والفيضانات، قادرة على التسبب في وفيات وإصابات وأضرار بالممتلكات. وتتسبب هذه المخاطر الطبيعية في أضرار جسيمة في جميع أنحاء العالم كل عام. ويشار إلى المخاطر المرتبطة بالزلازل عادةً بالمخاطر الزلزالية. وتتضمن ممارسة هندسة الزلازل تحديد المخاطر الزلزالية والتخفيف منها. ويتم وصف أهم المخاطر الزلزالية في الأقسام التالية:

1- اهتزاز الأرض:

عندما يحدث زلزال، تنتشر الموجات الزلزالية بعيدًا عن المصدر وتنتقل بسرعة عبر قشرة الأرض. وعندما تصل هذه الموجات إلى سطح الأرض، فإنها تنتج اهتزازًا قد يستمر من ثوانٍ إلى دقائق. وتعتمد قوة ومدة الاهتزاز في موقع معين على حجم وموقع الزلزال وعلى خصائص الموقع. وفي المواقع القريبة من مصدر زلزال كبير، يمكن أن يتسبب اهتزاز الأرض في أضرار جسيمة. في الواقع، يمكن اعتبار اهتزاز الأرض أهم المخاطر الزلزالية على الإطلاق لأن جميع المخاطر الأخرى ناجمة عن اهتزاز الأرض. حيث تكون مستويات اهتزاز الأرض منخفضة، فقد تكون هذه المخاطر الزلزالية الأخرى منخفضة أو غير موجودة. ومع ذلك، يمكن أن يؤدي اهتزاز الأرض القوي إلى أضرار واسعة النطاق من مجموعة متنوعة من المخاطر الزلزالية. على الرغم من أن الموجات الزلزالية تنتقل عبر الصخور على مدى الغالبية العظمى من رحلتها من مصدر الزلزال إلى سطح الأرض، فإن الجزء الأخير من هذه الرحلة غالبًا ما يكون عبر التربة، ويمكن لخصائص التربة أن تؤثر بشكل كبير على طبيعة الاهتزاز على سطح الأرض. تميل رواسب التربة إلى العمل كـ “مرشحات” للموجات الزلزالية من خلال إضعاف الحركة عند ترددات معينة وتضخيمها عند ترددات أخرى. نظرًا لأن ظروف التربة غالبًا ما تتباين بشكل كبير على مسافات قصيرة، فقد تختلف مستويات اهتزاز الأرض بشكل كبير داخل منطقة صغيرة. يتضمن أحد أهم جوانب ممارسة هندسة الزلازل الجيوتقنية تقييم تأثيرات ظروف التربة المحلية على حركة الأرض القوية. سنقدم طرقًا لقياس أهم خصائص الحركات الأرضية القوية، وتوفر الأجزاء القادمة الخلفية والتقنيات اللازمة للتنبؤ بحركة الأرض في موقع محدد.

2- المخاطر البنيوية:

لا شك أن الصور الأكثر دراماتيكية وإثارة للذكرى للأضرار الناجمة عن الزلازل هي صور الانهيار البنيوي. من الانهيار المتوقع للمباني الحجرية والطوبية غير المقواة التي يعيش فيها العديد من سكان المناطق المتخلفة في العالم (الشكل 1.1) إلى التدمير المفاجئ للبناء الأكثر حداثة (الأشكال 1.2 إلى 1.4)، فإن الضرر البنيوي هو السبب الرئيسي للوفاة والخسائر الاقتصادية في العديد من الزلازل. ومع ذلك، لا يلزم انهيار الهياكل للتسبب في الوفاة والضرر. تسببت الأشياء المتساقطة مثل واجهات الطوب والحواجز على الجانب الخارجي من الهيكل أو الصور والأرفف الثقيلة داخل الهيكل في وقوع إصابات في العديد من الزلازل. يمكن أيضًا إتلاف المرافق الداخلية مثل الأنابيب والإضاءة وأنظمة التخزين أثناء الزلازل. على مر السنين، تم تحقيق تقدم كبير في تصميم الهياكل المقاومة للزلازل، وتحسنت متطلبات التصميم الزلزالي في أكواد البناء بشكل مطرد. ومع انتقال التصميم المقاوم للزلازل من التركيز على القوة الهيكلية إلى التركيز على كل من القوة والمرونة، زادت الحاجة إلى التنبؤات الدقيقة لحركات الأرض. في ممارسة التصميم الحالية، غالبًا ما يكون مهندس الزلازل الجيوتقني مسؤولاً عن تزويد مهندس الإنشاءات بحركات الأرض التصميمية المناسبة. سيتم وصف تأثيرات ظروف التربة المحلية على حركات الأرض ويوفر إرشادات لتطوير حركات الأرض التصميمية الخاصة بالموقع.

3- التميع:

لقد حدثت بعض الأمثلة الأكثر إثارة للدهشة على الأضرار الناجمة عن الزلازل عندما فقدت رواسب التربة قوتها وبدت وكأنها تتدفق على شكل سوائل. وفي هذه الظاهرة، التي يطلق عليها التميع، تقل قوة التربة، غالبًا بشكل كبير، إلى الحد الذي تصبح فيه غير قادرة على دعم الهياكل أو البقاء مستقرة. ولأن التميع يحدث فقط في التربة المشبعة، فإنه يُلاحظ عادةً بالقرب من الأنهار والخلجان وغيرها من المسطحات المائية. ويشمل مصطلح التميع في الواقع العديد من الظواهر ذات الصلة. على سبيل المثال، يمكن أن تحدث حالات فشل التدفق عندما تنخفض قوة التربة إلى ما دون المستوى المطلوب للحفاظ على الاستقرار في ظل الظروف الثابتة. وبالتالي فإن حالات فشل التدفق مدفوعة بقوى الجاذبية الثابتة يمكن أن تنتج حركات كبيرة جدًا. وقد تسببت حالات فشل التدفق في انهيار السدود الترابية (الشكل 1.5) والمنحدرات الأخرى. وفشل الأساسات (الشكل 1.6). إن زلزال سان فرناندو عام 1971 تسبب في فشل تدفق المياه في المنحدر العلوي لسد سان فرناندو السفلي (الشكل 1.7) والذي كاد أن يخرق السد. وكان من الممكن أن يقتل الآلاف في المنطقة السكنية الواقعة أسفل السد مباشرة. والانتشار الجانبي ظاهرة ذات صلة تتميز بالنزوح التدريجي أثناء اهتزاز الزلزال. واعتمادًا على عدد وقوة نبضات الإجهاد التي تتجاوز قوة التربة، يمكن أن ينتج الانتشار الجانبي نزوحات تتراوح من ضئيلة إلى كبيرة جدًا. والانتشار الجانبي شائع جدًا بالقرب من الجسور، ويمكن أن تؤدي النزوحات التي ينتجها إلى إتلاف الدعامات والأساسات والهياكل الفوقية للجسور (الشكلان 1.8 و1.9). وأخيرًا، لا تنطوي ظاهرة التميع على مستوى الأرض على نزوح جانبي كبير ولكن يمكن التعرف عليها بسهولة من خلال وجود غليان الرمل (الشكل 1.10) الناتج عن اندفاع المياه الجوفية إلى السطح. على الرغم من أن الغليان الرملي لا يشكل ضررًا كبيرًا بحد ذاته، إلا أنه يشير إلى وجود ضغوط عالية للمياه الجوفية يمكن أن يؤدي تبديدها في النهاية إلى هبوط التربة وتكوين ترسبات تفاضلية ضارة. إن التميع ظاهرة معقدة، لكن الأبحاث تقدمت إلى النقطة التي يمكن عندها تطوير إطار متكامل للفهم. سنقدم المفاهيم الأساسية التي يمكن من خلالها فهم قابلية جميع ظواهر التميع وظروفها المحفزة وتأثيراتها، جنبًا إلى جنب مع الإجراءات العملية لتقييم مخاطر التميع.

4- الانهيارات الأرضية:

غالبًا ما تسبب الزلازل القوية انهيارات أرضية. وعلى الرغم من أن غالبية هذه الانهيارات الأرضية صغيرة، إلا أن الزلازل تسببت أيضًا في انهيارات أرضية كبيرة جدًا. في عدد من الحالات المؤسفة، دفنت الانهيارات الأرضية الناجمة عن الزلازل مدنًا وقرى بأكملها (الشكل 1.11). والأكثر شيوعًا، أن الانهيارات الأرضية الناجمة عن الزلازل تسبب أضرارًا عن طريق تدمير المباني أو تعطيل الجسور وغيرها من المرافق المشيدة (الشكلان 1.12 و1.13). تنشأ العديد من الانهيارات الأرضية الناجمة عن الزلازل نتيجة لظاهرة التميع، ولكن العديد من الانهيارات الأخرى تمثل ببساطة فشل المنحدرات التي كانت مستقرة بشكل هامشي في ظل ظروف ثابتة. وسنصف الأنواع المختلفة من فشل المنحدرات الزلزالية، وتكرار حدوثها، والإجراءات المتبعة لتحليلها.

5- فشل الهياكل الاحتجازية:

تتعرض الحواجز المثبتة وجدران الأرصفة وغيرها من الهياكل الاحتجازية للتلف بشكل متكرر في الزلازل. وعادة ما يتركز الضرر في المناطق الواقعة على الواجهة البحرية مثل الموانئ والمرافئ (الشكل 1.14). ولأن مثل هذه المرافق غالبًا ما تكون ضرورية لنقل البضائع التي تعتمد عليها الاقتصادات المحلية غالبًا، فإن الخسائر التجارية المرتبطة بفشلها قد تتجاوز بكثير تكاليف الإصلاح أو إعادة البناء. وسنتناول التصميم الزلزالي للهياكل الاحتجازية.

6- مخاطر خطوط الحياة:

يمكن العثور على شبكة من المرافق التي توفر الخدمات المطلوبة للتجارة والصحة العامة في أي منطقة متقدمة تقريبًا. وقد أصبحت هذه الشبكات، التي تشمل الطاقة الكهربائية والاتصالات، والنقل، والمياه والصرف الصحي، وتوزيع النفط والغاز، وأنظمة تخزين النفايات، تُعرف مجتمعة باسم خطوط الحياة. وقد تشمل أنظمة خطوط الحياة محطات الطاقة وأبراج النقل والكابلات الكهربائية المدفونة؛ والطرق والجسور والموانئ والمطارات؛ إن أنظمة خط الحياة والمرافق التي تتألف منها تقدم خدمات يعتبرها الكثيرون أمراً مسلماً به ولكنها ضرورية في المناطق الصناعية الحديثة. إن فشل خط الحياة لا يخلف عواقب اقتصادية وخيمة فحسب، بل قد يؤثر أيضاً سلباً على البيئة ونوعية الحياة في أعقاب الزلزال. وقد يتسبب فشل خط الحياة في حدوث اضطرابات وخسائر اقتصادية تتجاوز إلى حد كبير تكلفة إصلاح المرافق التي تضررت بشكل مباشر بسبب هزات الزلزال. فقد تسبب زلزال لوما بريتا عام 1989 وزلزال نورثريدج عام 1994 في خسائر اقتصادية تقدر بنحو 8 مليارات دولار و30 مليار دولار في ولاية كاليفورنيا وحدها. وكانت لهذه الخسائر عواقب محلية وإقليمية وخيمة ولكنها لم تكن لها سوى آثار طفيفة على معظم المواطنين الأميركيين. ومن ناحية أخرى، تسبب زلزال ماناجوا عام 1972 في خسائر بلغت 2 مليار دولار، أي 40% من الناتج المحلي الإجمالي لنيكاراغوا في ذلك العام. ولقد أدت تكاليف إعادة الإعمار المرتفعة إلى نشوء دين وطني أدى إلى التضخم وزيادة البطالة، وساهم في نهاية المطاف في زعزعة استقرار الحكومة في نيكاراجوا. وفي الآونة الأخيرة، دمر زلزال هيوغو-كين نانبو مدينة كوبي في اليابان؛ وقد قدرت الأضرار الإجمالية بأكثر من مائة مليار دولار. كما يمكن أن تؤدي أعطال خطوط الإنقاذ إلى إعاقة الاستجابة للطوارئ وجهود الإنقاذ فور وقوع الزلازل المدمرة. على سبيل المثال، كان معظم الضرر الناجم عن زلزال سان فرانسيسكو عام 1906 ناجماً عن حريق لم يكن من الممكن مكافحته على النحو اللائق بسبب أنابيب المياه المكسورة. وبعد ثلاثة وثمانين عاماً، سمح التلفاز للعالم بمشاهدة حريق آخر في سان فرانسيسكو في أعقاب زلزال لوما بريتا. وقد نجمت هذه الحرائق عن أنابيب الغاز الطبيعي المكسورة، ومرة ​​أخرى، تعطلت جهود مكافحة الحرائق بسبب أنابيب المياه المكسورة. كما تسبب زلزال لوما بريتا في انهيار العديد من الطرق السريعة المرتفعة وانهيار جزء من جسر سان فرانسيسكو-أوكلاند باي. إن فقدان خطوط النقل هذه تسبب في حالة من الاختناق المروري في جميع أنحاء المنطقة. وظلت بعض الطرق السريعة المرتفعة خارج الخدمة بعد خمس سنوات من وقوع الزلزال.

7- مخاطر التسونامي والسيش:

يمكن أن تؤدي الحركات الرأسية السريعة لقاع البحر الناجمة عن تمزق الصدع أثناء الزلازل إلى حدوث أمواج بحرية طويلة الموجة تسمى التسونامي. وفي البحر المفتوح، تقطع أمواج التسونامي مسافات كبيرة بسرعات عالية ولكن من الصعب اكتشافها – وعادة ما يكون ارتفاعها أقل من متر واحد وأطوال موجية (المسافة بين القمم) عدة مئات من الكيلومترات. ومع اقتراب التسونامي من الشاطئ، فإن انخفاض عمق المياه يتسبب في انخفاض سرعته وزيادة ارتفاع الموجة. وفي بعض المناطق الساحلية، قد يؤدي شكل قاع البحر إلى تضخيم الموجة، مما ينتج عنه جدار عمودي تقريبًا من الماء يندفع إلى الداخل ويسبب أضرارًا مدمرة (الشكل 1.15). لقد تسبب تسونامي هوي توكايدو نونهايدو العظيم في مقتل 30 ألف شخص في اليابان عام 1707. كما تسبب زلزال تشيلي عام 1960 في حدوث تسونامي لم يقتل 300 شخص في تشيلي فحسب، بل قتل أيضًا 61 شخصًا في هاواي، وبعد 22 ساعة، 199 شخصًا في اليابان البعيدة (Iida et al., 1967). تُسمى الموجات الناجمة عن الزلازل في المسطحات المائية المغلقة بالسيش. وعادةً ما تكون ناجمة عن موجات زلزالية طويلة الأمد تتوافق مع الدور الطبيعي لتذبذب الماء في بحيرة أو خزان، ويمكن ملاحظة السييش على مسافات كبيرة من مصدر الزلزال. على سبيل المثال، تسبب زلزال الجمعة العظيمة عام 1964 في ألاسكا في حدوث أمواج مدمرة يصل ارتفاعها إلى 5 أقدام في بحيرات في لويزيانا وأركنساس (Spaeth and Berkman, 1967). يمكن أن يتشكل نوع آخر من الفوالق في حدوث إزاحات رأسية دائمة داخل بحيرة أو خزان. في عام 1959، أدت حركة الفالق الرأسية داخل بحيرة هيبجين إلى حدوث حركة تجاوزت سد هيبجين بالتناوب وكشفت عن قاع البحيرة المجاور للسد في عام 1959 (Steinbrugge and Cloud, 1962).

التخفيف من المخاطر الزلزالية:

في نهاية المطاف، فإن هدف مهندس الزلازل هو التخفيف من المخاطر الزلزالية. بالنسبة للإنشاءات الجديدة، يتم تضمين التخفيف من المخاطر في عملية التصميم المقاوم للزلازل. يعتمد التصميم المقاوم للزلازل للمنحدرات والسدود والجسور والهياكل الاحتجازية على الموضوعات المقدمة لاحقا، ويعد التخفيف من المخاطر الزلزالية الحالية مهمًا جدًا أيضًا. يتم تغطية الموضوع المهم المتمثل في معالجة رواسب التربة للتخفيف من المخاطر الزلزالية لاحقا.

الزلازل التاريخية الهامة:

تحدث الزلازل بشكل مستمر تقريبًا في جميع أنحاء العالم. لحسن الحظ، معظمها صغير جدًا بحيث لا يمكن الشعور بها. إن نسبة ضئيلة للغاية من الزلازل تكون كبيرة بما يكفي لإحداث أضرار ملحوظة، ونسبة ضئيلة من هذه الزلازل تكون كبيرة بما يكفي لاعتبارها زلازل كبرى. وعلى مدار التاريخ المسجل، يمكن اعتبار بعض هذه الزلازل الكبرى ذات أهمية خاصة، إما بسبب حجمها والأضرار التي أحدثتها أو بسبب ما تمكن العلماء والمهندسون من تعلمه منها. وترد في الجدول 1-1 قائمة جزئية بالزلازل الكبرى، والتي من الواضح أنها متحيزة نحو الزلازل في الولايات المتحدة والزلازل ذات الآثار الهندسية الجيوتقنية الكبيرة.

الشكل(1.1)

الشكل(1.2)

الشكل(1.3)

الشكل(1.4)

الشكل(1.5)

الشكل(1.6)

الشكل(1.7)

الشكل(8.1)

الشكل(1.9)

الشكل(1.10)

الشكل(1.11)

الشكل(1.12)

الشكل(1.13)

الشكل(1.14)

الشكل(1.15)

الجدول(1.1)

علم الزلازل والزلازل

تتطلب دراسة هندسة الزلازل الجيوتقنية فهم العمليات المختلفة التي تحدث بها الزلازل وتأثيراتها على حركة الأرض. نشأ مجال علم الزلازل (من الكلمة اليونانية seismos التي تعني زلزال وlogos التي تعني علم) من الحاجة إلى فهم البنية الداخلية وسلوك الأرض، وخاصة فيما يتعلق بظواهر الزلازل. وعلى الرغم من أن الزلازل ظاهرة معقدة، إلا أن التقدم في علم الزلازل أدى إلى فهم جيد لآليات ومعدلات حدوث الزلازل في معظم المناطق النشطة زلزاليًا في العالم. يقدم هذا الجزء مقدمة موجزة عن بنية الأرض، وأسباب حدوث الزلازل، والمصطلحات المستخدمة لوصفها. يمكن العثور على أوصاف أكثر اكتمالاً لهذه الموضوعات في عدد من نصوص علم الزلازل مثل: Gutenberg and Richter (1954), Richter (1958), Bullen (1975), Bath (1979), Bullen and Bolt (1985), Gubbins (1990), Lay and Wallace (1995), Bolt (1993).

البنية الداخلية للأرض

الأرض كروية تقريبًا، بقطر استوائي يبلغ 12740 كم وقطر قطبي يبلغ 12700 كم، ويحدث القطر الاستوائي الأكبر بسبب السرعات الاستوائية الأعلى بسبب دوران الأرض. تزن الأرض حوالي  5.4*10²¹طن مما يشير إلى متوسط ​​كثافة نوعية يبلغ حوالي 5.5. نظرًا لأن الجاذبية النوعية للصخور السطحية معروفة بأنها في حدود 2.7 إلى 3، فإن الجاذبية النوعية الأعلى تكون ضمنية في أعماق أكبر. كان أحد الإنجازات المهمة الأولى في علم الزلازل هو تحديد البنية الداخلية للأرض. تنتج الزلازل الكبيرة طاقة كافية للتسبب في اهتزازات قابلة للقياس في نقاط في جميع أنحاء العالم. عندما تنتقل الأنواع المختلفة من الموجات الزلزالية عبر الأرض، فإنها تنكسر وتنعكس عند الحدود بين الطبقات المختلفة، وتصل إلى نقاط مختلفة على سطح الأرض من خلال مسارات مختلفة. كشفت دراسات هذه الانكسارات والانعكاسات في وقت مبكر من هذا القرن عن البنية الطبقية للأرض ووفرت نظرة ثاقبة لخصائص كل طبقة.

الموجات الزلزالية

عندما يحدث زلزال، يتم إنتاج أنواع مختلفة من الموجات الزلزالية: الموجات الجسمية والموجات السطحية. الموجات الجسمية، التي يمكن أن تنتقل عبر باطن الأرض، هي من نوعين: موجات p وموجات s (الشكل 2.1). تتضمن موجات P، المعروفة أيضًا بالموجات الأولية أو الانضغاطية أو الطولية، ضغطًا متتاليًا وتخلخلًا للمواد التي تمر من خلالها. وهي تشبه الموجات الصوتية؛ حيث تكون حركة الجسيم الفردي الذي تنتقل من خلاله موجة p موازية لاتجاه السفر. ومثل الموجات الصوتية، يمكن أن تنتقل موجات p عبر المواد الصلبة والسوائل. تسبب موجات S، المعروفة أيضًا بالموجات الثانوية أو القص أو الموجات المستعرضة، تشوهات قص أثناء انتقالها عبر مادة. تكون حركة الجسيم الفردي عمودية على اتجاه انتقال الموجة s. يمكن استخدام اتجاه حركة الجسيمات لتقسيم الموجات s إلى مكونين، SV (حركة المستوى الرأسي) وSH (حركة المستوى الأفقي). تختلف السرعة التي تنتقل بها الموجات الجسمية باختلاف صلابة المواد التي تنتقل من خلالها. نظرًا لأن المواد الجيولوجية هي الأكثر صلابة عند الضغط، فإن الموجات p تنتقل أسرع من الموجات الزلزالية الأخرى وبالتالي فهي أول من يصل إلى موقع معين. السوائل، التي ليس لها صلابة قص، لا يمكنها تحمل الموجات s. تنشأ الموجات السطحية من التفاعل بين الموجات الجسمية والطبقات السطحية. تنتقل على طول سطح الأرض بسعة تتناقص بشكل كبير مع العمق (الشكل 2.2). نظرًا لطبيعة التفاعلات المطلوبة لإنتاجها، تكون الموجات السطحية أكثر بروزًا على مسافات أبعد من مصدر الزلزال. على مسافات أكبر من ضعف سمك قشرة الأرض، فإن الموجات السطحية، وليس الموجات الجسمية، ستنتج حركات أرضية قصوى. إن أهم الموجات السطحية لأغراض الهندسة هي موجات رايلي وموجات لوف. إن موجات رايلي، التي تنتج عن تفاعل موجات p وSV مع سطح الأرض، تنطوي على حركة جسيمات رأسية وأفقية. وهي تشبه، في بعض النواحي، الموجات الناتجة عن إلقاء صخرة في بركة. أما موجات لوف فتنتج عن تفاعل موجات SH مع طبقة سطحية ناعمة وليس لها مكون رأسي لحركة الجسيمات.

الشكل(2.1)

الشكل(2.2)

البنية الداخلية

القشرة التي يعيش عليها البشر هي الطبقة الخارجية للأرض. يتراوح سمك القشرة من حوالي 25 إلى 40 كيلومترًا تحت القارات (على الرغم من أنها قد تصل إلى 60 إلى 70 كيلومترًا تحت بعض السلاسل الجبلية الحديثة) وإلى 5 كيلومترات أو نحو ذلك تحت المحيطات – وهي جزء صغير جدًا من قطر الأرض (الشكل 2.3). البنية الداخلية للقشرة معقدة ولكن يمكن تمثيلها بطبقة بازلتية تعلوها طبقة جرانيتية في مواقع قارية. نظرًا لأنها معرضة للمحيطات أو الغلاف الجوي، فإن القشرة أكثر برودة من المواد الموجودة أسفلها (الشكل 2.4). بالإضافة إلى كونها أرق، فإن القشرة المحيطية تكون عمومًا أكثر تجانسًا وأكثر كثافة من القشرة القارية. يمثل التغيير الواضح في سرعة انتشار الموجة الحد الفاصل بين القشرة والوشاح الأساسي. تُعرف هذه الحدود بانقطاع موهو، نسبةً إلى عالم الزلازل الذي اكتشفها في عام 1909. وعلى الرغم من أن الطبيعة المحددة لموهو نفسها غير مفهومة جيدًا، فإن دورها كعاكس وكاسر للموجات الزلزالية راسخ جيدًا. يبلغ سمك الوشاح حوالي 2850 كم ويمكن تقسيمه إلى الوشاح العلوي والوشاح السفلي. لم يتم تسجيل أي زلازل في الوشاح السفلي، الذي يُظهر بنية سرعة موحدة ويبدو أنه متجانس كيميائيًا، باستثناء بالقرب من حدوده السفلية. يكون الوشاح أكثر برودة بالقرب من القشرة منه في أعماق أكبر ولكن لا يزال متوسط ​​درجة حرارته حوالي 4000 درجة فهرنهايت. ونتيجة لذلك، تكون مواد الوشاح في حالة لزجة وشبه منصهرة. تتصرف مثل المواد الصلبة عندما تتعرض لضغوط سريعة التطبيق، مثل تلك المرتبطة بالموجات الزلزالية، ولكنها يمكن أن تتدفق ببطء مثل السوائل استجابة للضغوط طويلة الأمد. مادة الوشاح لها كثافة نوعية تبلغ حوالي 4 إلى 5. يبلغ سمك اللب الخارجي، أو اللب السائل، حوالي 2260 كم. كسائل، لا يمكنه نقل موجات s. كما هو موضح في الشكل 2.5، تنخفض سرعة الموجة s إلى الصفر عند حدود اللب والوشاح، أو انقطاع جوتنبرج؛ لاحظ أيضًا الانخفاض الحاد في سرعة الموجة p. يتكون اللب الخارجي في المقام الأول من الحديد المنصهر (مما يساعد في تفسير جاذبيته النوعية العالية من 9 إلى 12). اللب الداخلي، أو اللب الصلب، هو مادة صلبة كثيفة جدًا (جاذبية نوعية تصل إلى حوالي 15). يتم ضغطها تحت ضغوط هائلة. تقدر درجة حرارة اللب الداخلي بأنها موحدة نسبيًا عند أكثر من 5000 درجة فهرنهايت. يوضح الشكل 2.6 تأثير بنية الأرض على توزيع الموجات الزلزالية أثناء الزلازل. نظرًا لأن سرعات انتشار الموجات تزداد عمومًا مع العمق، فإن مسارات الموجات عادة ما تنكسر مرة أخرى نحو سطح الأرض. الاستثناء هو عند حدود اللب والوشاح، حيث تكون سرعة اللب الخارجي أقل من سرعة الوشاح.

الشكل(2.3)

الشكل(2.4)

الشكل(2.5)

الشكل(2.6)

الانجراف القاري وتكتونيات الصفائح

على الرغم من أن الملاحظات التي تشير إلى التشابه بين خطوط السواحل والجيولوجيا في شرق أمريكا الجنوبية وغرب إفريقيا والجزء الجنوبي من الهند والجزء الشمالي من أستراليا كانت تثير اهتمام العلماء منذ القرن السابع عشر ((Glen, 1975; Kearey and Vine, 1990 إلا أن النظرية التي أصبحت تُعرف باسم الانجراف القاري لم تُطرح حتى أوائل القرن العشرين (Taylor, 1910; Wegener, 1915). على سبيل المثال، اعتقد فيجنر أن الأرض كانت تحتوي على قارة كبيرة واحدة فقط تسمى بانجيا قبل 200 مليون سنة. وكان يعتقد أن بانجيا انقسمت إلى قطع انجرفت ببطء (الشكل 2.7) إلى التكوين الحالي للقارات. ويظهر الشكل 2.8 نظرة أكثر تفصيلاً للتشابه الحالي بين سواحل إفريقيا وأمريكا الجنوبية. لم تحظ نظرية الانجراف القاري باهتمام كبير حتى عام 1960 تقريبًا، عندما تمكنت الشبكة العالمية الحالية لأجهزة قياس الزلازل من تحديد مواقع الزلازل بدقة، وتأكيد أن التشوهات طويلة الأمد كانت تتركز في مناطق ضيقة بين كتل القشرة السليمة نسبيًا. كما لم يبدأ استكشاف قاع المحيط على محمل الجد إلا بعد الحرب العالمية الثانية، عندما أصبحت تقنيات جديدة مثل قياس صدى المياه العميقة، وانكسار الزلازل، واستخراج العينات باستخدام المكبس متاحة. إن جيولوجيا قاع المحيط حديثة العهد، ولا تمثل سوى حوالي 5% من تاريخ الأرض ((Gubbins, 1990، وهي بسيطة نسبيًا. قدمت دراستها التفصيلية أدلة قوية داعمة للحركة التاريخية للقارات كما افترضت نظرية الانجراف القاري. وفي غضون 10 سنوات، أصبحت نظرية الانجراف القاري مقبولة على نطاق واسع ومعترف بها باعتبارها أعظم تقدم في علوم الأرض في قرن من الزمان.

تكتونيات الصفائح

اقترحت النظرية الأصلية للانجراف القاري صورًا لقارات ضخمة تندفع عبر البحار وعبر قاع المحيط. كان من المعروف أن قاع المحيط قوي جدًا بحيث لا يسمح بمثل هذه الحركة، وقد رفض معظم علماء الأرض هذه النظرية في البداية. ومع ذلك، من هذه الخلفية، بدأت النظرية الحديثة لتكتونيات الصفائح في التطور. الفرضية الأساسية لتكتونيات الصفائح هي أن سطح الأرض يتكون من عدد من الكتل الكبيرة السليمة تسمى الصفائح، وأن هذه الصفائح تتحرك بالنسبة لبعضها البعض. تنقسم قشرة الأرض إلى ست صفائح بحجم القارات (أفريقيا، وأمريكا، والقطب الجنوبي، وأستراليا والهند، وأوراسيا، والمحيط الهادئ) وحوالي 14 بحجم شبه القارات (على سبيل المثال، منطقة البحر الكاريبي، وكوكوس، ونازكا، والفلبين، إلخ). تظهر الصفائح الرئيسية في الشكل 2.9. انفصلت الصفائح الأصغر، أو الصفائح الدقيقة، عن الصفائح الأكبر في محيط العديد من حدود الصفائح الرئيسية ولكنها غير موضحة هنا. يحدث التشوه النسبي بين الصفائح فقط في المناطق الضيقة بالقرب من حدودها. إن هذا التشوه في الصفائح قد يحدث ببطء وبشكل مستمر (التشوه الزلزالي) أو قد يحدث بشكل متقطع في شكل زلازل (التشوه الزلزالي). ولأن التشوه يحدث بشكل رئيسي عند الحدود بين الصفائح، فمن المتوقع أن تتركز مواقع الزلازل بالقرب من حدود الصفائح. وتؤكد خريطة مراكز الزلازل الموضحة في الشكل 2.10 هذا التوقع، وبالتالي توفر دعماً قوياً لنظرية الصفائح التكتونية. إن نظرية الصفائح التكتونية هي نظرية حركية (أي أنها تفسر هندسة حركة الصفائح دون معالجة سبب هذه الحركة). ومع ذلك، يجب أن يكون هناك شيء يدفع الحركة، والكتلة الهائلة للصفائح المتحركة تتطلب أن تكون القوى الدافعة كبيرة للغاية. يعتمد التفسير الأكثر قبولاً على نطاق واسع لمصدر حركة الصفائح على متطلبات التوازن الحراري الميكانيكي لمواد الأرض. الجزء العلوي من الوشاح على اتصال بالقشرة الباردة نسبيًا بينما الجزء السفلي على اتصال بالنواة الخارجية الساخنة. من الواضح أن هناك تدرجاً في درجات الحرارة لابد وأن يوجد داخل الوشاح (انظر الشكل 2.4). إن تغير كثافة الوشاح مع درجة الحرارة يؤدي إلى حالة عدم الاستقرار حيث تستقر مادة أكثر كثافة (أبرد) فوق مادة أقل كثافة (أدفأ). وفي نهاية المطاف، تبدأ المادة الأكثر برودة وكثافة في الغرق تحت تأثير الجاذبية وتبدأ المادة الأكثر دفئاً والأقل كثافة في الارتفاع. وتسخن المادة الغارقة تدريجياً وتصبح أقل كثافة؛ وفي نهاية المطاف، سوف تتحرك جانبياً وتبدأ في الارتفاع مرة أخرى مع بدء المادة المبردة في الغرق. هذه العملية هي العملية المألوفة للحمل الحراري. تفرض تيارات الحمل الحراري في الصخور شبه المنصهرة للوشاح، والتي تم توضيحها تخطيطياً في الشكل 2.11، إجهادات قص على قاع الصفائح، وبالتالي “سحبها” في اتجاهات مختلفة عبر سطح الأرض. وقد تساهم ظواهر أخرى، مثل دفع التلال أو سحب الصفائح، أيضاً في حركة الصفائح (Hager, 1978).

الشكل(2.7)

الشكل(2.8)

الشكل(2.9)

الشكل(2.10)

الشكل(2.11)

حدود الصفائح

تم تحديد ثلاثة أنواع مميزة من حدود الصفائح، وفهم الحركة المرتبطة بكل منها سيساعد في فهم تكتونيات الصفائح. تؤثر خصائص حدود الصفائح أيضًا على طبيعة الزلازل التي تحدث على طولها.

حدود التباعد:

تتحرك الصفائح بعيدًا عن بعضها البعض (الشكل 2.12) عند حدود تُعرف باسم الشقوق الممتدة. ترتفع الصخور المنصهرة من الوشاح الأساسي إلى السطح حيث تبرد وتصبح جزءًا من الصفائح الممتدة. بهذه الطريقة، “تنمو” الصفائح عند التلال الممتدة. تتراوح معدلات الانتشار من حوالي 2 إلى 18 سم/سنة؛ وتشير التقديرات (Garfunkel, 1975) إلى أن القشرة المحيطية الجديدة تتشكل حالياً بمعدل نحو 3.1 كيلومتر مربع/سنة في مختلف أنحاء العالم. والقشرة، التي تتكون في معظمها من البازلت الطازج الشاب، رقيقة في المناطق المجاورة للتلال الممتدة. وقد تتشكل هذه القشرة نتيجة لحركة بطيئة نسبياً للصهارة إلى الأعلى، أو قد تقذف بسرعة أثناء النشاط الزلزالي. وقد أظهرت الصور الملتقطة تحت الماء تشكلات من الحمم البركانية الوسادية، بل وسجلت حتى ثورات بركانية في طور التقدم. والنشاط البركاني، الذي يحدث معظمه تحت سطح المحيط، شائع في المناطق المجاورة لحدود التلال الممتدة. وقد تبرز التلال الممتدة فوق المحيط؛ وجزيرة آيسلندا، حيث يكون النشاط البركاني مستمراً تقريباً (هناك 150 بركاناً نشطاً)، هي مثال على ذلك. وتبرد مادة الوشاح بعد أن تصل إلى السطح في الفجوة بين الصفائح الممتدة. مع تبريده، يصبح ممغنطًا (مغناطيسية متبقية) بقطبية تعتمد على اتجاه المجال المغناطيسي للأرض في ذلك الوقت. المجال المغناطيسي للأرض ليس ثابتًا على مقياس زمني جيولوجي؛ فقد تقلب وانقلب على فترات تاريخية غير منتظمة، مما فرض بالتالي شذوذًا مغناطيسيًا (انعكاسات القطبية) في الصخور التي تتشكل عند حدود التلال الممتدة. يكشف قياس المجال المغناطيسي في اتجاه عمودي على حدود صفيحة التلال الممتدة عن نمط متقلب من الكثافة المغناطيسية، كما هو موضح لمنطقة شرق المحيط الهادئ في الشكل 2.13. سمحت هذه الشذوذ المغناطيسي بتأريخ أجزاء كبيرة من الصفائح الرئيسية. تسمح مقارنة أعمار المواد المختلفة بتحديد هندسة وحركة الصفائح المختلفة وقد ثبت أنها لا تقدر بثمن في التحقق من نظرية الصفائح التكتونية وقبولها.

حدود الاندساس (الانغراز)

نظرًا لأن حجم الأرض يظل ثابتًا، فيجب موازنة تكوين مادة الصفائح الجديدة عند التلال المنتشرة باستهلاك مادة الصفائح في مواقع أخرى. يحدث هذا عند حدود منطقة الاندساس حيث تكون الحركة النسبية للصفيحتين تجاه بعضهما البعض. عند نقطة الاتصال، تغوص إحدى الصفيحتين، تحت الأخرى، كما هو موضح في الشكل 2.14. توجد حدود صفائح منطقة الاندساس قبالة السواحل الغربية للمكسيك وتشيلي، وجنوب سلسلة جزر ألوشيان في ألاسكا، وقبالة الساحل الشرقي لليابان. تظهر منطقة الاندساس كاسكاديا قبالة ساحل واشنطن وكولومبيا البريطانية في الشكل 2.14. غالبًا ما توجد حدود منطقة الاندساس بالقرب من حواف القارات. نظرًا لأن القشرة المحيطية باردة وكثيفة بشكل عام، فإنها تغرق تحت وزنها الخاص تحت القشرة القارية الأخف وزناً. عندما يكون معدل تقارب الصفائح مرتفعًا، يتشكل خندق عند الحدود بين الصفيحتين. في الواقع، تسمى حدود منطقة الاندساس أحيانًا حدود الخندق. تتولد الزلازل في منطقة بينيوف المنحدرة عند الواجهة بين الصفيحتين المندستين والفوقيتين. وعندما يكون معدل التقارب بطيئاً، تتراكم الرواسب في إسفين تراكمي أعلى الصخور القشرية، وبالتالي تحجب الخندق. وتسخن الصفيحة المندسة وتصبح أقل هشاشة مع غرقها. وفي النهاية، تصبح قابلة للطرق والسحب إلى الحد الذي يجعلها غير قادرة على إحداث الزلازل؛ ويدعم هذه الفرضية أعظم عمق زلزال مسجل يبلغ نحو 700 كيلومتر. وتذوب أجزاء من الصفيحة المندسة، فتنتج الصهارة التي يمكن أن ترتفع إلى السطح لتشكل خطاً من البراكين موازياً تقريباً لمنطقة الاندساس على الصفيحة العلوية. وعندما تتحرك الصفائح التي تحمل القارات في اتجاه بعضها البعض، يمكن أن تؤدي الاصطدامات القارية إلى تكوين سلاسل جبلية. وتتكون جبال الهيمالايا من طبقتين قشريتين تشكلتا عندما اصطدمت الصفيحة الأسترالية الهندية بالصفيحة الأوراسية. يؤدي تصادم الصفائح القارية التي تحمل قارتي أفريقيا وأوروبا حالياً إلى تقليص حجم البحر الأبيض المتوسط، وسوف يؤدي في نهاية المطاف إلى تكوين سلسلة جبال من نوع التصادم McKenzie, 1970.

الحدود التحويلية

تحدث الفوالق التحويلية حيث تتحرك الصفائح بجانب بعضها البعض دون تكوين قشرة جديدة أو استهلاك القشرة القديمة. وعادة ما توجد هذه الفوالق في محاذاة التلال المنتشرة كما هو موضح في الشكل 2.15. يتم التعرف على هذه الفوالق التحويلية من خلال الإزاحات في الشذوذ المغناطيسي. يمكن ملاحظة إزاحات الشذوذ المغناطيسي التي تحدد حدود الكسر على مدى آلاف الكيلومترات؛ ومع ذلك، فإن الجزء الوحيد من منطقة الكسر بين التلال المنتشرة هو ما يشار إليه باسم الفالق التحويلي. وكما هو موضح في الشكل 2.15، فإن الحركة على أجزاء منطقة الكسر التي تمتد إلى ما بعد الفالق التحويلي تكون في نفس الاتجاه على جانبي منطقة الكسر؛ وبالتالي لا توجد حركة نسبية بشكل عام. يمكن اعتبار هذه الأجزاء غير النشطة من منطقة الكسر فوالقا أحفورية لا تنتج زلازل. على سبيل المثال، تم وصف فالق سان أندرياس بأنه فالق تحويلي (Wilson, 1965) يربط سلسلة جبال شرق المحيط الهادئ قبالة ساحل المكسيك بسلسلة جبال خوان دي فوكا قبالة ساحل ولاية واشنطن. في الواقع، تكون هندسة الفوالق التحويلية معقدة للغاية عادةً مع العديد من الانحناءات والالتواءات، وغالبًا ما يتم تقسيمها إلى عدد من أقسام الفالق. يكون عمقها محدودًا عادةً ولكنه يمكن أن يمتد أفقيًا على مسافات طويلة جدًا. تشمل الفوالق التحويلية المهمة الأخرى فالق موتاجوا (الذي يفصل بين صفيحة أمريكا الشمالية والكاريبي)، والفالق الألبي في نيوزيلندا، ونظام فالق البحر الميت الذي يربط البحر الأحمر بجبال بيتليس في تركيا  (Kearey and Vine, 1 990). توفر تكتونيات الصفائح إطارًا مفيدًا للغاية لفهم وتفسير الحركات على سطح الأرض ومواقع الزلازل والبراكين. إن حركة الصفائح التكتونية مسؤولة عن تكوين المواد القشرية الجديدة واستهلاك المواد القديمة من حيث الأنواع الثلاثة لحركة الصفائح الموضحة في الشكل 2.16. ومع ذلك، فإنها لا تفسر كل الزلازل التكتونية المرصودة. على سبيل المثال، من المعروف أن الزلازل التي تحدث داخل الصفائح (الزلازل التي تحدث داخل الصفائح، بعيدًا عن حوافها) حدثت في معظم القارات. ومن الأمثلة المعروفة في أمريكا الشمالية سلسلة الزلازل التي حدثت في منتصف الصفائح بالقرب من نيو مدريد بولاية ميسوري: في عام 1811-1812، وزلزال تشارلستون عام 1886 (كارولينا الجنوبية). وزلزال تانغشان عام 1976 (الصين) وزلزال ماراثاوادا عام 1993 (الهند) من الأمثلة الأكثر حداثة للزلازل المدمرة التي تحدث داخل الصفائح.

الشكل(2.12)

الشكل(2.13)

الشكل(2.13)

الشكل(2.15)

الشكل(2.16)

الفوالق

في حين أن نظرية الصفائح التكتونية تنسب عمومًا الحركة النسبية للصفائح إلى أحد الأنواع الثلاثة السابقة من حدود الصفائح، فإن الفحص على نطاق أصغر يكشف أن الحركة في موقع معين يمكن أن تكون معقدة للغاية. في بعض المناطق، تكون حدود الصفائح مميزة ويسهل تحديدها، بينما في مناطق أخرى قد تكون ممتدة مع كسر حواف الصفائح لتكوين صفائح أصغر أو صفائح دقيقة محاصرة بين الصفائح الأكبر. محليًا، تحدث الحركة بين جزأين من القشرة على إزاحات جديدة أو موجودة مسبقًا في البنية الجيولوجية للقشرة تُعرف باسم الفوالق. قد يتراوح طول الفوالق من عدة أمتار إلى مئات الكيلومترات وتمتد من سطح الأرض إلى أعماق تصل إلى عشرات الكيلومترات. قد يكون وجودها واضحًا، كما ينعكس في التضاريس السطحية، أو قد يكون من الصعب جدًا اكتشافها. لا يعني وجود فالق بالضرورة أنه يمكن توقع الزلازل؛ يمكن أن تحدث الحركة بشكل غير زلزالي، أو قد يكون الفالق غير نشط. من ناحية أخرى، لا يعني عدم وجود فالق سطحي يمكن ملاحظته أن الزلازل لا يمكن أن تحدث؛ في الواقع، لا يصل تمزق الفالق إلى سطح الأرض في معظم الزلازل.

هندسة الفالق

يتم استخدام التدوين الجيولوجي القياسي لوصف اتجاه الفالق في الفضاء. في حين أن سطح الفالق الكبير قد يكون غير منتظم، يمكن تقريبه عادةً، على الأقل على مسافات قصيرة، كمستوى. يتم وصف اتجاه مستوى الفالق من خلال ضربة الفالق وانحداره. ضربة الفالق هي الخط الأفقي الناتج عن تقاطع مستوى الفالق مع مستوى أفقي كما هو موضح في الشكل 2.17. يتم استخدام السمت لوصف اتجاه الفالق فيما يتعلق بالشمال المباشر. يتم وصف المنحدر الهابط لمستوى الفالق من خلال زاوية الانحدار، وهي الزاوية بين مستوى الفالق والمستوى الأفقي المقاسة بشكل عمودي على الضربة. يكون للفالق الرأسي زاوية انحدار 90 بوصة.

حركة الفالق

عادةً ما يتم تقليص نوع الحركة التي تحدث على الفالق إلى مكونات في اتجاهي الاصطدام والانحدار. وفي حين أن بعض الحركة في كلا الاتجاهين أمر لا مفر منه، فإن الحركة في اتجاه واحد أو الآخر تسود عادةً.

حركة انزلاق الانحدار

تُعرف حركة الفالق التي تحدث في المقام الأول في اتجاه الانحدار (أو عموديًا على الاصطدام) بحركة انزلاق الانحدار. وهناك أنواع مختلفة من حركات انزلاق الانحدار، مصنفة وفقًا لاتجاه الحركة وزاوية انحدار الفالق. تحدث الفوالق، الموضحة في الشكل 2.18، عندما يكون المكون الأفقي لحركة انزلاق الانحدار امتداديًا وعندما تتحرك المادة الموجودة فوق الفالق المائل (يشار إليها أحيانًا باسم جدار الانحدار) إلى الأسفل بالنسبة للمادة الموجودة أسفل الفالق. يرتبط الفالق العادي عمومًا بإجهادات الشد في القشرة ويؤدي إلى إطالة القشرة أفقيًا. عندما يكون المكون الأفقي لحركة الانزلاق الانحداري انضغاطيًا وتتحرك المادة الموجودة فوق الفالق إلى الأعلى بالنسبة للمادة الموجودة أسفل الفالق، يقال إن الفالق عكسي. تؤدي الحركة على الفالق العكسي، الموضحة في الشكل 2.19، إلى تقصير أفقي للقشرة. نوع خاص من الفالق العكسي هو الفالق الانحداري، والذي يحدث عندما يكون لمستوى الفالق زاوية انحدار صغيرة. يمكن إنتاج حركات كبيرة جدًا عن طريق الفالق الانحداري؛ تعد جبال الألب الأوروبية مثالاً ممتازًا لبنية الدفع.

حركة الانزلاق الإزاحي

تسمى حركة الفالق التي تحدث بالتوازي مع الضارب حركة الانزلاق الإزاحي. تكون الفوالق الإزاحية عادة عمودية تقريبًا ويمكن أن تنتج حركات كبيرة. يتم تصنيف الفوالق الإزاحية أيضًا حسب الاتجاه النسبي لحركة المواد على جانبي الفالق. سيلاحظ المراقب الواقف بالقرب من فالق انزلاق إزاحي جانبي أيمن الأرض على الجانب الآخر من الفالق تتحرك إلى اليمين. وبالمثل، فإن المراقب المجاور لفالق انزلاق جانبي أيسر سوف يلاحظ أن المادة على الجانب الآخر تتحرك إلى اليسار. ويمكن وصف فالق الانزلاق الجانبي الأيسر الموضح في الشكل 2.20 a بأنه فالق انزلاق جانبي أيسر. ويُعد فالق سان أندرياس في كاليفورنيا مثالاً ممتازًا لفالق الانزلاق الجانبي الأيمن؛ ففي زلزال سان فرانسيسكو عام 1906، تم إزاحة العديد من الطرق والأسوار شمال سان فرانسيسكو بما يقرب من 6 أمتار (الشكل 2.20 b). وغالبًا ما تحدث حركة فالق مائلة (أي الحركة مع كل من مكونات انزلاق الانحدار والانزلاق الإزاحي). وقد تسبب زلزال سان فرناندو عام 1971 في تمزيق سطح الأرض على طول 15 كم. وكان أقصى إزاحة رأسية (ناتجة عن حركة الفالق العكسية) 1.46 متر. وكان الحد الأقصى للإزاحة الأفقية (من حركة الانزلاق الجانبي الأيسر) 2.13 متر (Berlin, 1980).

الشكل(2.17)

الشكل(2.18)

الشكل(2.19)

الشكل(2.20)

نظرية الارتداد المرن

إن صفائح الأرض في حركة مستمرة، وتشير نظرية الصفائح التكتونية إلى أن أغلب حركتها النسبية تحدث بالقرب من حدودها. ويمكن ملاحظة التأثيرات طويلة الأمد لهذه الحركة في السجل الجيولوجي، الذي يعكس التشوهات التي حدثت على مدى فترات طويلة جدًا من الزمن. ومع ظهور معدات قياس المسافة الإلكترونية الحديثة، يمكن أيضًا ملاحظة الحركات على مدى فترات زمنية أقصر كثيرًا. يوضح الشكل 2.21 مجموعة من خطوط المسح التي أنشأتها إدارة موارد المياه وقسم المناجم والجيولوجيا في كاليفورنيا عبر فالق سان أندرياس وكالافيراس. يشير تقصير الوترين 17 و19، وإطالة الوترين 20 و23، إلى حدوث حركة في الفالق. يظهر الوتر 21، الذي يقع بالكامل شرق فالق كالافيراس، تغيرًا طفيفًا في الطول. عندما تحدث الحركة النسبية للصفائح، يتم تخزين طاقة الانفعال المرنة (طاقة كامنة) في المواد القريبة من الحدود مع زيادة إجهادات القص على مستويات الفالق التي تفصل بين الصفائح. عندما يصل إجهاد القص إلى قوة قص الصخور على طول الفالق، تفشل الصخور ويتم إطلاق طاقة الانفعال المتراكمة. تعتمد تأثيرات الفشل على طبيعة الصخور على طول الفالق. إذا كانت ضعيفة، فإن طاقة الانفعال القليلة التي يمكن تخزينها ستنطلق ببطء نسبيًا وستحدث الحركة بشكل غير زلزالي. من ناحية أخرى، إذا كانت الصخور قوية وهشة، فسيكون الفشل سريعًا وسيطلق تمزق الصخور الطاقة المخزنة بشكل انفجاري، جزئيًا في شكل حرارة وجزئيًا في شكل موجات إجهاد يتم الشعور بها على شكل زلازل. تصف نظرية الارتداد المرن (Reid، 1911) هذه العملية المتمثلة في التراكم وإطلاق طاقة الانفعال المتتالية في الصخور المجاورة للفوالق. غالبًا ما يتم توضيحها كما هو موضح في الشكل 2.22. تعتبر طبيعة تراكم وإطلاق الإجهاد موضع اهتمام. إن الفوالق ليست موحدة، سواء من الناحية الهندسية أو من حيث خصائص المواد – يمكن أن توجد مناطق قوية وضعيفة على سطح الفالق. والمناطق الأقوى، والتي يشار إليها باسم الخشونة من قبل البعض (Kanamori and Stewart، 1978) والحواجز من قبل آخرين (Aki، 1979)، مهمة بشكل خاص. يفترض نموذج asperity لكسر الفالق أن إجهادات القص قبل الزلزال ليست موحدة عبر الفالق بسبب إطلاق الإجهاد في المناطق الأضعف عن طريق الزحف أو الهزات الأولية. يؤدي إطلاق الإجهادات المتبقية التي تحملها الخشونة إلى حدوث الزلزال الرئيسي الذي يترك سطح الفالق في حالة من الإجهاد الموحد. في نموذج الحاجز، يُفترض أن إجهادات ما قبل الزلزال على الفالق موحدة. عندما يحدث الزلزال الرئيسي، يتم إطلاق الإجهادات من جميع أجزاء الفالق باستثناء الحواجز الأقوى؛ تحدث بعد ذلك الهزات الارتدادية مع تكيف الصخور مع مجال الإجهاد الموحد الجديد. وبما أن الهزات الارتدادية شائعة الحدوث، فيبدو أن بعض المناطق القوية تتصرف كمناطق خشنة وبعضها الآخر كحواجز (Aki ، 1984). وتكمن الأهمية الهندسية للمناطق الخشنة والحواجز في تأثيرها على خصائص اهتزاز الأرض بالقرب من الفالق. فقد يتعرض موقع يقع بالقرب من إحدى هذه المناطق القوية لاهتزازات أقوى من موقع قريب بنفس القدر من الفالق ولكنه أبعد عن منطقة قوية. وعلى مسافات أكبر من الفالق تقل تأثيرات عدم تجانس الفالق. ومن المؤسف أنه لم يتم تطوير أساليب لتحديد مواقع هذه المناطق القوية قبل التمزق حتى الآن. ويتقدم التمزق عمومًا عبر الفالق كسلسلة من الخلع (يمكن اعتبار بعض الزلازل متعددة الأحداث سلسلة من الزلازل الصغيرة التي تحدث في تقارب مكاني وزماني وثيق). ويمكن نمذجة الزلازل الصغيرة كعمليات نقطية لأن أسطح تمزقها عادةً لا تمتد إلا لبضعة كيلومترات. ومع ذلك، يمكن أن تتمزق الزلازل الكبيرة على مسافات تصل إلى عشرات أو حتى مئات الكيلومترات، ويمكن أن تتأثر طبيعة اهتزازات الأرض بخصائص عملية التمزق. على سبيل المثال، تنبعث الموجات من الفالق بقوى مختلفة في اتجاهات مختلفة؛ ويمكن لمثل هذه التأثيرات الاتجاهية أن تنتج اختلافات سمتية في خصائص حركة الأرض (Benioff, 1955; Ben-Menachem, 1961). يمكن أن ينتج التداخل البناء للموجات الناتجة عن الخلع المتتالي نبضات قوية من الإزاحة الكبيرة تسمى التشكيل (الشكل 2.23) في المواقع القريبة التي يتقدم نحوها التمزق (Singh، 1985).

الشكل(2.21)

الشكل(2.22)

الشكل(2.23)

علاقة تكرار الزلازل

تشير نظرية الارتداد المرن إلى أن حدوث الزلازل من شأنه أن يخفف الضغوط على طول جزء الفالق الذي يحدث فيه الكسر، وأن الكسر اللاحق لن يحدث على هذا الجزء حتى تتاح للضغوط الوقت الكافي للتراكم مرة أخرى. وبالتالي، ينبغي أن ترتبط احتمالات وقوع زلزال على جزء فالق معين بطريقة ما بالوقت الذي انقضى منذ الزلزال الأخير، وربما بكمية الطاقة التي تم إطلاقها. ومن الناحية الاحتمالية، إذن، لا ينبغي اعتبار الزلازل الفردية على جزء فالق معين أحداثًا عشوائية مستقلة. وهذه الخاصية مهمة في تحليل المخاطر الزلزالية. ولأن الزلازل تخفف من طاقة الضغط التي تتراكم على الفوالق، فمن المرجح أن تحدث في المناطق التي لم يتم ملاحظة أي نشاط زلزالي فيها لفترة من الوقت. ومن خلال رسم حركة الفالق والنشاط الزلزالي التاريخي على طول الفالق، من الممكن تحديد الفجوات في النشاط الزلزالي في مواقع معينة على طول الفوالق. وفقًا لنظرية الارتداد المرن، إما أن الحركة تحدث بشكل غير زلزالي أو أن طاقة الإجهاد تتراكم في محيط هذه الفجوات الزلزالية. وفي المناطق التي يُعرف فيها أن الحالة الأخيرة هي الحال، يجب أن تمثل الفجوات الزلزالية المواقع الأكثر احتمالاً للزلازل المستقبلية. تم تحديد عدد من الفجوات الزلزالية في جميع أنحاء العالم وتم رصد زلازل كبيرة لاحقًا على العديد منها. حدث زلزال لورنا بريتا عام 1989 على جزء من فالق سان أندرياس تم تحديده سابقًا على أنه فجوة، كما هو موضح في الشكل 2.24. يقدم استخدام الفجوات الزلزالية وعدًا بتحسين قدرات التنبؤ بالزلازل وتقييم المخاطر الزلزالية.

الشكل(2.24)

العلاقة بالبيئة التكتونية

يعني الارتداد المرن أيضًا أن البيئات التكتونية القادرة على تخزين كميات مختلفة من الطاقة ستنتج زلازل بأحجام مختلفة. على سبيل المثال، ضع في اعتبارك البيئة التكتونية في محيط حدود صفيحة التلال الممتدة. أولاً، القشرة رقيقة؛ إن حجم الصخور التي يمكن أن تتراكم فيها طاقة الانفعال صغير. وثانياً، فإن المكون الأفقي لحركة الصفائح النسبية هو امتدادي؛ وبالتالي فإن الإجهاد الطبيعي على مستوى الفالق، ومعه قوة التمزق، منخفض. وثالثاً، فإن الصخور دافئة نسبياً وقابلة للطرق، وبالتالي فإنها لن تطلق طاقة الانفعال فجأة. وإذا أخذنا هذه العوامل مجتمعة، فإنها تحد من إجمالي طاقة الانفعال التي يمكن أن تتراكم وتنطلق فجأة عند حدود التلال الممتدة. وتفسر هذه العوامل غياب الزلازل الضخمة للغاية عند حدود التلال الممتدة. وبحلول الوقت الذي تنتقل فيه القشرة المحيطية من التلال الممتدة إلى منطقة الاندساس، تكون قد بردت وأصبحت أكثر سمكاً وقوة. والحركة النسبية للصفائح تكون باتجاه بعضها البعض، وبالتالي فإن الإجهادات الطبيعية الانضغاطية العالية تزيد من قوة التمزق على مستوى الفالق. ولأن حدود صفائح منطقة الاندساس مائلة، فإن مساحة التمزق المحتملة تكون كبيرة. وكل هذه العوامل تدعم التراكم المحتمل لكميات كبيرة جداً من طاقة الانفعال التي يمكن أن تنتج زلازل عظيمة عند إطلاقها فجأة. في الواقع، فإن أكبر الزلازل المسجلة كانت ناتجة عن مناطق الاندساس. وعند الفوالق التحويلية، تكون الصخور باردة وهشة بشكل عام، ولكن لا تتطور إجهادات ضغط كبيرة عادةً لأن الفوالق تكون غالبًا عمودية تقريبًا وتكون الحركة عادةً ذات طبيعة انزلاقية. ولأن عمق الفالق التحويلي محدود، فإن إجمالي كمية طاقة الانفعال التي يمكن تخزينها يتم التحكم فيها بطول الكسر. وقد لوحظت زلازل ضخمة جدًا تتضمن أطوال تمزق تبلغ مئات الكيلومترات على الفوالق التحويلية، ولكن قد لا يكون من الممكن حدوث زلازل “كبيرة” حقًا.

العزم الزلزالي

يمكن استخدام مفهوم نظرية الارتداد المرن لتطوير مقياس مفيد لحجم الزلزال. يتم تحديد العزم الزلزالي للزلزال من خلال

M₀ = μAD

حيث μ هي قوة تمزق المادة على طول الفالق، وA هي مساحة التمزق، وD متوسط ​​مقدار الانزلاق. يتم تسمية العزم الزلزالي بوحدات القوة مضروبة في الطول؛ ومع ذلك، فهو مقياس للعمل الذي يقوم به الزلزال. وعلى هذا النحو، فإن العزم الزلزالي يرتبط ارتباطًا وثيقًا بالطاقة المنبعثة أثناء الزلزال. ويمكن تقدير العزم الزلزالي من السجلات الجيولوجية للزلازل التاريخية، أو الحصول عليها من المكونات طويلة المدى لرسم بياني للزلازل (Bullen and Bolt، 1985).

مصادر أخرى للنشاط الزلزالي:

إن الإطلاق المفاجئ لطاقة الإجهاد نتيجة لتمزق الصخور عند حدود الصفائح هو السبب الرئيسي للنشاط الزلزالي في جميع أنحاء العالم. ومع ذلك، هناك مصادر أخرى للنشاط الزلزالي تنتج زلازل أصغر قد تكون مهمة في مناطق محلية. وقد ارتبطت الزلازل بالنشاط البركاني. وقد تنشأ الزلازل البركانية الضحلة نتيجة للتحول المفاجئ أو حركة الصهارة. في عام 1975، تسبب زلزال بقوة 7.2 درجة على مقياس ريختر في جزيرة هاواي الكبرى في أضرار جسيمة، وأعقبه بعد فترة وجيزة ثوران بركان كيلاويا. في الواقع، كان ثوران جبل سانت هيلينز في جنوب واشنطن عام 1980 ناتجًا عن زلزال بركاني صغير (M_s = 5.1) وضحل، مما تسبب في انهيار أرضي هائل على المنحدر الشمالي للبركان. وقد سمح تفريغ المنحدر الشمالي بحدوث الانفجار الرئيسي بعد حوالي 30 ثانية. ويمكن للثورات البركانية نفسها أن تطلق كميات هائلة من الطاقة بشكل أساسي على سطح الأرض وقد تنتج حركة أرضية كبيرة. وقد تنتج الموجات الزلزالية عن تفجير متفجرات كيميائية أو أجهزة نووية تحت الأرض (Bolt، 1975). وقد نشأت العديد من التطورات المهمة في علم الزلازل خلال سنوات الحرب الباردة من الحاجة إلى مراقبة أنشطة اختبار الأسلحة النووية في البلدان الأخرى. ويمكن أن يتسبب انهيار أسطح المناجم أو الكهوف، أو انفجار المناجم، في حدوث زلازل محلية صغيرة، كما يمكن أن تتسبب الانهيارات الأرضية الكبيرة. وقد أدى انهيار أرضي عام 1974 على طول نهر مونتارو في بيرو إلى حدوث موجات زلزالية تعادل الموجات التي يسببها زلزال بقوة 4.5 درجة (Bolt، 1989). وكانت الزلازل الناجمة عن الخزانات موضوعًا لدراسة كبيرة وبعض الجدل. وقد ازدادت الزلازل المحلية بشكل ملحوظ بعد ملء بحيرة ميد خلف سد هوفر على الحدود بين نيفادا وأريزونا في عام 1935. وعندما امتلأ خزان سد كوينا (الهند)، أصبحت الزلازل المحلية الضحلة شائعة في منطقة كان يُعتقد سابقًا أنها غير زلزالية تقريبًا. وفي عام 1967، بعد خمس سنوات من بدء ملء خزان كوينا، أدى زلزال بقوة 6.5 درجة إلى مقتل 177 شخصًا وإصابة أكثر من 2000 آخرين. وقد لوحظ أن الزلازل المحلية تزداد موسميًا مع الزيادات الموسمية في مستوى الخزان. وفي عام 1975، بعد سبع سنوات من ملء سد أوروفيل في منطقة ذات نشاط زلزالي تاريخي منخفض في شمال كاليفورنيا، بلغت سلسلة من الزلازل ذروتها في هزة رئيسية بقوة 5.7 درجة. وبعد بناء السد العالي، حدث زلزال بقوة 5.6 درجة في أسوان بمصر حيث لم يُلاحظ سوى القليل جدًا من النشاط الزلزالي الكبير في تاريخ المنطقة الممتد 3000 عام. في هذه الحالات، يبدو أن النشاط الزلزالي قد نشأ عن وجود الخزان. وبينما من المرجح أن يكون تأثير وزن المياه المحجوزة ضئيلاً في أعماق النشاط الزلزالي المستحث، فإن الزيادة في ضغط المياه المسامية التي تهاجر على شكل “نبضة” بعيدًا عن الخزان بعد الملء ربما كانت كافية لتقليل قوة الصخر إلى النقطة التي يمكن أن يحدث عندها الكسر.

الوصف الهندسي

لوصف موقع الزلزال، من الضروري استخدام المصطلحات الوصفية المقبولة. تنشأ الزلازل من تمزق الصخور على طول فالق، وحتى لو كان الكسر قد يشمل آلاف الكيلومترات المربعة من سطح مستوى الفالق، فيجب أن يبدأ في مكان ما. تسمى النقطة التي يبدأ عندها الكسر وتنشأ الموجات الزلزالية الأولى بؤرة الزلزال أو مركزه (الشكل 2.25). من البؤرة، ينتشر الكسر عبر الفالق بسرعات تتراوح من 2 إلى 3 كيلومتر في الثانية (Bolt، 1989). وعلى الرغم من أن كسر الفالق يمكن أن يمتد إلى سطح الأرض، فإن البؤرة تقع على عمق بؤري معين (أو عمق تحت مركز الزلزال) تحت سطح الأرض. وتسمى النقطة الموجودة على سطح الأرض فوق البؤرة مباشرة مركز الزلزال. وتُعرف المسافة على سطح الأرض بين المراقب أو الموقع ومركز الزلزال بالمسافة عن مركز الزلزال، وتُسمى المسافة بين المراقب والبؤرة بالمسافة البؤرية أو مسافة تحت مركز الزلزال.

حجم (قدر) الزلزال

من الواضح أن “حجم” الزلزال يشكل معلمة بالغة الأهمية، وقد وُصف بطرق مختلفة. فقبل تطوير الأجهزة الحديثة، كانت أساليب تحديد حجم الزلازل تعتمد على أوصاف أولية ونوعية لتأثيرات الزلازل. وفي الآونة الأخيرة، سمحت أجهزة قياس الزلازل الحديثة بتطوير عدد من المقاييس الكمية لحجم الزلزال. ونظرًا لأن العديد من هذه المقاييس تُستخدم بشكل شائع في كل من علم الزلازل وهندسة الزلازل، فيجب فهم السمات المميزة لكل منها.

الشكل(2.25)

موقع الزلزال

غالبًا ما يتم تحديد موقع الزلزال في البداية من حيث موقع مركزه الزلزالي. إن تحديد موقع مركز الزلزال الأولي هو مسألة بسيطة ومباشرة، ولكن تحديد الموقع النهائي قد يكون أكثر تعقيدًا إلى حد كبير. يعتمد تحديد الموقع الأولي على أوقات الوصول النسبية للموجات p وs إلى مجموعة من ثلاثة أجهزة قياس الزلازل على الأقل. نظرًا لأن الموجات p تنتقل بسرعة أكبر من الموجات s، فإنها ستصل أولاً إلى جهاز قياس الزلازل المعين. يعتمد الفرق في أوقات الوصول على الفرق بين سرعات الموجات p وs، وعلى المسافة بين جهاز قياس الزلازل وبؤرة الزلزال، وفقًا لـ

d= Δt_p-s/(1/v_s-1/v_p)

حيث Δt_p-s هو الفرق في الوقت بين وصول أول موجة p وs، وv_p وv_s هي سرعات الموجات p وs، على التوالي. في قاع الصخر، تتراوح سرعات الموجة p عمومًا من 3 إلى 8 كيلومترات في الثانية وتتراوح سرعات الموجة s من 2 إلى 5 كيلومترات في الثانية. ومن الممكن في أي جهاز قياس زلازل واحد تحديد المسافة المركزية ولكن ليس اتجاه مركز الزلزال. ويتم التعبير عن هذه المعرفة المحدودة بيانياً عن طريق رسم دائرة نصف قطرها يساوي المسافة المركزية. وعندما يتم رسم المسافة المركزية من جهاز قياس زلازل ثانٍ على شكل دائرة حول موقعه، يتم تضييق الموقع المحتمل لمركز الزلزال إلى نقطتي تقاطع الدائرتين. ومن الواضح أن جهاز قياس زلازل ثالث ضروري لتحديد الموقع الأكثر احتمالاً لمركز الزلزال كما هو موضح في الشكل 2.26. ويتم إجراء تقديرات أكثر دقة لموقع مركز الزلزال أو تحته باستخدام أجهزة قياس زلازل متعددة، ونموذج ثلاثي الأبعاد لسرعة الزلازل للأرض، وتقنيات التحسين العددي. وتعتمد دقة هذه التقنيات على عدد ونوعية وتوزيع أجهزة قياس الزلازل وعلى دقة نموذج سرعة الزلازل (Dewey، 1979).

شدة الزلزال

أقدم مقياس لحجم الزلزال هو شدة الزلزال. والشدة هي وصف نوعي لتأثيرات الزلزال في موقع معين، كما يتضح من الأضرار الملحوظة وردود الفعل البشرية في ذلك الموقع. نظرًا لأن الأوصاف النوعية لتأثيرات الزلازل متاحة عبر التاريخ المسجل، فيمكن تطبيق مفهوم الشدة على الحسابات التاريخية لتقدير مواقع وأحجام الزلازل التي حدثت قبل تطوير أدوات الزلازل الحديثة (الزلازل التي حدثت قبل استخدام الأدوات). كان هذا التطبيق مفيدًا جدًا في تحديد معدلات تكرار الزلازل ذات الأحجام المختلفة في مواقع مختلفة، وهي خطوة حاسمة في تقييم احتمالية المخاطر الزلزالية. يمكن أيضًا استخدام الشدة لتقدير مستويات الحركة الأرضية القوية، لمقارنة تأثيرات الزلازل في مناطق جغرافية مختلفة، ولتقدير خسائر الزلازل. تم تطوير مقياس روسي-فوريل (RF) للشدّة، الذي يصف الشدة بقيم تتراوح من I إلى X، في ثمانينيات القرن التاسع عشر واستخدم لسنوات عديدة. وقد حل محله إلى حد كبير في البلدان الناطقة باللغة الإنجليزية مقياس شدة ميركالي المعدل (MMI) الذي طوره في الأصل عالم الزلازل الإيطالي ميركالي وعدل في عام 1931 لتمثيل الظروف في كاليفورنيا بشكل أفضل (Richter، 1958). ويوضح الجدول 2-1 مقياس شدة ميركالي المعدل. وتتضح الطبيعة النوعية لمقياس شدة ميركالي المعدل من أوصاف كل مستوى شدة. وللوكالة اليابانية للأرصاد الجوية (JMA) مقياس شدة خاص بها، ويُستخدم مقياس ميدفيديف-سبونهوير-كارنيك (MSK) في وسط وشرق أوروبا. ويظهر الشكل 2.27 مقارنة بين مقاييس RF وMMI وJMA وMSK. وعادة ما يتم الحصول على شدة الزلازل من مقابلات مع المراقبين بعد الحدث. وغالبًا ما تتم المقابلات عن طريق البريد، ولكن في بعض المناطق النشطة زلزاليًا، يتم تنظيم المراقبين الدائمين وتدريبهم لإنتاج روايات عقلانية وغير عاطفية عن اهتزازات الأرض. وبما أن المراقبين والهياكل البشرية منتشرة على نطاق أوسع مما يمكن لأي مرصد زلزالي أن يأمل بشكل معقول في تشتيت الأدوات، فإن ملاحظات الشدة توفر معلومات تساعد في تحديد توزيع اهتزازات الأرض في منطقة ما. يسمح رسم بياني لشدة الاهتزازات المبلغ عنها في مواقع مختلفة على الخريطة برسم خطوط متساوية الشدة، أو خطوط تساوي الزلازل. تسمى هذه الخريطة خريطة متساوية الزلازل (الشكل 2.28). تكون الشدة أعظم بشكل عام في محيط مركز الزلزال، وغالبًا ما يستخدم مصطلح شدة مركز الزلزال كوصف تقريبي لحجم الزلزال. تُظهر الخرائط متساوية الزلازل كيف تتناقص الشدة، أو تضعف، مع زيادة المسافة بين مركز الزلزال ونقطة الزلزال.

الشكل(2.26)

الجدول(2-1)

الشكل(2.27)

الشكل(2.28)

حجم الزلزال

لقد أتيحت إمكانية الحصول على مقياس أكثر موضوعية وكميًا لحجم الزلزال مع تطوير الأجهزة الحديثة لقياس حركة الأرض أثناء الزلازل. وفي السنوات الستين الماضية، زاد تطوير الأجهزة الزلزالية وفهمنا للكميات التي تقيسها بشكل كبير. تسمح الأجهزة الزلزالية بإجراء قياس موضوعي وكمي لحجم الزلزال يسمى حجم الزلزال. تتم معظم قياسات حجم الزلزال بواسطة الأجهزة (أي بناءً على بعض الخصائص المقاسة لهزات الأرض).

حجم الزلزال المحلي وفقًا لريختر

في عام 1935، استخدم تشارلز ريختر مقياس الزلازل وود أندرسون لتحديد مقياس الحجم للزلازل المحلية الضحلة (مسافات مركزية أقل من حوالي 600 كيلومتر في جنوب كاليفورنيا (Richter، 1935). عرّف ريختر ما يُعرف الآن بالقدر المحلي بأنه اللوغاريتم العشري لأقصى سعة أثر (بالميكرومتر) المسجلة على مقياس الزلازل وود أندرسون الواقع على بعد 100 كيلومتر من مركز الزلزال. يُعد القدر المحلي لريختر (M_L) أفضل مقياس معروف للقدر، ولكنه ليس دائمًا المقياس الأكثر ملاءمة لوصف حجم الزلزال.

قدر الموجة السطحية

لا يميز القدر المحلي لريختر بين أنواع مختلفة من الموجات. وقد تم تطوير مقاييس أخرى للقدر تستند إلى القدر على سعة موجة معينة. على مسافات مركزية كبيرة، عادةً ما يتم إضعاف الموجات الجسمية وتشتيتها بدرجة كافية بحيث تهيمن الموجات السطحية على الحركة الناتجة. قدر الموجة السطحية (Gutenberg and Richter، 1936) هو مقياس عالمي للقدر يعتمد على سعة موجات رايلي بفترة تبلغ حوالي 20 ثانية. يتم الحصول على حجم الموجة السطحية من

M_s = logA + 1.66 logΔ + 2.0

حيث A هو أقصى إزاحة للأرض بالميكرومتر وΔ هي المسافة المركزية لجهاز قياس الزلازل المقاسة بالدرجات. لاحظ أن حجم الموجة السطحية يعتمد على أقصى سعة إزاحة للأرض (بدلاً من أقصى سعة أثر لجهاز قياس الزلازل المعين)؛ وبالتالي، يمكن تحديده من أي نوع من أجهزة قياس الزلازل. يستخدم حجم الموجة السطحية بشكل شائع لوصف حجم الزلازل الضحلة (أقل من حوالي 70 كم والبعيدة (أبعد من حوالي 1000 كم) المتوسطة إلى الكبيرة.

حجم الموجة الجسمية

بالنسبة للزلازل ذات البؤرة العميقة، غالبًا ما تكون الموجات السطحية صغيرة جدًا بحيث لا تسمح بتقييم موثوق لحجم الموجة السطحية. حجم الموجة الجسمية (Gutenberg ، 1945) هو مقياس عالمي للحجم يعتمد على سعة الدورات القليلة الأولى من الموجات p التي لا تتأثر بشدة بعمق البؤرة (Bolt، 1989). يمكن التعبير عن حجم الموجة الجسمية على النحو التالي

m_b= logA-logT+0.01Δ+5.9

حيث A هي سعة الموجة p بالميكرومتر و T هي فترة الموجة p (عادة حوالي ثانية واحدة). يمكن أيضًا تقدير حجم الموجة الجسمية من سعة موجات رايلي ذات الوضع الأعلى التي تبلغ فترة ثانية واحدة (Nuttli، 1973)؛ يستخدم الحجم الناتج، m_bLg، بشكل شائع لوصف الزلازل داخل الصفائح.

مقاييس الحجم الأخرى للأجهزة

تم أيضًا اقتراح مقاييس الحجم باستخدام أجزاء مختلفة من السجل الآلي. إن ذروة حركة الزلزال هي الموجات المتناثرة (Aki، 1969) التي تتبع مرور الموجات الأولية (غير المنعكسة) للجسم والسطح. أظهر أكي (1969) أن بعض خصائص الذروة لا تعتمد على مسار الحركة، وطور مقياس الذروة M_c، والذي يمكن الحصول عليه من تلك الخصائص. يمكن استخدام مقياس المدة، M_D، الذي يعتمد على المدة الإجمالية للزلزال، لوصف الزلازل الصغيرة التي غالبًا ما تكون أكثر أهمية لعلماء الزلازل من المهندسين (Real and Teng, 1973). تستخدم وكالة الأرصاد الجوية اليابانية موجات طويلة المدى لتحديد مقياس محلي للقدر، M_JMA، للزلازل اليابانية.

من المهم أن ندرك أن مقاييس القدر الموصوفة سابقًا هي كميات تجريبية تستند إلى قياسات مختلفة للأجهزة لخصائص اهتزاز الأرض. ومع ذلك، مع زيادة إجمالي كمية الطاقة المنبعثة أثناء الزلزال، فإن خصائص اهتزاز الأرض لا تزداد بالضرورة بنفس المعدل. بالنسبة للزلازل القوية، تصبح خصائص اهتزاز الأرض المقاسة أقل حساسية لحجم الزلزال مقارنة بالزلازل الأصغر. يشار إلى هذه الظاهرة باسم التشبع؛ حيث تشبع موجات الجسم ومقاييس ريختر المحلية عند مقادير تتراوح من 6 إلى 7، وتشبع موجات السطح عند حواليM_s=8 . لوصف حجم الزلازل الكبيرة جدًا، سيكون من المرغوب فيه وجود مقياس للقدر لا يعتمد على مستويات اهتزاز الأرض، وبالتالي لا يتشبع. إن مقياس الحجم الوحيد الذي لا يخضع للتشبع هو مقياس العزم (Kanamori، 1977؛ Hanks and Kanamori، 1979) لأنه يعتمد على العزم الزلزالي، وهو مقياس مباشر للعوامل التي تنتج الكسر على طول الفالق. ويُعطى مقياس العزم بواسطة

M_w= (logM₀/1.5)-10.7

حيث M₀ هو العزم الزلزالي بالداين-سم. ويمكن رؤية العلاقة بين مقاييس الحجم المختلفة في الشكل 2.29. ويشار إلى تشبع المقاييس الآلية من خلال تسطيحها عند قيم أعلى من الحجم. وكمثال على تأثيرات تشبع الحجم، أنتج كل من زلزال سان فرانسيسكو عام 1906 وزلزال تشيلي عام 1960 اهتزازات أرضية أدت إلى اهتزازات سطحية بلغت شدتها 8.3، على الرغم من أن أحجام أسطح الكسر الخاصة بهما، والتي تم توضيحها من خلال المناطق المظللة في الشكل 2.30، كانت مختلفة تمامًا. إن التفاوت الكبير في إطلاق الطاقة انعكس على حجم الزلازل: 7.9 درجة في سان فرانسيسكو و9.5 درجة في تشيلي. يقترح بولت (1989) استخدام M_L، أو m_b للزلازل الضحلة التي تتراوح قوتها بين 3 و7 درجات، وM_s للزلازل التي تتراوح قوتها بين 5 و7.5 درجات، وM_w للزلازل التي تزيد قوتها عن 7.5 درجات.

الشكل(2.29)

الشكل(2.30)

طاقة الزلزال

غالبًا ما يتم تقدير إجمالي الطاقة الزلزالية المنبعثة أثناء الزلزال من العلاقة (Gutenberg and Richter، 1956)

LogE= 11.8+1.5M_s

حيث يتم التعبير عن E بالإرغة.

وقد تبين لاحقًا (Kanamori، 1983) أن هذه العلاقة قابلة للتطبيق على حجم العزم أيضًا. وهذا يعني أن التغيير في الوحدة في الحجم يتوافق مع زيادة قدرها 32 ضعفًا في الطاقة الزلزالية. إن زلزالاً بقوة 5 درجات على مقياس ريختر سوف يطلق نحو 0.001 مرة من طاقة زلزال بقوة 7 درجات على مقياس ريختر، مما يوضح عدم فعالية الزلازل الصغيرة في تخفيف تراكم طاقة الضغط التي تسبب زلازل ضخمة للغاية. إن كمية الطاقة المنبعثة من الزلازل غالباً ما يصعب فهمها؛ فعلى الرغم من أن إرغة واحدة صغيرة، فإن الطاقة المنبعثة في قنبلة ذرية بحجم القنبلة المستخدمة في هيروشيما (مكافئ 20000 طن من مادة تي إن تي) سوف تتوافق مع زلزال بقوة 6.0 درجات على مقياس ريختر. وعلى هذا الأساس، فإن زلزال تشيلي عام 1960 (M_w = 9.5) أطلق قدراً من الطاقة يعادل 178000 قنبلة ذرية من هذا القبيل (الشكل 2.31).

الشكل(2.31)

الملخص

1. للأرض بنية طبقية – القشرة السطحية تقع تحتها بدورها الوشاح، والنواة الخارجية، والنواة الداخلية. تزداد درجة حرارة كل طبقة مع العمق. يتسبب تدرج درجة الحرارة في الوشاح في تحرك الصخور شبه المنصهرة ببطء عن طريق الحمل الحراري.
2. تنقسم القشرة إلى عدد من الصفائح الكبيرة والصفائح الصغيرة. تتسبب إجهادات القص على قيعان الصفائح، الناتجة عن الحركة الجانبية للوشاح الحامل، وقوى الجاذبية في تحرك الصفائح بالنسبة لبعضها البعض.
3. تتسبب الحركة النسبية للصفائح في تراكم الضغوط على حدودها. مع حدوث الحركة، تتراكم طاقة الانفعال في محيط الحدود. تتبدد هذه الطاقة في النهاية: إما بسلاسة وبشكل مستمر أو بطريقة انزلاقية تنتج الزلازل. يعتمد حجم الزلزال على كمية الطاقة المنبعثة.
4. هناك ثلاثة أنواع مختلفة من حدود الصفائح وتؤثر خصائصها على كمية طاقة الانفعال التي يمكن أن تتراكم بالقرب منها.
5. تسمى الأسطح التي تحدث عليها الحركات النسبية بالفوالق. في موقع معين، يُفترض أن يكون الفالق مستويًا باتجاه يوصف بضربه وانحداره. تنقسم حركة الفالق إلى مكونات انحدار وانزلاق (فالق عادي وعكسي) ومكونات انزلاق وانزلاق (فالق جانبي أيسر وجانبي أيمن).
6. تشير وظيفة إطلاق الطاقة للزلازل إلى أنه ينبغي توقع فترة زمنية لتراكم طاقة الإجهاد بين الزلازل الكبيرة في نفس الموقع. كما تشير إلى أن الزلازل من المرجح أن تحدث على طول أجزاء من الفالق التي لوحظ فيها نشاط زلزالي ضئيل – ما لم تحدث حركة الصفائح بشكل غير زلزالي.
7. شدة الزلزال هي مقياس نوعي لتأثيرات الزلزال في موقع معين. وهي مرتبطة بحجم الزلزال ولكنها تتأثر أيضًا بعوامل أخرى. يمكن استخدام الخرائط الزلزالية لوصف التباين المكاني لشدة زلزال معين. نظرًا لعدم الحاجة إلى قياسات آلية، يمكن استخدام الحسابات التاريخية لتقدير قيم الشدة للزلازل التي حدثت قبل استخدام الأجهزة.
8. حجم الزلزال هو مقياس كمي لحجم الزلزال. تعتمد معظم مقاييس الحجم على خصائص حركة الأرض المقاسة. يعتمد الحجم المحلي على سعة التتبع لجهاز قياس الزلازل المعين، ويعتمد حجم الموجة السطحية على سعة موجات رايلي، ويعتمد حجم الموجة الجسمية على سعة موجات p. نظرًا لأن هذه السعات تميل إلى الوصول إلى قيم حدية، فقد لا تعكس مقاييس الحجم هذه بدقة حجم الزلازل الكبيرة جدًا. إن حجم العزم، الذي لا يتم الحصول عليه من خصائص حركة الأرض، قادر على وصف حجم أي زلزال.
9. مقاييس حجم الزلزال لوغاريتمية، وبالتالي فإن التغيير في الوحدة في الحجم يقابله تغيير بمقدار 10 أضعاف في معامل الحجم (خاصية حركة الأرض أو العزم الزلزالي). ترتبط الطاقة المنبعثة من الزلزال بالحجم بطريقة تجعل التغيير في الوحدة في الحجم يعادل تغييرًا في الطاقة بمقدار 32 ضعفًا.

مسائل الواجبات المنزلية

2.1 يُعتقد أن الحمل الحراري الناتج عن التدرجات الحرارية في الوشاح العلوي هو السبب الرئيسي لانجراف القارات. قدّر التدرج الحراري المتوسط ​​في الوشاح العلوي.

2.2 معامل التمدد الحراري للوشاح العلوي هو حوالي 2.5*10^-5/^oK. قدّر نسبة الكثافة في الجزء العلوي من الوشاح العلوي إلى الكثافة في الجزء السفلي من الوشاح العلوي.

2.3 باستخدام البيانات من الشكل 2.21، حدد ما إذا كانت فالق سان أندرياس وكالافيراس تخضع لفوالق الانزلاق الجانبي الأيمن أو الأيسر.

2.4 باستخدام البيانات من الشكل 2.21، قم بتقدير متوسط ​​معدل الحركة النسبية على طول فالق سان أندرياس وكالافيراس خلال الفترة من 1959 إلى 1970.

2.5 بافتراض أن الموجات p وs قد سافرت عبر القشرة بسرعة 6 و3 كيلومتر في الثانية على التوالي، قم بتقدير الموقع المركزي (خط العرض وخط الطول) للزلزال الافتراضي الذي تعطى خصائصه أدناه:

2.6 باستخدام خريطة كاليفورنيا، حدد الفالق الذي من المرجح أن يحدث عليه الزلزال الافتراضي للمشكلة 2.5؟

2.7 يتسبب الزلزال في حدوث إزاحة انزلاقية متوسطة تبلغ 2.5 متر على جزء من فالق تحويلي يبلغ طوله 80 كم وعمقه 23 كم. بافتراض أن الصخور على طول الفالق كان متوسط ​​قوة تمزقها 175 كيلو باسكال، قم بتقدير عزم الزلزال وحجم عزم الزلزال.

المراجع:

IIDA, K., COX, D.C., AND PARARAS-CARAYANNIS, G. (1967). “Preliminary catalog of tsunamis occurring in the Pacific Ocean,” Report No. HIG-67-10, Hawaii Institute of Geophysics, University of Hawaii, Honolulu, Hawaii.

SPAETH, M.G. AND BERKMAN, S.C. (1967). “The tsunami of March 28, 1964 as recorded at tide stations,” ESSA Technical Report C and GS 33, U.S. Coast and Geodetic Survey, Rockville, Maryland.

STEIXBRUGGE, K.V. AND CLOUD, W. (1962). “Epicentral intensities and damage in the Hebgen Lake, Montana earthquake of August 17, 1959,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 52, NO. 2, pp. 181-234.

GUTENBERG, B. AND RICHTER, C.F. (1954). Seismicity of the Earth and Related Phenomena, Princeton University Press, Princeton, New Jersey, 310 pp

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

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.

BATH, M. (1979). Introduction to seismology, Birkhauser, Boston, 428 pp.

GUBBINS, D. (1990). Seismology and Plate Tectonics, University Press, Cambridge, 339 pp.

LAY, T. AND WALLACE, T.C. (1995). Modern Global Seismology, Academic Press, San Diego, 521 pp.

BOLT, B.A. (1993). Earthquakes, W.H. Freeman, New York, 331 pp.

GLEN, W. (1975). Continental Drift and Plate Tectonics, Charles E. Merrill, Columbus, Ohio.

KEAREY, P. WD VINE,F .J. (1990). Global Tectonics, Blackwell, Oxford, 302 pp.

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.

WEGENER, A. (19 15). Die Entstehung der Kontinente und Ozeane, Vieweg, Braunschweig, Germany.

HAGER, B.H. (1978). “Oceanic plate driven by lithospheric thickening and subducted slabs,” Nature, Vol. 276, pp. 156-159.

MCKENZIE, D.P. (1 970). “Plate tectonics of the Mediterranean region,” Nature, London, pp 226-239.

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, p. 4425.

WILSON, J.T. (1965). “A new class of faults and their bearing on continental drift,” Nature, Vol. 207, pp. 343-347.

KEAREY, P. and VINE, F .J. (1990). Global Tectonics, Blackwell, Oxford, 302 pp.

BERLIN, G.L. (1980). Earthquakes and the Urban Environment, CRC Press, Boca Raton, Florida, Vol. 1, 21 1 pp.

REID, H.F. (191 1). “The elastic rebound theory of earthquakes,” Bulletin of the Department of Geology, University of, Berkeley, Vol. 6, pp. 413-444.

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.

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.

BENIOFF, H. (1955). “Mechanism and strain characteristics of the White Wolf fault as indicated by the aftershock sequence,” Earthquakes in Kern County, California During 1955, California Division of Mines, Bulletin 171, G.B. Oakeshott, ed., pp. 199-202.

BEN-MENACHEM, A. (1961). “Radiation patterns of seismic surface waves from finite moving sources,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 51, pp. 401-435.

SINGH, J. P. (1985). Earthquake ground motions: Implications for designing structures and reconciling structural damage, Earthquake Spectra, Vol. 1, No. 2, pp. 239-270.

BULLEN, K.E. AND BOLT, B.A. (1985). An Introduction to the Theory of Seismology, Cambridge University Press, Cambridge.

BOLT, B.A. (1975). Nuclear Explosions and Earthquakes, W.H. Freeman, San Francisco.

BOLT, B.A. (1989). The nature of earthquake ground motion, in F. Naeim, ed., The Seismic Design Handbook, Van Nostrand Reinhold, New York.

DEWEY, J.W. (1979). “A consumer’s guide to instrumental methods for determination of hypo- centers,” A.W. Hatheway and C.R. McClure, Jr., eds.. Geology in the Siting of Nuclear Power Plants, Geologic Society of America Reviews in Engineering Geology, Vol. 4, pp. 109-117.

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

GUTENBERG, B., AND RICHTER, C.F. (1936). “On Seismic Waves (third paper)”, Gerlands Bietraege zur Geophysik, Vol. 47, pp. 73-131.

GUTENBERG, B. (1945). “Magnitude determination for deep-focus earthquakes,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 35, pp. 117-130.

AKI, K. (1969). Analysis of the seismic coda of local earthquakes as scattered waves, Journal of Geo- physical Research, Vol. 74, pp. 615-631.

REAL, C.R. AND TENG, T. (1973). “Local Richter magnitude and total signal duration in southern California,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 63, No. 5.

HANKST, .C. AND KANAMORI, H. (1979). “A moment magnitude scale,” Journal of Geophysical Research, Vol. 84, pp. 2348-2350.

KANAMORI, H. (1977). “The Energy Release in Great Earthquakes,” Journal of Geophysical Research, Vol. 82, pp. 2981-2987.

GUTENBERBG, B. AND RICHTER, C.F. (1956). “earthquake magnitude: intensity, energy, and acceleration,” Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 46, pp. 104-145.

KANAMORI, H. (1983). Magnitude scale and quantification of earthquakes, Tectonophysics, Vol. 93, pp. 185-199.