روانگرايي
   تماشايي ترين نمونه هاي خسارت زلزله هنگامي اتفاق مي افتد كه لايه هاي خاك مقاومت خود را از دست داده و مانند يك مايع روان مي گردند. در اين پديده كه روانگرايي ناميده مي شود اغلب مقاومت خاك بشدت تا حدي تقليل مي يابد كه قادر به تحمل وزن سازه ها و يا حتي خود نمي باشد.
ويراني قسمتهايي از بيمارستان بتن مسلح در Juarez در مكزيكوسيتي در 
 
 
روانگرايي بدليل اينكه فقط در لايه هاي اشباع خاك اتفاق مي افتد معمولاً در مناطقي مجاور رودخانه ها، سواحل و يا ساير منابع آبي مشاهده خواهد شد.
   كلمه روانگرايي در واقع پديده هاي وابسته متعددي را شامل مي شود. بعنوان مثال هنگاميكه مقاومت خاك بحّدي كاهش يابد كه پايداري آن تحت شرايط استاتيكي نيز امكان پذير نباشد گسيختگي جرياني اتفّاق خواهد افتاد. گسيختگيهاي جرياني در اينصورت در اثر نيروهاي ثقلي استاتيكي ايجاد شده و مي توانند حركات بسيار بزرگ در خاك توليد نمايند. گسيختگيهاي جرياني تا بحال باعث خرابي سدهاي خاكي ,شيروانيها و شالوده ها  شده اند. زلزله سال 1971 سان فرناندو و باعث گسيختگي جرياني در شيرواني بالادست سد Lower San Fernando گرديد كه تقريباً به شكست سد منجر شد. هزاران نفر ممكن است در مناطق مسكوني پايين دست سد كشته شوند. تغيير شكل جانبي خاك پديدة وابسته ديگري است كه با جابجايي هاي فزاينده در خلال زلزله مشخص مي گردد. تغيير شكل جانبي بسته به تعداد و شدت سيكلهاي تنش بزرگتر از مقاومت خاك ممكن است جابجايي هايي بسيار كوچك و قابل اغماض تا كاملاً بزرگ توليد نمايد. تغيير شكل جانبي در مجاورت پلها كاملاً پديده اي معمول بوده و تغيير مكانهاي توليد شده ممكن است موجب بروز خسارات در پي ها، ديوارهاي جناحي و قسمتهاي فوقاني پلها گرديده است..
   سرانجام پديده روانگرايي سطحي، تغيير شكلهاي بزرگ به همراه نداشته ليكن با جوشش ماسه كه در اثر جريان آبهاي زيرزميني به سطح ايجاد مي شود، مشخص مي گردد. گرچه اين پديده ذاتاً خسارت خاصي نداشته، ليكن موجب بروز افزايش فشار در آبهاي زيرزميني گرديده كه استهلاك بعدي اين فشار باعث فرونشيني زمين و نشستهاي نامتقارن خواهد شد.
 
   روانگرايي پديده اي پيچيده مي باشد ليكن تحقيقات در اين زمينه به مرحله اي رسيده است كه چارچوب كاملي جهت درك اين پديده قابل ارائه مي باشد. فصل نهم اين كتاب مفاهيم پايه روانگرايي را ارائه مي دهد كه در آن قابليت شرايط شروع و كليه اثرات اين پديده به همراه مراحل عملي جهت ارزيابي مخاطرات آن تشريح ميگردد.
  زمين لغزه ها
   زلزله هاي شديد غالباً موجب زمين لغزه مي شوند. گرچه عمدة اين زمين لغزه ها كوچك مي باشند، ليكن زلزله ها بعضاً لغزشهاي بسيار بزرگي در شيروانيها ايجاد كرده اند. در برخي از اين حالات، متأسفانه زمين لغزة ايجاد شده در اثر زلزله، تمامي شهر و روستاها را مدفون ساخته است (شكل 11-1). زمن لغزه هاي ناشي از زلزله گاهي با ويراني ساختمانها، پلها و ساير تأسيسات، موجب بروز خسارات زيادي شده اند. تعداد زيادي زمين لغزه هاي ناشي از زلزله بعلت پديده روانگرايي ايجاد شده است، ليكن تعداد قابل ملاحظة ديگري از آنها بعلت گسيختگي شيرواني بوده كه در شرايط استاتيكي هم پايداري ضعيفي داشته اند. در فصل دهم انواع زمين لغزه هاي ناشي از زلزله، فركانس وقوع آنها و مراحل تحليل آنها بيان شده است.
  
   خرابي سازه هاي حائل
   ديوارهاي ساحلي، سپرهاي مهار شده و ديگر سازه هاي حائل بندرت در زلزله ها دچار خرابي مي شوند. تمركز خسارت معمولاً در نواحي مجاور آب از قبيل سواحل و بنادر مي باشد . بدليل اينكه معمولاً چنين تأسيساتي جهت حمل و نقل كالاها، كه اقتصادهاي محلي غالباً بر آنها متكي است، ضروري مي باشند، ضايعات تجاري ناشي از خرابي اين تأسيسات بسيار فراتر از هزينه هاي تعمير و يا بازسازي آنها خواهند بود. در فصل يازدهم اين كتاب روشهاي طراحي مقاوم سازه هاي حائل در برابر زلزله ارائه شده است.
 
خسارات شريانهاي حياتي
   شبكه اي از تأسيسات كه خدمات مورد نياز براي جامعه و ارتباط سالم را ارائه دهد در هر ناحيه توسعه يافته اي يافت مي شود. اين شبكه ها كه شامل خطوط انتقال برق و مخابرات، حمل و نقل، آب و فاضلاب، گاز و مايعات سوختي و سيستم جمع آوري ضايعات مي باشند مجموعاً بعنوان شريانهاي حياتي شناخته و نامگذاري مي شوند. سيستم شريانهاي حياتي ممكن است شامل نيروگاهها، برجهاي انتقال، كابلهاي زيرزميني انتقال برق، راهها، پلها، بنادر، فرودگاهها، تأسيسات تصفيه آب، سيستمهاي زير زميني توزيع آب، مخازن ذخيره مايعات، لوله هاي مدفون نفت و گاز و محل دفن زباله هاي جامد شهري و زباله هاي خطرناك نيز باشد.
   سيستمهاي شريان حيايي و تجهيزات متعلق به آن خدمات مسلّمي ارائه مي دهند، ليكن ضرورت انواع آنها در مناطق مدرن صنعتي مدرن صنعتي نياز به بررسي دارد. ويراني شريانهاي حياتي نه تنها تبعات شديد اقتصادي دارد، بلكه ممكن است اثر معكوس بر محيط زيست و كيفيت زندگاني بعد از يك زلزله داشته باشد.
خطرات گرداب و امواج لرزه اي (تسونامي) دريا
   حركات عمودي سريع كف دريا در خلال زلزله كه بعلت شكست گسل ايجاد مي شود ممكن است امواجي با پريود بزرگ توليد نمايد كه تسونامي ناميده مي شود. در درياي باز اين امواج با سرعتي زياد تا فواصل دور حركت ميكنند، ليكن شناسايي آنها مشكل است. آنها معمولاً داراي ارتفاعي كمتر از يك متر و طول موجي (فاصله بين دو بالا آمادگي) معادل چندين كيلومتر هستند. هنگاميكه يكي از اين موجها به ساحل مي رسد، عمق كم آب در ساحل موجب كاهش سرعت و افزايش ارتفاع آن خواهد شد. در بعضي نقاط ساحلي، شكل بستر دريا ممكنست موجب تشديد اين امواج شده و ديواره اي قائم از آب بوجود آورد كه تا فواصل دور وارد جزيره شده وخسارات ويران كننده اي برجاي گذارد؛
 
 (شكل 15-1). تسونامي عظيم Hoei Tokaido-Nanhaido در سال 1707 موجب مرگ 30000 نفر در ژاپن گرديد. زلزله سال 1960 شيلي باعث توليد امواجي گرديد كه نه تنها 300 نفر را در شيلي به هلاكت رساند، بلكه همچنين 61 نفر را در هاوايي و 22 ساعت بعد، 199 نفر را در فواصلي در ژاپن در كام مرگ فرو برد.
   امواج ناشي از زلزله در آبهاي بسته پديده گرداب را بوجود مي آورند. گردابها كه نوعاً بوسيله امواج زلزله با پريود بزرگ منطبق بر پريود طبيعي ارتعاشات آب در درياچه يا مخزن بزرگ آب توليد مي شوند ممكن است در فواصلي دور از منبع زلزله مشاهده شوند. بعنوان مثال زلزله سال 1964 آلاسكا امواج زيانباري تا ارتفاع 5 فوقي در درياچه لويزيانا و آركانزاس بوجود آورد. نوع ديگري از گرداب ممكن است هنگامي ايجاد شود كه يك گسل جابجايي هاي قائمي در يك بصورت دائم در يك درياچه يا مخزن بزرگ آب بوجود آورد. در سال 1959 جابجايي عمودي يك گسل در درياچه Hedgen گردابي توليد كرد كه باعث واژگوني سد Hebgen و ظاهر شدن كف درياچه در مجاورت سد گرديد.
كاهش خطرات زلزله
   هدف مهندسي زلزله نهايتاً كاهش خطرات لرزه اي مي باشد. براي ساخت سازه هاي جديد، كاهش خطرات در مراحل طراحي مقاوم آنها در برابر زلزله نهفته است. جزئيات طراحي سازه هاي مقاوم در برابر زلزله از حيطه اين كتاب خارج است، ليكن جنبه هايي از بارگذاري لرزه اي سازه ها در فصل هشتم توضيح داده شده است. طراحي شيروانيها، سدها، خاكريزها و سازه هاي حائل كه در مقابل باشند در فصول 9 الي 11 ارائه شده است. كاهش خطرات لرزه اي موجود نيز همچنين بسيار حائز اهميت است. موضوع مهم اصلاح خاكها براي كاهش خطرات زلزله در فصل دوازدهم بيان شده است.
   
 
زلزله هاي مهم گذشته
   زلزله ها تقريباً بطور پيوسته در گوشه و كنار جهان رخ داده اند. خوشبختانه اكثر آنها آنقدر خفيف هستند كه احساس نمي شوند. تنها درصد بسيار كمي از آنها شدتي دارند كه خسارات قابل توجه ايجاد كرده و از آن ميان درصد كوچكي آنقدر شديد هستند كه بعنوان زلزله هاي بزرگ در نظر گرفته مي شوند. در ميان سوابق ثبت شده، بعضي از اين زلزله هاي بزرگ را يا به لحاظ اندازه و خسارات وارده و يا بخاطر آنچه كه دانشمندان و مهندسان توانسته اند درسهايي از آنها بياموزند ميتوان استثنائاً مهم ناميد. فهرست كوتاهي از زلزله هاي مهم با گرايش به زلزله هاي رخ داده در امريكا و زلزله هايي در بردارندة نكات مهم از ژئوتكنيك لرزه اي درجدول 1-1 ارائه شده است.
                    لازمه مطالعه و تحقيق در زمينه مهندسي ژئوتكنيك لرزه اي درك كامل مراحل مختلف وقوع زلزله و اثر آنها بر حركات زمين مي باشد. علم زلزله شناسي (واژه مركب يوناني مشتمل بر Seismos به معني زلزله و Logos به معني علم) از يك نياز ريشه گرفته و با شناخت ساختار داخلي رفتار زمين بخصوص در محدودة مربوط به پديده زلزله گسترش يافته است. اگرچه زلزله پديده اي پيچيده است، اما پيشرفت در علم زلزله شناسي سبب درك مطلوبي از مكانيزم (نحوه) و سرعت وقوع زلزله ها در اغلب مناطق فعال لرزه اي دنيا گشته است.
   اين بخش در برگيرنده مقدمه كوتاهي از ساختار زمين، علل وقوع زلزله و واژه شناسي بكار گرفته شده مي باشد. جزئيات كاملتر عناوين مطرح شده در مقالات و مدارك فني بسياري چون Gutenberg و Richter (1954)، Richter (1985)، Bullen (1975)، Bath (1979)، Bullen و Bolt (1990) و Lay و Wallace (1995) ارائه شده است. يكي از مفيدترين مدارك، تشريح و مطالعه زلزله شناسي زلزله ها است كه توسط Bolt (1993) صورت پذيرفته است.
  
ساختار داخلي زمين
   زمين يك شبه كره با قطر معادل 12470 كيلومتر (7918 مايل) و قطر قطبي (در بين دو قطب) 12700 كيلومتر (7393 مايل) مي باشد، قطر استوايي بزرگتر در اثر سرعتهاي استوايي ناشي از چرخش زمين بوجود آمده است. وزن زمين در حدود 1021*4/5 تن (1024*9/4 كيلوگرم) مي باشد كه نشان دهنده توده ويژة متوسط 5/5 مي باشد. از آنجايي كه توده ويژه (چگالي) سنگهاي سطحي حدود 7/2 تا 3 مي باشد، توده ويژه هاي بالاتر مربوط به اعماق بيشتر است.
   يكي از مهمترين دستآوردهاي زلزله شناسي، شناخت ساختار داخلي زمين است. زلزله هاي بزرگ انرژي كافي براي لرزه هاي قابل اندازه گيري توليد مي نمايند. انواع مختلف امواج زلزله حين عبور از داخل زمين در مرز بين لايه ها شكسته شده و قسمتي نيز بازتابيده مي شوند، بنابراين به نقاط مختلفي در سطح زمين از مسيرهاي مختلف مي رسند. در اوايل اين قرن مطالعه شكست و بازتاب اين امواج، ساختار لايه اي زمين را به اثبات رساند و زمينه اي جهت بررسي خصوصيات هر لايه فراهم نمود.
هنگامي كه زلزله اي رخ مي دهد، انواع مختلف امواج حجمي (Body) و امواج سطحي توليد مي نمايد. اگرچه ماهيت امواج زلزله در فصل پنجم بحث شده است. در اينجا لازم است تا شرح مختصري جهت درك مفاهيم دوم تا چهارم ارائه گردد.
   امواج حجمي كه در اعماق زمين منتشر مي شوند به دو گونه هستند:
   امواج P و امواج S (شكل 1-2). امواج P كه به امواج اوليه، فشارشي يا طولي نيز مشهور هستند، موجب فشردگي و اتساع مصالحي كه از آن عبور مي كنند مي شوند. اين امواج مشابه امواجي صوتي مي باشند، يعني امتداد ارتعاش موازي امتداد انتشار مي باشد. همانند امواج صوتي، امواج P مي توانند در محيط جامد و مايع منتشر شوند. امواج S كه به امواج ثانويه، برشي يا عرضي نيز مشهور هستند، سبب تغيير شكل برشي در امتداد انتشار مي گردند. ارتعاش يك ذره مستقل، عمود بر امتداد انتشار امواج S مي باشد. با توجه به جهت ارتعاش ذرات، امواج S را مي توان به دو مؤلفة SV (ارتعاش در صفحه عمودي) و SH (ارتعاش در صفحه افقي) تجزيه نمود.
سرعت انتشار امواج حجمي بسته به سختي مصالح (محيط انتشار) تفاوت مي نمايد. از آنجايي كه مصالح زمين شناسي در فشار، سخت مي باشند، امواج P سريع تر از ديگر امواج منتشر مي شوند، بنابراين اولين موجي هستند كه به مقصد (محل بخصوص) مي رسند. مايعات كه سختي برشي ندارند قادر به تحمل و انتشار امواج S نمي باشند.
   امواج سطحي از اندركنش بين امواج حجمي و سطحي و لايه هاي سطحي و كروي زمين پديد مي آيند. اين امواج در امتداد سطح زمين با دامنه اي كه بصورت نمايي با عمق كاهش مي يابد، منتشر مي شوند (شكل 2-2). بعلت طبيعت اندركنش لازم براي پديد آمدن امواج سطحي، آنها در فواصل دوري از منبع زلزله قابل تشخيص هستند. امواج سطحي در فاصله ي حدود دو برابر ضخامت پوسته زمين سبب ايجاد حركات قوي زمين مي گردند.
   مهمترين امواج سطحي از نقطه نظر مهندسي، امواج رالي و لاو (Rayleigh , Love) مي باشند. امواج رالي از اندركنش امواج SH , P با سطح زمين بوجود مي آيند و خود به دو مؤلفه عمودي و افقي حركت ذرات تجزيه مي شوند. در برخي موارد اين امواج مشابه امواج بوجود آمده در اثر پرتاب يك قطعه سنگ در بركه (حوض) مي باشند. امواج لاو از اندركنش امواج SH با يك لايه نرم كروي پديد آمده و داراي مؤلفه قائم حركات ذره نمي باشند.

ساختار داخلي
   پوستة زمين كه بشر بر روي آن زندگي مي كند، خارجي ترين لايه زمين است. ضخامت پوسته بين 25 تا 40 كيلومتر (15 تا 25 مايل) در محدوده قاره ها (اگرچه در زير كوههاي جوان بين 60 تا 70 كيلومتر- 37 تا 47 مايل- مي باشد) و تا حدود 5 كيلومتر (3 مايل) در زير اقيانوسها مي باشد كه ضخامت آن جزء كوچكي از قطر زمين است . ساختار داخلي پوسته پيچيده است، اما مي توان گفت كه در آن يك لايه بازالت روي يك لايه گرانيت در محدوده قاره ها قرار گرفته است. از آنجايي كه اين لايه در مجاورت اقيانوس و يا جو قرار دارد، مصالح پوسته از مصالح لايه هاي زيرين آن سردتر مي باشد. بعلاوه پوسته در محل اقيانوسها به لحاظ ضخامت كم يكنواخت تر و متراكم تر از محل قاره ها مي باشد.در محل اقيانوسها به لحاظ ضخامت كم يكنواخت تر و متراكم تر از محل قاره ها مي باشد.
   يك تغيير مشهود در سرعت انتشار امواج حاكي از وجود مرز بين پوسته و گوشته زيرين مي باشد. اين مرز جهت گراميداشت نام زلزله شناس كاشف آن (1909) به ناپيوستگي موهوروويچ (Mohorovicic) يا موهو مشهود گشته است. اگرچه طبيعت كامل موهو شناخته نشده است، اما نقش آن بعنوان بازتاباننده و شكننده امواج زلزله بخوبي درك شده است.
   ضخامت گوشته 2850 كيلومتر (1770 مايل) مي باشد كه به دو لايه گوشته فوقاني (با ضخامت كمتر از 650 كيلومتر- 440 مايل) و لايه گوشته تحتاني تقسيم مي گردد.  در گوشته تحتاني زلزله اي ثبت نشده است. اين موضوع مبيّن ساختار سرعت يكنواخت و ساختمان شيميايي همگن به جز در مرز پائيني آن مي باشد. گوشته در نزديكي پوسته سردتر از اعماق است، البته با اين حال دمايي در حدود 4000 درجه فار نهايت دارد. بنابراين مواد تشكيل دهنده گوشته درحالت سيال ويسكوز و نيم مذاب مي باشد. هنگاميكه اين مواد در معرض تنش (بعنوان مثال امواج زلزله) قرار مي گيرند، رفتار مواد جامد را خواهند داشت، اما در دراز مدت بصورت يك مايع به آهستگي جريان مي يابند. مواد تشكيل دهنده گوشته توده ويژه اي در حدود 4 تا 5 دارند.
   هسته خارجي با هسته مايع كه در حدود 2260 كيلومتر (1400 مايل) ضخامت دارد، به دليل ماهيت مايع بودن قادر به انتقال امواج S نمي باشد. همانطور كه در شكل (5-2) نشان داده شده است، سرعت امواج S كاهش يافته و مقدار آن در مرز هسته و گوشته يا ناپيوستگي گوتنبرگ صفر مي شود و سرعت امواج P نيز كاهش ناگهاني نشان مي دهد. هسته خارجي اساساً از آهن مذاب (كه توجيه كننده توده ويژه آن يعني بين 9 تا 12 مي باشد) تشكيل شده است. هسته داخلي يا هسته جامد بسيار متراكم (توده ويژه بيش از 15) و شامل مواد آهن- نيكل بسيار متراكم تحت اثر فشارهاي زياد مي باشد. حرارت هسته داخلي نسبتاً يكنواخت تخمين زده مي شود كه در حدود بيش از 5000 درجه فار نهايت است.
 
  اثر ساختار زمين را بر توزيع امواج زلزله حين وقوع آن نشان مي دهد. از آنجايي كه انتشار امواج عموماً با عمق افزايش مي يابد، مسير امواج معمولاً به سمت سطح زمين شكسته مي شود. تنها مرز گوشته- هسته استثنا است كه در آن سرعت هسته خارجي كمتر از سرعت گوشته است
 
.شكل (6-2): مسير امواج زلزله كه بازتاب و شكست امواج زلزله را از منبع (كانون) زلزله تا لايه هاي مختلف زمين نشان ميدهد. قابل ذكر است كه امواج P , S مي توانند با زاويه بين 0 تا 103 درجه به سطح زمين برسند اما بعلت طبيعت سيال (مايع) بودن هسته خارجي فقط امواج P با زاويه 143 تا 180 به سطح زمين مي رسند. در محدودة هاشور خورده
   (بين 103 تا ْ143) فقط مسيرهايي كه از هسته داخلي شكسته مي شوند مي توانند به سطح زمين برسند.
    جابجايي قاره ها و تكتونيك صفحات
   اگرچه مشاهده تشابهات خطوط ساحلي و زمين شناسي آمريكاي جنوبي و غرب آفريقا و بخش جنوبي هند و بخش شمالي استراليا كنجكاوي دانشمندان را از قرن هفدهم (Glen 1975 ، Kearey ، Vine 1990) برانگيخت، اما تئوري جابجاي قاره ها تا قرن بيستم، (Taylor 1910 ، Wegener 1990) مطرح نشد. بعنوان نمونه Wegener معتقد بود كه زمين در 200 ميليون سال پيش تنها از يك قاره كه Pangaea خوانده مي شود تشكيل شده بود. او معتقد بود كه Pangaea به قطعاتي شكسته شده
 
 و اين قطعات به آهستگي جابجا شده و به وضعيت كنوني قاره ها درآمده است. شمايي با جزئيات بيشتر از تشابه سواحل آفريقا و جنوب آمريكا در شكل (8-2) نمايش داده شده است.
 
   به تئوري جابجايي قاره ها تا سال 1960 توجه چنداني نشد يعني تا زماني كه شبكه لرزه نگارها در سرتاسر دنيا قادر به تعيين محل زلزله ها بصورت دقيق شدند و مشخص گرديد كه جابجايي هاي درازمدت در يك محدوده باريك، بين بلوكهاي نسبتاً بكر پوسته متمركز است. همچنين اكتشافات و مطالعه بستر اقيانوس تا زماني كه تكنيكهاي جديد بازتاب امواج صوتي، شكست امواج لرزه اي و مغزه گيري پيستوني تدوين نشدند. يعني پس از جنگ دوم جهاني، قابل حصول نگرديد. زمين شناسي بستر اقيانوس، جوان و ابتدائي بوده و در برگيرنده 5 درصد از تاريخچة زمين (Gubbins ،1990) است. مطالعه تفضيلي آن نياز به شواهد قوي تر از جابجايي تاريخي قاره ها دارد. در طي 10 سال، تئوري جابجايي قاره ها بطور وسيعي مورد پذيرش قرار گرفته و بعنوان بزرگترين پيشرفت علم زمين در يك قرن شناخته شده است.
   تكتونيك صفحه اي
   تئوري اوليه جابجايي قاره اي، فشرده شدن توده قاره ها را در امتداد بستر دريا و اقيانوس فوض مي كند. بديهي است كه بستر اقيانوس به حدي قوي است كه اجازه چنين جابجايي و حركتي را نمي دهد و بدين جهت اساس اين تئوري توسط اغلب دانشمندان علوم زمين رد شده است. بهرحال با چنين سابقه اي تئوري جديد تكتونيك صفحه اي به تدريج قوت گرفت. اساس نظريه تكتونيك صفحه اي عبارت است از اينكه سطح زمين از تعداد زيادي بلوكها كه صفحه خوانده مي شود تشكيل شده و اين صفحات نسبت به يكديگر حركت مي نمايند.
   پوسته زمين به شش صفحه (از نظر اندازه) قاره اي (آفريقا، آمريكا، منجمد جنوبي، استراليا- هند، اوراسيا و آرام) و در حدود 14 زير قاره (بعنوان مثال: كارائيب، كوكوس، نازكا، فيليپين و غيره) تقسيم شده است. صفحات اصلي در شكل (9-2) نشان داده شده اند.
 
صفحات كوچكتر يا ريز صفحه ها از شكست صفحات بزرگتر در محدوده مرز بين صفحات تشكيل شده اند. تغيير شكل و جابجايي نسبي بين صفحات تنها در محدودة باريكي نزديك مرزها ايجاد مي شوند. اين تغيير شكل صفحات (تغيير شكل ناشي از زلزله) يا به آرامي و با تداوم به وقوع مي پيوندد و يا بصورت شوك و ناگهاني و به شكل زلزله (تغيير شكل زلزله) اتفاق مي افتد. از آنجايي كه تغيير شكل در مرز بين صفحات مي افتد، انتظار آن مي رود كه محل زلزله ها در نزديكي مرز صفحات متمركز باشد. نقشة مراكز زلزله ها كه در شكل (10-2) نشان داده شده است اين انتظار را برآورد مي كند و خود گواه محكمي بر تئوري تكتونيك صفحات است.
   تئوري تكتونيك صفحه اي يك تئوري Kinematic (يعني درباب هندسه حركت صفحات بدون در نظر گرفتن علت آن) است. به هرحال عاملي بايستي سبب اين جابجايي و حركت شود و لازمه حركت اين توده بزرگ يك رانش قوي است.
   معتبرترين تشريح براي علت ايجاد حركت صفحات بر پايه تعادل ترموديناميك مواد تشكيل دهنده زمين استوار است. بخش فوقاني گوشته در تماس با پوسته سرد مي باشد، در حالي كه بخش تحتاني در تماس با هسته داغ زمين است بديهي است كه بايستي يك گراديان دما در گوشته برقرار باشد . تغييرات دانسيته گوشته با دما سبب وضعيت ناپايدار مواد تشكيل دهنده سنگين تر (سردتر) در بالاي مواد با دانسيته كمتر (گرمتر) مي گردد. نهايتاً مصالح سرد و سنگين شروع به غرق شدن و فرو رفتن در اثر جاذبه مي نمايند و مصالح با دانسيته كمتر و گرمتر شروع به بالا رفتن مي نمايند. مصالح غرق شده به تدريج گرم شده و از دانسيته آن كاسته مي شود و بالاخره بصورت جانبي حركت نموده و شروع به بالا رفتن مي نمايند و به همين ترتيب مصالح گرم كه سرد شده اند شروع به غرق شدن مي نمايند. اين فرآيند، پديدة آشناي جابجايي (Convection) مي باشد.
 
شكل (10-2): فعاليت لرزه اي سراسر جهان. نقطه ها معرف مراكز زلزله هاي مهم مي باشند. ملاحظه مي شود كه موقعيت بسياري از زلزله ها با مرز بين صفحات انطباق دارد.
    جريانهاي جابجايي در سنگ نيم ذوب شده گوشته بصورت شماتيكي نشان داد شده كه سبب بروز تنش برشي در زير صفحات مي گردند، بنابراين سبب جابجايي و حركت آنها در جهات مختلف در سطح زمين مي گردند. پديده هاي ديگري از قبيل لبه فشاري و يا قطعه كششي نيز ممكنست باعث حركت صفحات گردند (Hager ، 1987). 

مرزهاي صفحات
   تاكنون سه نوع مرز صفحات تشخيص داده شده است كه درك نحوة حركت صفحه بسته و نوع مرز در شناخت نظريه تكتونيك صفحات راهگشا مي باشد. خصوصيات مرز صفحات نيز بر طبيعت زلزله اي كه در امتداد آنها رخ مي دهد اثر مي گذارد.
 
شكل (11-2): جريان جابجايي در گوشته. در نزديكي پائين پوسته جريان جابجايي افقي سبب بروز تنش برشي در زير پوسته شده و باعث حركت صفحات در سطح زمين مي شود. اين جابجايي سبب واگرايي صفحات در برخي نقاط و همگرايي آنها در نقاط ديگر مي شود.
مرزهاي گسترش جانبي
   در اينگونه مرزها صفحات بصورت گسترش جانبي نسبت به يكديگر حركت مي نمايند (شكل 12-2)، لذا به گسترش جانبي يا گسترش ريفت ها مشهور هستند. سنگ مذاب از گوشته به سطح فوران كرده و سرد شده و خود بخشي از يك صفحه منفرد مي گردد. بدين ترتيب صفحات در مرزهاي گسترش جانبي در مرزهاي گسترش جانبي توسعه مي يابند. اين گسترش حدود 2 تا 18 سانتيمتر در سال است (1 تا 7 اينچ در سال). بيشترين گسترش در مرزهاي گسترش جانبي (خط القعرهاي) اقيانوس آرام و كمترين آن در خط القعر مياني اطلس رخ داده است. طبق محاسبات انجام شده (Garfunkel ، 1975) پوسته جديد اقيانوس با سرعت 1/3 كيلومتر مربع در سال (2/1 مايل در سال) در حال تشكيل است كه يك پوسته جوان و از جنس بازالت تازه مي باشد كه در محل خط القعرها نازك است. علت پيدايش آن حركت آرام و روبه بالاي ماگماويا فوران سريع حين فعاليتهاي لرزه اي است
 
.شكل (12-2): مرز گسترش جانبي ماگما تا سطح زمين فوران نموده و در محدوده بين گسترش صفحات سرد مي شود. تغيير خواص مغناطيسي در نوارهاي عمود و در امتداد خواص قطبي اتفاق مي افتد. 
    عكسبرداري زير آب حاكي از تشكيل بالشتكهاي مذاب مي باشد و حتي گزارشهايي از پيشروي گدازه مذاب نيز ارائه شده است. فعاليت آتشفشاني كه اغلب آنها در زير سطح اقيانوسها رخ مي دهد، در مرزهاي گسترش جانبي بصورت معمول مي باشند. گسترش جانبي مي تواند در بالاي اقيانوس نيز تشكيل گردد كه جزيره ايسلند كه در آن فعاليتهاي آتشفشاني تقريباً مداوم است (150 فعاليت آتشفشاني) مثالي از اين نوع است.
   مواد تشكيل دهنده گوشته پس از رسيدن به سطح در ميان محدوده بين صفحات گسترش جانبي سرد مي شود. اين مواد به محض سرد شدن خاصيت مغناطيسي پيدا مي كنند كه خواص قطبي آن به جهت ميدان مغناطيسي زمين در آن زمان بستگي دارد. ميدان مغناطيسي زمين ثابت نبوده و با زمين شناسي در فواصل زماني غير مشخص تغيير مي نمايد، بنابراين سنگهاي تشكيل شده و در مرز گسترش جانبي در معرض تغيير خواص قطبي قرار دارند.
   اندازه گيري و ارزيابي ميدان مغناطيسي در جهت عمود بر مرز صفحه گسترش جانبي حاكي از تغييرات ميدان مغناطيسي مي باشد كه نمونه آن مربوط به محدوده اقيانوس كبير در شكل (13-2) ترسيم شده است. 

اين تغييرات غيرعادي مغناطيسي امكان تعيين سن صفحات اصلي (تاريخچه تشكيل) را ايجاد مي نمايد. از مقايسه سن مواد مختلف مي توان به هندسه و جابجايي صفحات مختلف پي برد كه نكته بسيار مهمي در پذيرش تكتونيك صفحات مي باشد.
 
مرزهاي محدودة فرورانشي
   از آنجايي كه اندازه زمين ثابت مي ماند، پديد آمدن مواد تشكيل دهنده يك صفحه، در محل گسترش جانبي بايستي با مصرف مواد همان صفحه در ساير نقاط متعادل گردد. اين مسأله در مرزهاي محدوده فرورانش رخ مي دهد كه محل جابجايي نسبي دو صفحه به سمت يكديگر مي باشد. در نقاط تماس، يك صفحه ناگهان در زير صفحات ديگر فرو مي رود.
   مرز صفحات محدودة فرورانش در سواحل غرب مكزيكو و شيلي، جنوب جزيره آلتين آلاسكا و سواحل شرقي ژاپن وجود دارد. محدودة فرورانشي كاسكاديا در سواحل واشنگتن و بريتيش كلمبياديده شده است.   مرز محدوده هاي فرورانشي اغلب در نزديكي لبه قاره ها قرار دارد. از آنجايي كه پوسته اقيانوس معمولاً متراكم و سرد است در زير پوسته قاره اي سبك تر فرو مي رود. هنگامي كه سرعت همگرايي صفحات زياد باشد يك ترانشه در مرز بين صفحات تشكيل مي گردد.
 
شكل (13-2): حالات غيرعادي مغناطيسي در شرق اقيانوس آرام. خطوط مشكي نشان دهندة خواص قطبي معمول مي باشد.
زون فرورانشي Cascadia متعلق به سواحل واشنگتن و oregon، صفحه Juan de Fuca از مرز مشترك Juan de Fuca شروع شده و بزير صفحه آمريكاري شمالي فرو مي رود. توده مذاب بالا آمده محدودة فرورانشي، يك سري آتشفشان تشكيل داده است كه بصورت تقريبي بموازات زون فرورانشي امتداد مي يابند. يكي از آتشفشانها، Mt. St. Helens بود كه در سال 1980 در اثر فعاليت آتشفشاني منفجر و متلاشي گرديد.
 
 
  در حقيقت گاه مرزهاي فرورانشي مرز ترانشه اي نيز خوانده مي شود. زلزله هايي در شيب محدودة Benioff در سطح مشترك بين صفحات فرورانشي و روگذر (Oveiding) توليد مي شوند. هنگامي كه سرعت همگرايي آرام باشد رسوبات در گواه اضافه شده بر روي سنگ پوسته جمع شده و در نتيجه ترانشه را پنهان مي نمايند.
   صفحه فرورانشي گرم شده و حين غرق شدن كمتر شكننده شده و سرانجام به اندازه اي شكل پذير شده كه ظرفيت و پتانسيل توليد زلزله را از دست مي دهد كه البته گزارش عميق ترين زلزله كه حدود 700 كيلومتر مي باشد (435 مايل) خود دليلي بر اين مدعا است. قطعات ذوب شدة صفحة فرورانشي توليد توده مذابي مي كند كه قابليت فوران تا سطح زمين و تشكيل يك خط آتشفشاني تقريباً موازي محدودة فرورانشي بر روي صفحه روگذر را خواهد داشت.
   هنگاميكه كه صفحات حامل قارهّ ها بطرف يكديگر حركت نمايند برخوردهاي قاره اي سبب تشكيل رشته كوهها مي شوند. هماليا از دو لاية پوسته اي تشكيل شده است كه در هنگام برخورد دو صفحه هند- استراليا با صفحه اوراسيا بوجود آمده است. برخورد قاره اي صفحات حامل آفريقا و اروپا اخيراً موجب كاهش اندازة درياي مديترانه گرديده و سرانجام سبب تشكيل رشته كوههاي از نوع برخوردي خواهد شد (Mchenzie ، 1970).
مرزهاي گسل انتقالي
   گسلهاي انتقالي (Transform) در محلي كه صفحات از يكديگر فاصله مي گيرند بدون آنكه پوسته جديد تشكيل شده يا پوسته قديم مصرف شده، بوجود مي آيند و معمولاً بصورت خط الرأس گسترش جانبي، منقطع مي باشند . اين گسلهاي انتقالي توسط انحراف در ميدان مغناطيسي غيرمتعارف مشخص مي شوند و در لبة سطح پوسته حفظ مي شوند. انحراف غير متعارف مغناطيسي كه ناحية شكست را مشخص مي كند ممكن است در طول بيش از هزاران كيلومتر مشاهده شود، اما به هر حال تنها آن بخشي از محدودة شكسته شده كه بين خط الرأسهاي گشترش جانبي قرار مي گيرد گسل انتقالي ناميده مي شود. حركت در آن قسمت از محدودة شكسته شده (پاره شده) كه در زير گسل انتقالي امتداد مي يابد داراي همان جهت در هر امتداد ناحيه شكسته شده مي باشد لذا هيچگونه حركت نسبي وجود ندارد. اين قسمتهاي تداخلي از ناحيه شكسته شده (پاره شده) بصورت گسلهاي فسيلي كه زلزله اي ايجاد نمي كند در نظر گرفته مي شود.
پلان گسل انتقالي و نواحي شكست خورده جانبي
    بعنوان نمونه گسل San Andrea يك گسل انتقالي مي باشد (Wilson ، 1965) كه ساحل مكزيك در خط الرأس شرق آرام را به ساحل ايالت واشنگتن در خط الرأس Jun de Fuca متصل مي نمايد. در حقيقت هندسة گسلهاي انتقالي معمولاً پيچيده و به همراه پيچ و خمهاي بسياري است . اغلب به تكه گسلهاي كوچكتر طبقه بندي مي شود. طول اين گسلها معمولاً محدود است اما گاه در امتداد افق بسيار طويل است. ديگر گسلهاي انتقالي مهم عبارتند از گسل Motagua (كه ضخامت امريكاي شمالي و كارائيب را از يكديگر جدا مي كند) گسل Alpine نيوزيلند و سيستم گسل درياي سياه، كه درياي سرخ را به كوههاي Bitlis تركيه متصل مي نمايد (Keary , Vine ، 1990).
تكتونيك صفحه اي يك چارچوب مفيد جهت درك و تشريح حركات سطح زمين و محل وقوع زلزله ها و آتشفشانها مي باشد. تكتونيك صفحه اي علت تشكيل مصالح پوسته اي جديد و ويراني پوستة قديم را بصورت سه نوع حركت صفحه اي بيان مي كند كه در شكل (16-2) تشريح شده است. البته اين نظريه تمامي لرزه هاي تكتونيك مشاهده شده را تشريح نمي كند. بعنوان زلزله هاي درون صفحه اي (زلزله هايي كه داخل صفحات و دور از لبه صفحات رخ مي دهند) در اغلب قارهّ ها رخ مي دهند.
   نمونه هاي مشهور امريكاي شمالي كه سري زلزله هاي ميان صفحه اي هستند در نزديكي زلزله هاي Missouri , New Madrid در سالهاي 1811 تا 1812 و زلزلة Charleston ، 1886 (جنوب كارولينا) رخ داده اند. زلزله هاي Tangshan ، 1976 (چين) و Marathawada ، 1993 (هند) نمونه هاي اخير زلزله هاي درون صفحه اي هستند.
 
شكل (16-2): روابط داخلي ميان مرزهاي خط الرأس گسترش جانبي، ناحيه فرورانشي و صفحه گسل انتقاليگسلها
   در حاليكه تئوري تكتونيك صفحه اي حركت نسبي صفحات را با توجه به سه نوع مرز صفحه اي كه قبلاً تشريح شد، روشن مي نمايد، آزمايشات بر روي مقياس كوچكتر آشكار مي كند كه حركت در يك مكان بخصوص كاملاً پيچيده است. در برخي نواحي، مرز صفحات مشخص و به سادگي قابل تعيين است. حال آنكه در ديگر موارد ممكن است در اثر گسترش، لبة صفحات شكسته و سبب تشكيل صفحات كوچكتر يا ريز صفحاتي بين صفحات بزرگتر گردد. حركت بين دو بخش از پوسته سبب ايجاد انقطاع جديد و يا پيشروي خطوط شكست موجود در ساختار زمين شناسي پوسته مي شود كه به آن گسل اطلاق مي شود.
   از نقطه نظر طول، گسلها از چند متر تا صدها كيلومتر وجود دارند و از نظر عمق، گسلهاي سطحي تا گسلهايي با عمق دهها كيلومتر يافت مي شوند. گسلها يا در اثر به وجود آمدن عوارض توپوگرافي مشهود گرديده و يا كاملاً پنهان مي باشند. وجود گسل در يك منطقه لزوماً حاكي از احتمال وقوع زلزله نيست. بلكه حركات زمين ممكن است غير لرزه اي و يا اصولاً گسل غيرفعال باشد. نامشهود بودن سطحي گسل نيز نمي تواند به معناي عدم احتمال وقوع زلزله باشد در حقيقت در بسياري از زلزله ها پارگي گسل به سطح زمين نمي رسد. فعاليت گسلها با جزئيات كامل در فصل 4 تشريح شده است.

هندسة گسل
   علائم زمين شناسي استاندارد براي تشريح جهت گسل در فضا بكار مي رود. هنگاميكه سطح گسلهايي بزرگ نامنظم باشد، حداقل در فواصل كوتاه، مي توان معمولاً آنرا بصورت صفحه در نظر گرفت. جهت يابي صفحة گسل توسط امتداد و شيب آن صورت مي پذيرد. امتداد گسل، خط افقي است كه ار تداخل صفحه افق بوجود مي آيد .
   آزيموت امتداد (مثلاً ْN60) براي توجيه جهت گسل نسبت به شمال بكار مي رود. شيب پايين دست توسط زاويه بين صفحه گسل و صفحه افقمي باشد و در جهت عمود بر امتداد اندازه گيري مي شود تعريف مي گردد. يك گسل قائم داراي زاويه شيب ْ90 مي باشد.
  
حركت گسل
   حركت گسل به دو مؤلفه در جهت امتداد و شيب تصوير مي شود. با آنكه قدري حركت در دو جهت اجتناب ناپذير است اما حركت در يك جهت يا جهت ديگر معمولاً غالب خواهد بود.
 
 حركت شيب لغز
   حركت گسل اگر بدواً در امتداد شيب (يا عمود بر امتداد) اتفاق افتد، حركت شيب لغز ناميده مي شود. حركت شيب لغز بر حسب جهت حركت و زاويه شيب گسل، به انواع مختلف تقسيم مي شود حركت «نرمال»، كه در شكل (18-2) نشان داده شده است، هنگامي رخ مي دهد كه مؤلفه افقي حركت شيب لغز اتّساعي بوده و مصالح بالاي گسل مايل (گاهي به آن فراديواره گفته مي شود) نسبت به مصالح پايين گسل (فروديواره) به سمت پايين حركت نمايد. در گسلش نرمال، معمولاً تنش كششي در پوسته بوجود مي آيد و سبب طويل شدن افقي پوسته مي گردد. هنگاميكه مؤلفة افقي حركت شيب لغز، فشارشي باشد و مصالح بالاي گسل نسبت به مصالح پايين به سمت بالا حركت كنند، اصطلاحاً مي گويند گسلش معكوس اتفاق افتاده است. حركت در گسلهاي معكوس نشان داده شده است سبب كوتاه شدن پوسته مي گردد. يكي از انواع خاص گسل معكوس گسل رورانده (روراندگي) مي باشد كه هنگاميكه صفحة گسل داراي زاوية شيب كوچكي است رخ مي دهد. حركات خيلي بزرگ مي تواند سبب روراندگي گردد. آلپ اروپا نمونة خوبي از ساختار روراندگي است.
 
شكل (18-2): (الف)- گسلش نرمال؛ (ب)- ديوارة گسل نرمال كه زلزله 1954 Dixie-Fairview در نوادا را موجب شد.
حركت امتدادلغز
   هنگاميكه حركت گسل به موازات امتداد آن اتّفاق افتد حركت امتدادلغز ناميده مي شود. گسل امتدادلغز بر حسب جهت حركت نسبي مصالح در هر طرف گسل طبقه بندي مي شوند. يك ناظر ايستاده در نزديكي گسل امتددلغز راستگرد، زمين طرف ديگر گسل را در حال حركت به سمت راست مي بيند.
   به طريق مشابه يك ناظر مستقر در مجاورت گسل امتدادلغز چپگرد، حركت مصالح طرف ديگر را به سمت چپ مشاهده مي نمايد. گسل San Andreas در كاليفرنيا نمونة خوبي از گسلش امتدادلغز راستگرد در زلزله سان فرانسيسكو (1906) مي باشد كه در اثر آن جاده ها و نرده هاي بسياري حدود 6 متر (20 فوق) از محل خود حركت نمودند.
  حركت گسل غالباً بصورت مايل (يعني حركت هم مؤلفه شيب لغز و هم مؤلفه امتدادلغز دارد) اتّفاق مي افتد. زلزله 1971 سن فرناندو و سبب گسيختگي و پارگي زمين در طول بيش از 15 كيلومتر (9 مايل) گرديد. تغيير مكان قائم حداكثر (توليد شده در اثر حركت گسل معكوس) حدود 46/1 متر (8/4 فوت) و جابجايي ماكزيمم افقي (در اثر حركت چپگرد گسل امتدادلغز) حدود 13/2 متر (7 فوت) بوده است (Berlin ، 1980).

تئوري برگشت ارتجاعي (بازگشت ارتجاعي)
   صفحات زمين در حركت ثابت مي باشند و تكتونيك صفحه اي نشان مي دهد كه اغلب حركت نسبي آنها در نزديكي مرز آنها اتّفاق مي افتد. اثرات دراز مدت اين حركت را مي توان در گزارشهاي زمين شناسي يعني آثار تغيير شكلها در يك پريود طولاني مشاهده نمود. با بهره گيري از تجهيزات دقيق الكترونيكي اندازه گيري فواصل، بهرحال، حركات زمين در فواصل زماني كوتاهتر نيز قابل برداشت است. شكل (21-2) يك مجموعه اي از خطوط اندازه گيري شده در عرض گسلهاي Calaveras , San Andreas كه توسط بخش منابع آب، معدن و زمين شناسي كاليفرنيا تهيه شده است را نشان مي دهد.
 
شكل (21-2): (الف)- خطوط برداشت در امتداد گسلهاي Calaveras , San Andreas در كاليفرنيا؛ (ب)- تغيير در طول خط (گسترش مثبت)
   
    كوتاه شدن خطوط 17 و 19 و طويل شدن خطوط 20 و 23 حاكي از وقوع حركت گسل است. خط 21 كه كاملاً در شرق گسل Calaveras قرار مي گيرد تغيير طول بسيار ناچيزي را نشان مي دهد.
   با وقوع حركت نسبي صفحات، انرژي كرنش الاستيك در مصالح نزديك مرز با افزايش تنش برشي روي صفحات گسل مي شود كه سبب جدا شدن صفحات مي گردد. هنگامي كه تنش برشي به حد مقاومت برشي سنگ در امتداد گسل مي رسد، سنگ گسيخته شده و انرژي كرنشي ذخيره شده آزاد مي گردد. اثر گسيختگي به طبيعت سنگ در امتداد گسل بستگي دارد. اگر سنگ ضعيف و شكل پذير باشد، انرژي كوچك ذخيره شده به آرامي آزاد شده و حركت غير لرزه اي اتفاق مي افتد.
   در مقابل اگر سنگ سخت و ترد (شكننده) باشد، گسيختگي ناگهاني خواهد بود. پارگي سنگ با آزاد شدن انرژي بصورت انفجار همراه است كه بخشي از انرژي به شكل حرارت و بخشي بصورت امواج تنش كه در زلزله ها احساس مي شود خواهد بود. تئوري بازگشت ارتجاعي (Reid ، 1911) روند كامل ذخيره شدن و آزاد شدن انرژي در سنگ مجاور گسل را تشريح مي نمايد و اغلب همانند شكل (22-2) نمايش داده مي شود.

 
 طبيعت تنش ذخيره شده و رها شده قابل توجه است. گسلها ماهيت يكنواخت (همگن) ندارند، چه از نظر هندسه و چه از نظر خصوصيات مصالح، يك گسل ممكن است مشتمل بر نواحي قوي و ضعيف باشد. برخي (Stewart , Kanamori ، 1978)، نواحي قوي گسل را نواحي سخت و برخي ديگر (Aki ، 1979)، آنها را نواحي مانع مي نامند كه از اهميت بسياري برخوردار است. در مدل سختي جهت پارگي (گسيختگي) گسلها فرض مي شود كه تنش برشي قبل از يك زلزله در عرض گسل بصورت يكنواخت نيست كه علت آن آزاد شدن تنش در ناحيه ضعيف در اثر خزش يا پيش لرزه است. آزاد شدن تنش باقيمانده در ناحيه سخت گسل سبب وقوع زلزله اصلي مي شود كه پارگي سطح را در حالت تنش يكنواخت بر جاي مي گذارد. در مدل مانع فرض مي شود كه تنشهاي قبل از زلزله در گسل يكنواخت است. هنگامي كه زلزله اصلي رخ مي دهد تنشها از تمام بخشهاي گسل بجز نواحي مانع و قويتر آزاد مي شوند، پس لرزه ها هنگامي كه تنش يكنواخت جديد به حد مقاومت سنگ مي رسد بوجود مي آيند. از آنجايي كه معمولاً هم پيش لرزه و هم پس لرزه مشاهده مي شود لذا برخي نواحي قوي بصورت نواحي سخت و برخي بصورت نواحي مانع رفتار مي نمايند (Aki ، 1984). اهميت مهندسي نواحي مانع به تأثيرات آنها بر مشخصات لرزش زمين در مجاورت گسل مربوط مي شود. در يك ساختگاه نزديك به نواحي قوي، تجربه لرزه هاي قويتر نسبت به ساختگاه دورتر از ناحيه قوي وجود دارد. در فواصل دورتر از گسل اثر غير همگني گسل كاهش مي يابد. متأسفانه روشهاي تعيين موقعيت اين نواحي قوي قبل از گسيختگي هنوز تدوين نشده است.
   معمولاً گسيختگي در امتداد گسل بصورت يك سري تغيير مكان (برخي از زلزله هاي چند رخداده در حقيقت يك سري زلزلة كوچك هستند كه تقريباً در فواصل مكاني و زماني نزديك بهم اتفاق مي افتند) پيشرفت مي نمايد. زلزله هاي كوچك مي توانند بصورت فرآيندهاي نقطه اي مدل شوند زيرا سطح گسيختگي آنها به چند كيلومتر طول محدود مي شود. زلزله هاي بزرگ به هر حال در طول دهها و حتي صدها كيلومتر گسيخته شده و طبيعت زمين لرزه بستگي به خصوصيات روند گسيختگي دارد. بعنوان نمونه امواج از گسل با مقاومتهاي مختلف، در جهات مختلف سرچشمه مي گيرند، چنين اثرات در سمت دهي مي تواند اختلاف آزيموتي در خصوصيات حركات زمين داشته باشد. (Benioff ، 1955 و Ben-Menachem ، 1961). تداخلهاي ساختاري در امواج ناشي از جابجايي متوالي مي تواند پالسهاي جابجايي بزرگ گه پرتاب ناگهاني يا جهش خوانده مي شود (شكل 23-2) در نزديكي ساختگاههايي كه پارگي در امتداد آن گسترش مي يابد ايجاد نمايد(Benioff ، 1955 و Singh 1985).شكل (22-2): تئوري بازگشت الاستيك زلزله ها؛ (الف)- تغيير شكل آهسته سنگ در مجاورت يك مرز صفحه اي موجب ذخيره انرژي كرنشي در سنگ به همان صورتي مي شود كه در يك جسم تغيير شكل پذير (نشان داده شده در سمت راست) خواهند شد. اگر از مقاومت سنگ تجاوز شود، در آنصورت سنگ گسيخته شده و انرژي خو را به همان ميزاني كه در هنگام شكسته شدن يك جسم انعطاف پذير آزاد خواهد گرديد، بصورت ارتعاشات آزاد خواهد ساخت. بعد از زلزله، سنگ از موقعيت اصلي خود جابجا خواهد شد. تغيير مكان نسبي كل صفحات عبارت از مجموع جابجايي لغزشي در گسل و جابجايي ممكن در اثر انحراف پيچشي لبة صفحات نزديك گسل خواهد بود.
  روابط تكرار زلزله
   تئوري بازگشت الاستيك بيان مي كند كه وقوع زلزله ها موجب آزادي تنش در امتداد بخشي از گسل كه پارگي در آن اتفاق افتاده مي شود و نيز بيان مي دارد كه تا زمانيكه تنشها فرصت كافي جهت ذخيره مجدّد داشته باشند، گسيختگي بعدي در آن قطعه اتفاق نخواهد افتاد. بنابراين احتمال وقوع يك زلزله بر روي يك قطعه مخصوص گسل، به طريقي، به مدت زمان گذشته از آخرين زلزله و شايد به مقدار انرژي آزاد شده بستگي خواهد داشت.
   بنابراين از ديدگاه احتمالات زلزله اي گسترش جانبي روي يك بخش بخصوص از گسل نبايستي بصورت وقايع مستقل و تصادفي در نظر گرفته شوند. اين خصوصيت در تحليل خطر زلزله از اهميت ويژه اي برخوردار است.
   از آنجايي كه زلزله ها موجب رها سازي انرژي كرنشي جمع شده بر روي گسل مي گردند، وقوع آنها در محدوده اي كه فعاليت لرزه اي براي مدتي كم و يا اصلاً اتفاق نيفتاده است متحمل تر مي باشد. با ترسيم حركات گسل و فعاليتهاي لرزه اي تاريخي در امتداد يك گسل مي توان خلاءهاي فعاليت لرزه اي در مكانهاي مشخص در امتداد گسل را معيّن نمود. بر اساس تئوري بازگشت الاستيك، هم حركت بصورت غير لرزه اي رخ داده و هم انرژي كرنشي در مجاورت اين خلاءهاي لرزه اي جمع مي شود. در محل هايي كه انرژي كرنشي جمع مي شود، خلاءهاي لرزه اي متحمل ترين مكان وقوع زلزله هاي آتي هستند.
   تعداد زيادي خلاء لرزه اي در سراسر جهان شناخته شده و ملاحظه گرديده است كه اغلب زلزله هاي بزرگ روي آنها اتفاق افتاده است. زلزله 1989 Loma Prieta روي يك بخشي از گسل San Andreas اتفاق افتاده است كه در گذشته بعنوان يك خلاء شناخته شده بود. استفاده از خلاء هاي لرزه اي عاملي است كه توانايي پيش بيني زلزله و ارزيابي خطر آنرا ارتقاء بخشيده است.
 
شكل (23-2): نمايش شماتيكي اثر جهت دهندگي بر روي حركات زمين در ساختگاههايي به سمت و خارج از جهت گسيختگي گسل. همپوشاني پالسها، در ساختگاههايي كه گسل در امتداد آنها گسيخته مي شود، مي تواند به پالس پرتايي
رابطه با محيط تكتونيك
   بازگشت الاستيك همچنين بيان مي نمايد كه محيطهاي تكتونيك كه توان ذخيره مقادير متفاوتي انرژي را دارا مي باشند، قادر به توليد زلزله با اندازه هاي متفاوت هستند، كه نمونة آن محيط تكتونيك در ميان يك مرز صفحه گسترش جانبي مي باشد. اولاً چون پوسته نازك مي باشد، لذا حجم سنگي كه انرژي كرنشي در آن ايجاد مي شود كوچك است. ثانياً مؤلفه افقي حركت نسبي صفحه اتّساعي است بنابراين تنش نرمال در صفحه گسل و در نتيجه مقاومت گسيختگي به همراه آن كم است. ثانياً از آنجايي كه سنگ نسبتاً گرم و شكل پذير است در اين جهت انرژي كرنشي ناگهاني آزاد نخواهد گرديد. عوامل ذكر شده سبب مي شود كه انرژي كرنشي كل كه ممكنست ذخيره شده و در مرزهاي گسترش جانبي آزاد شود، محدود گردد. اين عوامل بوجود نيامدن زلزله هاي خيلي بزرگ در اين مرزهاي گسترش جانبي را توجيه مي نمايند.
   زماني كه پوسته اقيانوس از يك مرز گسترش جانبي به يك محدودة فرورانشي تغيير نمايد، سرد شده و بسيار ضخيم تر و قويتر مي گردد. از آنجايي كه حركت نسبي صفحات در امتداد يكديگر مي باشد، وجود تنشهاي فشاري نرمال بزرگ، مقاومت پارگي گسلها را افزايش مي دهد. چون مرزهاي صفحات محدودة فرورانشي شيب دار مي باشد، منطقه پتانسيل بالاي ايجاد مقادير بسيار زياد انرژي كرنشي است كه مي تواند بصورت ناگهاني آزاد شده و سبب وقوع زلزله هاي عظيم گردد. در حقيقت بزرگترين زلزله هاي گزارش شده در محدوده هاي فرورانشي ايجاد شده اند.
   در گسلهاي انتقالي، معمولاً سنگ سرد و شكننده است، اما تنشهاي بزرگ فشاري معمولاً ايجاد نمي شوند، زيرا غالب گسلها تقريباً قائم بوده و حركت آنها داراي طبيعت امتدادلغز مي باشد. از آنجايي كه عمق گسل انتقالي محدود است مقدار انرژي كرنشي كل كه قابل ذخيره است با طول گسل كنترل مي شود. زلزله هاي بسيار بزرگ ناشي از طول گسيختگي برابر صدها كيلومتر در گسلهاي انتقالي مي باشند اما زلزله هاي واقعاً عظيم امكان پذير نمي باشند. 

    گشتاور لرزه اي
   از مفهوم تئوري بازگشت ارتجاعي مي توان جهت تعريف يك معيار مفيد اندازه گيري زلزله بهره برد. گشتاور لرزه اي يك زلزله بصورت ذيل تعريف مي شود:
   كه در اين رابطه µ مقاومت گسيختگي مصالح در امتداد گسل، A سطح لغزش و متوسط مقدار لغزش گسل مي باشد.
   نام گشتاور لرزه اي به علت لرزه اي به علت واحد آن كه همان نيرو ضرب در طول مي باشد، انتخاب شده اما بهرحال اين پارامتر بيشتر معياري براي كار انجام شده توسط زلزله مي باشد. بدين جهت گشتاور لرزه اي با انرژي آزاد شده حين زلزله رابطه خوبي دارد. گشتاور لرزه اي را مي توان از گزارشهاي زلزله هاي تاريخي تخمين زده و يا از مؤلفه هاي پريود بزرگ شتاب نگاشت محاسبه نمود. ( Bolt , Bullen ، 1985).
  
   ديگر منابع فعاليتهاي لرزه اي
   آزاد شدن ناگهاني انرژي كرنشي در اثر گسيختگي سنگ در صفحات، علت اوّليه ايجاد فعاليتهاي لرزه اي در سراسر جهان است. اما بهرحال منابع ديگري نيز هستند كه سبب حركات لرزه اي و در نتيجه وقوع زلزله هاي كوچك كه گاه بصورت محلي از اهميت خاصي برخوردارند مي گردند.
   زلزله گاه بر اثر حركات آتشفشاني رخ مي دهد. زلزله هاي آتشفشاني سطحي در اثر انتقال و حركت ماده مذاب ايجاد مي شوند. در سال 1975 يك زلزله با بزرگاي 2/7 ريشتر در بزرگترين جزيرة هاوايي خرابيهاي عظيمي را ايجاد كرد و با فاصله زماني كوتاهي آتشفشان Kilauea فّعال شد. فعاليت كوه آتشفشان St.Helens در جنوب واشنگتن، در حقيقت در اثر زلزلة سطحي كوچكي كه به علت لغزش شيب شمالي (لغزش) آتشفشاني ايجاد شده بود بوجود آمد، يعني حدود 30 ثانيه بعد از باربرداري شيب شمالي (لغزش) آتشفشان اصلي اتفاق افتاد. آتشفشانها سبب آزاد شدن مقدار زيادي انرژي بخصوص در سطح زمين مي گردند كه ممكن است باعث ايجاد حركات بزرگ زمين شوند.
   امواج زلزله ممكن است در اثر انفجارات زيرزميني مواد شيميايي يا تجهيزات هسته اي توليد شوند (Bolt ، 1975). بسياري از پيشرفتهاي مهم لرزه شناسي در سالهاي جنگ سرد بعلت نياز به كنترل و ثبت آزمايشات سلاحهاي هسته اي ديگر كشورها بوجود آمد. همچنين فروريختن سقف معادن و غارها، يا انفجار معادن، مشابه زمين لغزه هاي بزرگ، مي تواند زلزله محلي خفيف ايجاد نمايد. زمين لغزه سال 1974 كه موجب لغزش 3 m109*6/1(109*1/2 يارد مكعب) مصالح در امتداد رودخانه Montaro در پرو گرديد، باعث ايجاد امواج لرزه اي معادل امواج يك زلزله با بزرگاي 5/4 ريشتر شد (Bolt ، 1989).
   زلزله هاي بوجود آمده در اثر رفتار مخازن بزرگ موضوع قابل بحث و مطالعه بسيار زيادي گرديده است. احداث سد Hoover و پر شدن درياچه (مخزن) پشت آن در مرز نوادا و آريزونا در سال 1935 سبب افزايش فعاليتهاي لرزه اي محلي گشت. هنگامي كه مخزن سد Koyna (هند) پر شد وقوع زلزله هاي سطحي در محلي كه قبلاً از نظر فعاليت لرزه اي غيرفعال تشخيص داده شده بود پديدار گشت. در سال 1967 پنج سال پس از شروع آبگيري سد Koyna ، زلزله اي با بزرگاي 5/6 بوقوع پيوست كه در اثر آن 177 نفر كشته و بيش از 2000 نفر زخمي شدند و پس از آن تعداد زلزله هاي محلي با توجه به فصل و افزايش سطح آب مخزن افزايش يافت. در سال 1975 هفت سال پس از آبگيري سد مخزني Oroville در محلي كه از نظر تاريخي داراي فعاليت لرزه اي كم بود، مجموعه اي از زلزله ها با بزرگاي 7/5 در شوك اصلي رخ دادند. پس از ساخت سد بزرگ اسوان يك زلزله با بزرگاي 6/5 در اسوان مصر كه طبق تاريخ 3000 ساله جزء مناطق لرزه اي بوده است رخ داد. در كليه اين موارد به نظر مي رسد كه عامل اصلي وقوع زلزله احداث و وجود سدهاي مخزني است. با اينكه اثر وزن آب جمع شده در عمق لرزه اي اتفاق مي افتد بنظر ناچيز مي رسد، افزايش فشار آب منفذي، پس از آبگيري باندازه كافي جهت كاهش مقاومت سنگ بستر تا نقطه اي كه شكست ممكنست اتفاق افتد، همانند موجي از مخزن به اطراف منتشر مي گردد. 7-2- علائم هندسي
   براي بيان محل زلزله لازم است از علائم توصيفي پذيرفته شده بهره گرفته شود. زلزله ها از گسيختگي سنگ در امتداد يك گسل ناشي مي شوند. اين گسيختگي حتي اگر وسعتي متجاوز هزاران كيلومتر مربع از سطح صفحه گسل را شامل شود، بايستي قطعاً از يكجا شروع شده باشد. نقطه اي كه گسيختگي (پارگي) از آنجا شروع شده و اولين موجهاي زلزله از آن سرچشمه گرفته باشد «كانون» يا hypocenter زلزله ناميده مي شود (شكل 25-2).گسيختگي از محل كانون با سرعت 2 تا 3 كيلومتر بر ثانيه (2/1 تا 9/1 مايل بر ثانيه) در امتداد گسل گسترش مي يابد (Bolt ، 1989).
 
شكل (25-2): علائم براي توصيف موقعيت زلزله
    اگرچه پارگي (گسيختگي) مي تواند به طرف سطح زمين گسترش يابد اما كانون در «عمق كانوني» يا «عمق hypocentral» زير سطح زمين قرار دارد. نقطه اي كه دقيقاً روي كانون اما در سطح زمين است را «مركز سطحي زلزله» مي نامند. فاصله بين يك ناظر يا ساختگاه و مركز سطحي زلزله را فاصله تا مركز سطحي زلزله و فاصله بين يك ناظر و كانون به فاصله كانوني زلزله (يا فاصله مركز زلزله) مشور است.
  موقعيت زلزله ها
   غالباً موقعيت زلزله بر حسب مركز سطحي آن تعريف مي گردد. تعيين موقعيت اوليه مركز سطحي زلزله يك موضوع راحت و ساده مي باشد، اما تعيين محل دقيق و نهايي آن داراي پيچيدگي به مراتب بيشتري است. موقعيت اوّليه بر مبناي زمانهاي نسبي رسيدن امواج S , P به حداقل سه لرزه نگار قابل تعيين مي باشد.
   امواج P به علت سرعت بيشتر زودتر به لرزه نگارها مي رسند. اختلاف زمان رسيدن امواج S , P به اختلاف سرعت بين امواج S , P فاصله بين لرزه نگارها و كانون زلزله طبق رابطه ذيل بستگي دارد:
   كه در اين رابطه ?tP-S اختلاف زماني بين رسيدن اولين موج P و موج VS , VP S به ترتيب سرعت امواج S , P مي باشند. سرعت امواج P در بستر سنگي معمولاً 3 تا 8 كيلومتر بر ثانيه (9/1 تا 5 مايل در ثانيه) و سرعت امواج S در حدود 2 الي 5 كيلومتر بر ثانيه (2/1 تا 1/3 مايل بر ثانيه) مي باشد. در هر لرزه نگار امكان تعيين فاصله تا مركز سطحي زلزله وجود دارد اما نمي توان جهت آن را تعيين نمود. با اين اطلاعات محدود مي توان مكان هندسي فاصله تا مركز سطحي زلزله كه دايره به شعاع فاصله تا مركز سطحي زلزله است را رسم نمود. هنگاميكه فاصله تا مركز سطحي زلزله توسط لرزه نگار دوم بصورت دايره ديگري به مركز موقعيت لرزه نگار رسم شد، موقعيت احتمالي مركز سطحي زلزله به دو نقطه تلاقي اين دو دايره محدود مي شود. بديهي است كه جهت تشخيص محتمل ترين موقعيت مركز سطحي زلزله همانطور كه در شكل (26-2) نشان داده است بايستي لرزه نگار سومي نيز وجود داشته باشد. جهت تعيين دقيقتر مكان مركز سطحي يا كانون زلزله بايستي با استفاده از چندين لرزه نگار مدل سه بعدي سرعت زلزله زمين را به روشهاي عددي بهينه نموده و حل كرد. دقت اين روشها به تعداد، كيفيت و توزيع جغرافيايي لرزه نگارها و همچنين دقت مدل سرعت زلزله بستگي دارد (Dewey ، 1979).
 
شكل (26-2): موقعيت اوليه مركز سطحي زلزله كه با استفاده از اختلاف زمان رسيدن امواج زلزله به لرزه نگارهاي C,B,A بدست آمده است. متحمل ترين موقعيت مركز سطحي زلزله محل تقاطع سه دايره مي باشد.-2- اندازه زلزله ها
   بديهي است كه اندازة زلزله يك پارامتر بسيار مهم است و به گونه هاي مختلف بيان مي شود. قبل از پيشرفت دستگاههاي دقيق و جديد، روشهاي تشخيص اندازة زلزله بر پايه حدس و تشريح كيفي اثرات زلزله بوده است. اخيراً لرزه نگارهاي جديد امكان بهره گيري از معيارهاي كمي جهت بيان اندازة زلزله را فراهم نموده است. از آنجايي كه اغلب اين معيارها بين زلزله شناسي و مهندسي زلزله بصورت مشترك به كار گرفته مي شود، لازمست ماهيت هر يك از اين معيارها بصورت كامل شناخته شود.
  
شدت زلزله
   قديمي ترين معيار اندازه زلزله، شدت، در واقع توصيف كيفي اثرات زلزله يعني خرابيها و عكس العملهاي انساني حين زلزله در يك مكان خاص مي باشد. از آنجايي كه تشريح كيفي اثرات زلزله در گزارشات تاريخي موجود است لذا مفهوم «شدت» را مي توان براي ارزيابي زلزله هاي تاريخي كه قبل از توسعه ابزارهاي دقيق و جديد زلزله رخ داده اند بكار برد (زلزله هاي ما قبل ابزار دقيق). كاربرد اين معيار جهت تشخيص سرعت تكرار زلزله ها با اندازه هاي مختلف در مكانهاي گوناگون بسيار مفيد و در حقيقت گام بحراني برآورد خطر زلزله مي باشد. همچنين معيار شدت را مي توان براي مقايسه اثرات زلزله در مناطق مختلف جغرافيايي و تخمين تلفات زلزله جهت محاسبه مقادير قويترين حركات زمين استفاده نمود
   مقياس شدت Rossi-Forel (RF) كه گستره شدت زلزله را در محدوده بين I تا X بيان مي كند، در سالهاي 1880 تدوين شده و سالهاست كه از آن استفاده مي شود. البته امروزه در كشورهاي انگليسي زبان مقياس شدت مركالي اصلاح شده (MMI) كه توسط زلزله شناسان ايتاليايي پايه گذاري شده و در سال 1931 بر حسب شرايط متناسب تري در كاليفرنيا اصلاح شده (ريشتر 1958) جايگزين اين مقياس گرديده است.. طبيعت كيفي مقياس MMI جدا از توصيف هر ميزان شدت مي باشد.
   آژانس هواشناسي ژاپن (JMA) داراي مقياس خاص خود مي باشد و مقياس (MSK) Medvedev-Spoonheuer-Karnik در مركز و شرق اروپا استفاده مي شود. مقايسه بين مقياسهاي MSK , JMA , MMI , RF در شكل (27-2) نشان داده شده است.
   معمولاً شدتهاي زلزله از مصاحبه با شاهدين پس از واقعه تعيين مي شوند. مصاحبه ها اغلب با پست انجام مي گيرد، اما در مناطق فعال لرزه اي شاهدين معيّني تعليم داده شده و سازماندهي مي گردند، تا اطلاعات منطقي و احساس دقيقي از لرزش زمين تهيه نمايند. از آنجايي كه سازه ها و شاهدين، پراكنده و وسيعتر از هر سيستم ثبت سوابق لرزه اي با مقدار خاص پراكندگي اطلاعات مي باشند، مشاهدات شدت، اطلاعاتي را بدست مي دهد كه تنها توزيع حركات زمين در يك ناحيه را مشخص مي نمايد. رسم شدتهاي گزارش شده در موقعيتهاي مختلف، بر روي يك نقشه، منحني هاي «هم شدت» و يا كنتور شدت در يك منطقه را فراهم مي كند. نقشه اي كه بدين ترتيب ترسيم مي شود نقشه هم لرزه يا هم شدت ناميده مي شود (شكل 28-2).
 
معمولاً شدت در مركز سطحي يك زلزله بيشترين مقدار است و عبارت شدت مركز سطحي زلزله جهت توصيف كلّي اندازه زلزله بكار مي رود. نقشه هاي هم شدت نمايانگر نحوة كاهش و يا به عبارتي ميرايي شدت با افزايش فاصله از مركز سطحي زلزله مي باشند.
   به جز در شرايط خاص و توسط افراد قليلي قابل احساس نمي باشد. I
   تنها به وسيله افراد كمي در حال استراحت، خصوصاً در طبقه بالاي ساختمان احساس شده، اجسام ظريف معلّق ممكنست تكان بخورند. II
   در داخل كاملاً احساس شده، خصوصاً در طبقات بالاي ساختمان، ليكن ممكنست مردم آنرا زلزله تلقي نكنند، اتومبيلهاي ايستاده ممكن است به آرامي جابجا شوند، ارتعاش شبيه عبور كاميون داشته و مدت آن قابل تخمين باشد. III
   در خلال روز توسط خيلي از ساكنان و كمي از مردم در بيرون احساس شده، در شب تعدادي از خواب بيدار شده، ظروف، پنجره و درها مرتعش شده، ديوارها ترك برداشته و به صورت برخورد يك كاميون سنگين با ساختمان احساس مي شود. اتومبيلهاي ايستاده حركت قابل ملاحظه خواهند داشت. IV
   تقريباً بوسيله همه افراد احساس شده، خيلي ها از خواب بيدار گرديده، ظروف، پنجره ها و غيره شكسته، مقاديري از گچكاري ساختمان ترك خورده، اجسام نامتعادل واژگون شده، آسيب درختها، شمعها و ساير اجسام بلند بعضاً قابل ملاحظه بوده و ساعات پاندولي ممكنست از كار بيفتند. V
   بوسيله عموم احساس شده، خيلي ها وحشت كرده و به بيرون مي روند، بعضي لوازم سنگين حركت كرده، مقداري از گچكاري و شومينه فروريخته و به مقدار كمي خسارات ببار مي آيد. VI
   هركسي به بيرون فرار كرده، خسارات به سازه هاي خوب ساخته شدة معمولي كم تا متوسط و به سازه هاي بد طراحي شده يا ضعيف اجرا شده قابل ملاحظه بوده، بعضي شومينه ها شكسته و توسط افراد در حال رانندگي احساس مي شود. VII
   خسارات به سازه هاي با طراحي خاص كم، به ساختمانهاي معمولي با خرابي در بخشهايي از آن قابل ملاحظه و به سازه هاي ضعيف اجرا شده زياد مي باشد، ديوارهاي جداكننده فروريخته، شومينه ها، دودكشها، ستونها و ديوارها سقوط كرده، لو.ازم سنگين واژگون شده، شن و ماسه در مقادير كمي از زمين بيرون زده، چاههاي آب تغيير كرده و افراد در حال رانندگي وحشت مي شوند. VIII
   خسارات به سازه هاي با طراحي خاص قابل ملاحظه بوده، تأسيسات سازه هاي با طراحي خوب تخريب شده، ساختمانهاي اصلي دچار تخريب موضعي شده و خسارات زياد ديده، سازه ها از پي خود جدا شده، زمينهاي ترك خورده قابل رؤيت بوده و لوله هاي زيرزميني مي شكنند. IX
   برخي از سازه هاي چوبي خوب و غالب سازه هاي بنايي و قابدار خراب شده، زمين شديداً شكافته، راههاي آهن خم شده، در سواحل رودخانه و دامنه هاي تند زمين لغزه هاي زياد ايجاد شده، گل و ماسه در زمين جابجا شده و در سواحل آب به بيرون فوران مي كند. X
   تعداد كمي (ممكنست چند ساختمان بنايي) سازه بابرجا مانده، پلها ويران شده، تركهاي بزرگ در زمين ايجاد گرديده، لوله هاي مدفون در زمين بصورت كامل تخريب شده، در زمينهاي نرم لغزش و فرورفتن خاك مشاهده شده و راههاي آهن به مقدار زيادي خم مي شوند. XI
   خسارات كلي بوده، عملاً تمامي كارهاي ساختماني خسارات زياد ديده يا ويران گرديده، بر روي سطح زمين امواج مشاهده شده، خطوط تراز و افقي ديد تغيير جهت داده و اجسام به هوا پرتاپ مي شوند. XII
 
شكل (27-2): مقايسه مقادير شدت از مقياسهاي: مركالي اصلاح شده (RF) Rossi-Foel,(MMI) ، آژانس هواشناسي ژاپن (JMA) و Medvedev-Spoonhever-Karnik