واکاوی خطراتی که گسل‌های لرزه‌زا را تهدید می‌کنند

طیف وسیعی از خطرات طبیعی در کنار ما و خانه ما وجود دارد و یکی از مخرب‌ترین این خطرات که جان انسان‌ها را تهدید می‌کند، زلزله است که ارتباط مستقیمی با مرزهای تکتونیکی صفحات قاره‌ای و اقیانوسی و حرکت آنها دارد. از زلزله‌های مخرب اخیر در سطح جهان، می‌توان به زلزله سوماترا با بزرگای گشتاور 9.3-9، زلزله توهوکو با بزرگای 9 در سال 1390، زلزله شیلی با بزرگی 8.8 در سال 1389 و آخرین آنها، زلزله‌ای با بزرگی 7.9 و در عمق 15کیلومتری سطح زمین در سال 1394 در نپال اشاره کرد که با تمام قدرت ویران‌کننده خود، خطرات طبیعی مرز صفحات را به ما یادآوری می‌کنند. در این زلزله‌های ویرانگر، حدود نیم ‌میلیون نفر در سراسر جهان جان خود را از دست داده‌اند. زلزله‌های مرگ‌بار در ایران مانند زلزله بوئین‌زهرا، زلزله رودبار-منجیل، زلزله بم، زلزله لار و زلزله‌های دیگر با بزرگی گشتاور 5.5 تا 7.3 از سال 1339 تاکنون، باعث جان‌باختن 141 هزار نفر از هم‌وطنانمان شده‌اند. این به معنای آن است که در هر سال، به‌طور متوسط در ایران دو هزارو 500 نفر جان خود را بر اثر زلزله‌های ویرانگر از دست داده‌اند. به ‌عبارت دیگر، می‌توان تعداد جان‌باختگان در ایران بر اثر زلزله‌های مرگ‌بار را معادل سقوط 14 هواپیمای ایرباس در سال در نظر گرفت. این نشان‌دهنده عمق فاجعه‌ای است که مردمان سرزمین ما را تهدید می‌کند. این آمار تکان‌دهنده درعین‌حال به ما یادآوری می‌کند که ما به اصل «زلزله ما را نمی‌کشد، بلکه این ساختمان‌های سُست‌بنیان هستند که این کار را انجام می‌دهند»، توجه کافی نکرده‌ایم و برنامه‌ریزی کوتاه‌مدت و درازمدتی را تدارک ندیده‌ایم. علاوه بر این، به علت ناکافی‌بودن ایستگاه‌های لرزه‌نگاری در کشور، امکان ردیابی پیش‌لرزه‌ها که نشانگرهای زلزله‌های مخرب هستند، وجود ندارد. به‌طورکلی می‌توان گفت که ما از بسیاری از کشورهای همسایه عقب‌تر هستیم. به‌طور مثال، در کشور دوست و همسایه، ترکیه، تعداد ایستگاه‌های لرزه‌نگاری به 500 عدد می‌رسد و در کشور عزیز و پهناور ما، با زلزله‌زایی بالا، ما کمتر از 150 ایستگاه لرزه‌نگاری داریم و باید بعضی از لرزه‌نگارها که قدیمی هستند، برای بازدید عموم به موزه انتقال داده شوند. باید در نظر گرفته شود که مساحت ایران نسبت به ترکیه 2.1 برابر است. این به معنای آن است که ما احتیاج به هزارو 50 ایستگاه لرزه‌نگاری داریم تا بتوانیم برآورد احتمال خطر را در حاشیه‌های محل برخورد صفحات، به حداکثر برسانیم. هدف از این نوشتار، استفاده از دانش زمین‌شناسی ساختاری و ریزساختاری برای شناخت هرچه بیشتر گسل‌های پی‌سنگی به‌ارث‌رسیده و دوباره فعال‌شده کمربند کوهزاد زاگرس و واکاوی خطراتی است که این گسل‌های لرزه‌زا، میهن‌مان را تهدید می‌کند. رابطه گسل‌های پی‌سنگ لرزه‌ای نیز با تکتونیک صفحه‌ای به‌طور خلاصه ارزیابی خواهد شد.

1- منظور از پی‌سنگی عبارت است از پایه قدیمی پوسته قاره‌ای که از سنگی دگرگونی به ‌نام گنیس تشکیل شده است. پس از شکل‌گیری پی‌سنگ پوسته قاره‌ای، سنگ‌های رسوبی مانند سنگ‌آهک، ماسه‌سنگ و مارن در زمانی که پی‌سنگ در دریا قرار داشته است، روی آن رسوب کرده‌اند. ضخامت لایه‌های رسوبی در زاگرس بین 10 تا 12 کیلومتر تخمین زده می‌شود. پی‌سنگ پوسته قاره‌ای زاگرس، همان‌طوری که گفته شد، از جنس گنیس است. پی‌سنگ، بیرونی‌ترین قسمت سنگ‌‌کُره زمین را تشکیل می‌دهد. سنگ‌کُره روی سُست‌کُره قرار گرفته است و به دلیل حرارت بالا، حالت نوردپذیر یا پلاستیکی دارد. سست‌کُره روی مغزه بیرونی و مغزه درونی که داخلی‌ترین قشر کره زمین را تشکیل می‌دهد، قرار دارد. ضخامت تمام لایه‌های درونی و بیرونی کره زمین، بیش از شش‌هزارو 300 کیلومتر است. سنگ‌کره یا همان پی‌سنگ پوسته قاره‌ای، نسبت به پوسته اقیانوسی چگالی کمتری دارد. ضخامت پوسته قاره‌ای به‌طور متوسط 35 کیلومتر است و در مناطق کوهستانی مقدار ضخامت آن به 70 کیلومتر می‌رسد. به ‌عبارت دیگر، ضخامت پوسته قاره‌ای یا پی‌سنگ، به‌طور متوسط کمتر از یک درصد کل شعاع کره زمین را تشکیل می‌دهد و می‌توان به‌طور مقایسه‌ای گفت مانند پوست نازک نارنگی است و ما روی این لایه نازک زندگی می‌کنیم. 2- پوسته‌های قاره‌ای سالانه چندین سانتی‌متر نسبت به یکدیگر حرکت می‌کنند و این حرکت را می‌توان با رشد ناخن یا رشد مو مقایسه کرد. حرکت پوسته قاره‌ای و اقیانوسی نسبت به همدیگر به صورت هم‌گرا است. با توجه به چگالی بالای پوسته اقیانوسی نسبت به پوسته قاره‌ای، همیشه بر اثر حرکت، پوسته اقیانوسی در زیر پوسته قاره‌ای فرورانش انجام می‌دهد. بعد از فرورانش کامل پوسته اقیانوسی، دو پوسته قاره به همدیگر نزدیک می‌شوند و برخورد صورت می‌پذیرد. در هم‌گرایی پوسته قاره‌ای آفریقا-عربستان با ضخامت کم و خُرد-پوسته قاره‌ای ایران با ضخامت به‌مراتب بیشتر- برخورد انجام گرفته و پوسته اقیانوسی تیتیس با چگالی بیشتر در زیر خُرد‌پوسته ایران در جهت شمال شرق در حال فرورانش است. وجود قسمت بسیار کوچکی از پوسته اقیانوسی بر اثر فرارانش و قرارگرفتن روی زمین در نیریز فارس و نیز در کرمانشاه، نشان‌دهنده آن است که در این محل که به آن زمین‌درز یا زمین‌دوز می‌گویند، برخورد دو پوسته قاره‌ای انجام شده است. پوسته قاره‌ای آفریقا-عربستان دارای چندین خصوصیت منحصربه‌فرد است. یکی از این خصوصیات ضخامت آن است که به 45 کیلومتر می‌رسد. ‌میلیون‌ها سال پیش بر اثر مکانیسم‌های مختلف مانند حرارت از زیر توسط سُست‌کُره و وجود نیروهای کششی بر اثر جداشدن قاره‌ها از همدیگر گسل‌های کششی شکل گرفته و فروافتادگی‌های کششی‌ای به نام فروبوم به وجود آمدند. منظور از فروبوم عبارت است از واحد یا قطعه ساختاری کشیده و به نسبت فروافتاده‌ای از پوسته که از دو بَر بلند خود، با گسل‌های شیب زیاد محصور شده است. این گسل‌های به‌ارث‌رسیده و باقی‌مانده از کشش اولیه، بعد از برخورد پوسته آفریقا-عربستان به ُخرد-پوسته ایران، تغییر شکل داده و بر اثر فشار پوسته قاره به حالت گسل‌های فشارشی درآمده و به گسل‌های شیب-لغز یا گسل‌های امتداد-لغز تبدیل شده‌اند. 3- برای پوسته آفریقا-عربستان، با توجه به ‌خصوصیات گفته‌شده، اصطلاح «تکتونیک نازک‌پوسته» استفاده می‌شود. منظور از پی‌سنگ نازک‌پوسته آفریقا-عربستان آن است که گسل‌های آن عمیق نبوده، کل پوسته قاره‌ای درگیر نیستند و اکثریت گسل‌های زلزله‌زا در داخل لایه‌های رسوبی و در داخل این پوسته حرکت می‌کنند. این گسل‌ها حالت شکنا دارند و عمق گسل‌ها آن‌قدر زیاد نیست تا بتواند سنگ‌های دگرشکل‌شده و نوردپذیرشده را (که در حرارت بالا و در عمق شکل گرفته‌اند) از قسمت میانی و پایین پوسته قاره‌ای سنگ‌کُره یا سُست‌کُره به سطح زمین بیاورند و روی رسوبات قرار دهند. اکثر ذخایر نفت و گاز ایران در داخل این رسوبات قرار گرفته است. در خُرد-ستبرپوسته ایران با توجه به ضخامت بسیار زیادتر و نیز وجود گسل‌های عمیق‌تر در این پوسته از اصطلاح «تکتونیک ضخیم‌پوسته» استفاده می‌کنند. منظور از تکتونیک ستبر-پوسته عبارت از این است که به همراه کوتاه‌شدگی پوسته قاره‌ای، تمام یا بخشی از پوسته گنیسی قاره‌ای توسط گسل‌های عمیق و بسیار عمیق به بالا آورده شده و روی قسمت‌های دیگر پوسته قرار می‌دهد و در نتیجه کل پوسته را ضخیم‌تر می‌کنند و درعین حال زلزله‌ای مخرب روی نمی‌دهد. در ستبر-پوسته، تمام حرکات گسلی حالت خَزشی نوردپذیر یا پلاستیک دارند و در نتیجه کمتر زلزله‌ای در آن اتفاق می‌افتد. در قسمت‌های زیر توضیح داده خواهد شد که چرا این گسل‌ها برای ما خطرناک نیستند و نباید از آنها هراسی داشت. 4- منشأ فعالیت گسل‌های پی‌سنگی لرزه‌زا که درعین‌حال خطرناک هستند همان گسل‌هایی هستند که از حالت کششی به فشارشی درآمده‌اند و حرکت آنها به‌صورت لحظه‌ای و شکناست و در نازک‌پوسته و در عمق کمتر از 10کیلومتری فعالیت می‌کنند. مطالعات انجام‌شده در ایران نشان می‌دهد که اکثر گسل‌های به‌ارث‌رسیده پی‌سنگ نازک‌پوسته آفریقا-عربستان تا عمق 10 کیلومتر، حالت شکنا دارند یا حرکت آنها لرزه‌ای‌/ رویدادی (Episodic/seismic) است. از عمق 10 کیلومتر تا 15 کیلومتر، حالت شکنا-نوردپذیر به خود می‌گیرند و از عمق 40-15 کیلومتری به خاطر افزایش تدریجی حرارت که تا 650 درجه سانتی‌گراد می‌رسد، کاملا حالت خَزشی/ بی‌زلزله (Creep/aseismic) دارند. در این عمق، کانی‌های کوارتز و فلدسپار درشت‌دانه گنیس پی‌سنگ بر اثر نیروهای برشی به جای ایجاد زلزله و آزادکردن کُرنش الاستیک ذخیره‌شده، در زمانی بسیار طولانی نسبت به یکدیگر چرخش و خزش می‌کنند و حالت تاوایی را به خود می‌گیرند و کُرنش آنها حالت پلاستیک دارند. پس به‌این‌ترتیب گسل پوسته قاره‌ای گنیسی با عمق کمتر از 10 کیلومتر حالت الاستیک یا کشسان دارند و می‌توانند انرژی ذخیره‌شده کُرنش الاستیک کشسان را در خود ذخیره کرده و به صورت شکنا به ناگاه این انرژی را آزاد کنند و زلزله‌های ویرانگر را سبب شوند. باید توجه داشت که روی پی‌سنگ گنیسی حدود 10 تا 12 کیلومتر رسوبات قرار گرفته است و این گسل‌ها رسوبات را قطع می‌کنند. به‌این‌ترتیب، زلزله‌ای که در عمق هفت‌کیلومتری پی‌سنگ روی می‌دهد، باید ضخامت 10 تا 12 کیلومتری رسوبات را به آن اضافه کرد و در این حالت عمق ژرف مرکز زلزله 19-17 کیلومتر است، نه هفت کیلومتر. زلزله در حالت گسلش شکنا یک‌سری خصوصیات از خود نشان می‌دهد که در قسمت زیر به آنها پرداخته می‌شود. 5- وقتی زلزله اتفاق می‌افتد، انرژی ذخیره‌شده کُرنش الاستیک آزاد می‌شود و امواجی به وجود می‌آورد که این انرژی ذخیره‌شده را انتقال می‌دهند. این امواج در تمام جهات زمین حرکت می‌کنند. نقطه‌ای در داخل زمین را که گسل در آن نقطه به مرحله بحرانی می‌رسد و گسیختگی آغاز می‌شود، کانون زلزله یا ژرف‌مرکز می‌نامند. این نقطه‌ای از سطح گسل در داخل زمین است که امواج لرزه‌ای از آن به همه اطراف گسترش می‌یابد و مانند قطعه سنگی که به یک برکه پرتاب می‌شود، امواج را به ‌وجود می‌آورد. در نتیجه به‌طور ناگهانی امواج ذخیره‌شده کُرنش الاستیک یا کشسان رهایی می‌یابند و انرژی را انتقال می‌دهند. نقطه‌ای روی سطح زمین را که دقیقا بالای ژرف‌مرکز قرار دارد، رومرکز می‌نامند. شدت لرزاندن زمین به‌وسیله انتشار امواج لرزه‌ای، بستگی به فاصله آن نسبت به رومرکز و نیز نوع سنگی دارد که ساختمان‌ها روی آن بنا شده‌اند. امواج لرزه‌ای سرچشمه‌گرفته از کانون زلزله، می‌توانند به چند صورت حرکت کنند و در نتیجه چندین نوع امواج لرزه‌ای مختلف شکل می‌گیرد. امواج حجمی یا امواج درونی که از مرکز در تمام جهات کره زمین حرکت می‌کنند، خود به دو دسته امواج P و امواج ‌S تقسیم می‌شوند. سرعت حرکت امواج P یا موج اولیه، به‌ خصوصیات الاستیک سنگ‌هایی بستگی دارد که از داخل آنها حرکت می‌کند و شبیه امواج صوتی است. به این امواج، موج‌های طولی نیز می‌گویند. حرکت این امواج در داخل مواد، باعث فشردگی آنها می‌شود، اما پس از فشردن مواد، آنها را منبسط می‌کند. در نتیجه حرکت امواج به‌وسیله فشردن و منبسط‌کردن مواد ادامه پیدا می‌کند و به‌این‌ترتیب، گسترش موج باعث انتقال انرژی می‌شود. سرعت انتقال انرژی امواج P به اینکه چه میزان مواد را می‌توان فشرد (تراکم‌ناپذیری)، چه میزان مواد حالت صلب دارند (صلابت) و نیز چگالی مواد بستگی دارد. امواج P بالاترین سرعت را نسبت به دیگر امواج لرزه‌ای دارند. در نتیجه، با سرعت متوسط شش کیلومتر در ثانیه، در مرحله اول به دستگاه لرزه‌نگار می‌رسند. امواج S ، امواج ثانویه هستند که به آنها امواج برشی یا امواج عرضی نیز می‌گویند. این موج با سرعتی معادل سه کیلومتر در ثانیه حرکت می‌کند که به صلابت و چگالی موادی که در داخل آنها حرکت می‌کند، بستگی دارد. این موج در طول حرکت، سبب بُرشی‌شدن و تغییرشکل مواد می‌شود. مقاومت در برابر بُرشی‌شدن مواد از خصوصیاتی است که به آن صلابت می‌گویند. همان‌طور که گفته شد، امواج S با سرعت کمتری نسبت به امواج P حرکت می‌کنند و بعد از امواج P به دستگاه لرزه‌نگار می‌رسند. امواج دیگری که می‌توان از آنها نام برد، امواج سطحی است که کاملا با امواج حجمی فرق می‌کنند. آنها در داخل زمین حرکت نمی‌کنند و به‌جای آن، مسیر آنها موازی سطح زمین است. امواج سطحی رفتاری شبیه امواج S دارند. این امواج بسیار آهسته حرکت می‌کنند و نزدیک رومرکز تخریب زیادی شکل می‌دهند. این امواج باعث حرکات زمینی به صورت پیچیده، افقی، عمودی و غلتشی ‌شده و به‌این‌ترتیب موجب ترک و شکاف در دیواره یا پی ساختمان‌ها، پل‌ها و جاده‌ها می‌شوند. سه فاکتور مهم تعیین‌کننده میزان لرزش در طول زلزله، عبارت‌اند از: 1- بزرگی گشتاور زلزله، 2- موقعیت شما نسبت به رومرکز و 3- شرایط رسوبات سنگ‌نشده دوران چهارم که ساختمان‌ها روی آنها بنا شده است و همچنین نوع مصالح ساختمانی به‌کار‌رفته در آنها. 6- با توجه به اینکه گسل‌های پی‌سنگی کمربند کوهزایی زاگرس که قبلا وجود داشته‌اند، مقدار کمتری تنش‌های عمودی و برشی احتیاج دارند تا دوباره فعال شوند، این گسل‌ها ممکن است گسل‌های کور بوده و در زیر لایه‌های رسوبی ضخیم زاگرس مدفون شده باشند و ما هم هیچ اطلاعاتی از فعالیت آنها نداشته باشیم. گسل بالارود در فروافتادگی دزفول در خوزستان را می‌توان در این رده قرار داد. بعضی از این گسل‌ها روی سطح زمین امکان مشاهده دارند و به آنها گسل‌های سربرآورده می‌گویند. خصوصیات گسل‌های پی‌سنگی سربرآورده را می‌توان در گسل کازرون-برازجان، گسل‌های کَره‌بس و سبزپوشان در استان‌های فارس و بوشهر نام برد. اکثر این گسل‌های پی‌سنگ، شیب‌لغز و امتداد‌لغز هستند. نبود بیرون‌زدگی سنگ‌های نوردپذیر و خمیرسان در روراندگی‌ها در کمربند پیش‌خشکی چین‌خورده-رورانده زاگرس نشان می‌دهد که عمق این گسل‌ها از مرحله شکنا پایین‌تر نرفته است و عمیق نیستند و در نتیجه، اصطلاح گسل‌های پی‌سنگی نازک‌پوسته-‌دگرشکل‌نشده زاگرس را می‌توان به آنها الحاق کرد. بعضی از این گسل‌ها در چند صد سال گذشته فعالیتی نداشته‌ و در حالت غیرفعال قرار دارند یا با وقفه لرزه‌ای روبه‌رو هستند؛ درحالی‌که انرژی ذخیره‌شده کُرنش الاستیک را در خود به‌تدریج ذخیره می‌کنند و مقدار این انرژی مرتب افزایش می‌یابد و ممکن است دوباره فعال شوند. هرچه عمق کانون زمین‌لرزه پی‌سنگی بیشتر باشد، امواج لرزه‌ای گسل‌های پی‌سنگی مقدار زیادی از انرژی خود را از دست می‌دهند. ازدست‌دادن انرژی را «فرسایش انرژی موج» می‌گویند. در ُخردپوسته گنیسی ایران مرکزی، گسل‌های رورانده به‌مراتب عمیق‌تر هستند و مطالعات انجام‌گرفته حکایت از آن دارد که عمق آنها در ده‌بید فارس به 20 تا 32 کیلومتر می‌رسد. این به معنای آن است که در این عمق، حرکت این گسل‌ها حالت نوردپذیر دارد و حرارت در این عمق به 650-550 درجه سانتی‌گراد می‌رسد. علاوه بر این، آزادشدن انرژی کُرنش حالت الاستیک ندارد، بلکه حالت پلاستیک دارد و در نتیجه، حرکت این گسل‌ها، سنگ‌های نوردپذیر را از عمق بسیار زیاد به صورت آسانسور بالا می‌آورد و انرژی ذخیره‌شده به صورت دگرشکلی نوردپذیر در این سنگ‌ها قابل مشاهده است. نمونه فعالیت این گسل‌های عمیق را می‌توان در ستبرپوسته در کمربند پس‌خشکی چین‌خورده-رورانده زاگرس که بعد از زمین‌درز زاگرس قرار گرفته است و همچنین در کمربند فشار بالا-حرارت پایین سنندج-سیرجان مشاهده کرد. این کمربندها از سیرجان شروع و تا سنندج ادامه می‌یابند. این کمربندها جزء نقاطی از ایران‌اند که هیچ‌گونه زمین‌لرزه‌ای در آنها مشاهده نمی‌شود؛ چون اکثر دگرشکلی‌ها حالت پلاستیک یا نوردپذیر است نه حالت الاستیک. محدوده این بی‌لرزه‌ای نوردپذیر تا اصفهان نیز می‌رسد. 7- به‌عنوان نتیجه‌گیری می‌توان گفت: 1- صرفا وجود گسل و حتی گسل فعال به معنای رخداد زلزله نیست 2- بدون شناخت ماهیت جنبش شناختی، مکانیکی و هندسی گسل‌ها و قرارگیری آنها در پهنه‌های برخورد و کمربندهای کوه‌زایی نمی‌توان درباره خطرات آنها صحبت کرد 3- بدون شناخت ماهیت کوه‌زایی زاگرس و البرز از جزء به کل و از کل به جزء یا به‌عبارت دیگر شناخت گسل‌ها به روش ریزساختاری و سپس به روش ساختاری، نمی‌توان به‌ خصوصیات جنبش شناختی گسل‌های فعال پی برد که آیا آنها گسل لرزه‌ای هستند یا گسل بی‌لرزه 4- برای فعالیت دوباره این گسل‌ها، نمی‌توان بازه زمانی فعالیت مجدد تعیین کرد. به‌طور مثال نمی‌توان عنوان کرد این گسل 200 سال فعالیت نداشته است و باید منتظر فعالیت مجدد آن در حال حاضر بود. در خاتمه لازم به ذکر است که سامانه گسل‌های پی‌سنگ البرز وابسته به ستبرپوسته درگیر یا نازک‌پوسته دگرشکل‌نشده و به‌خصوص گسل‌های محدوده تهران که کم‌وبیش خصوصیات مشابهی از نظر جنبش شناختی، مکانیکی و هندسی با سامانه گسلی کوهزاد زاگرس نشان می‌دهند، با دید زمین‌شناسی ساختاری و ریزساختاری تفکیک نشده‌اند و لازم است که مورد بررسی مجدد قرار گیرند.