زمین لرزه که به آن زلزله ، لرزش یا لرزش نیز می گویند ، لرزش سطح زمین است که در نتیجه آزاد شدن ناگهانی انرژی در لیتوسفر ایجاد می شود که امواج لرزه ای ایجاد می کند . شدت زمین لرزه ها می تواند متفاوت باشد ، از زلزله هایی که به قدری ضعیف هستند که قابل احساس نیستند، تا زلزله هایی که به اندازه کافی خشن هستند که اشیا و افراد را به هوا برانند، به زیرساخت های حیاتی آسیب بزنند و کل شهرها را تخریب کنند. فعالیت لرزه ای یک منطقه عبارت است از فراوانی، نوع و اندازه زمین لرزه های تجربه شده در یک زمان خاص. لرزه خیزی در یک مکان خاص در زمین، میانگین نرخ آزاد شدن انرژی لرزه ای در واحد حجم است.
در کلی ترین معنای آن، کلمه زلزله برای توصیف هر رویداد لرزه ای که امواج لرزه ای ایجاد می کند استفاده می شود. زمین لرزه ها می توانند به طور طبیعی رخ دهند یا در اثر فعالیت های انسانی، مانند استخراج معادن ، شکستگی و آزمایش های هسته ای ایجاد شوند . نقطه اولیه گسیختگی، هیپومرکز یا کانون نامیده می شود، در حالی که سطح زمین مستقیماً بالای آن مرکز زمین لرزه است . زمینلرزهها عمدتاً ناشی از گسلهای زمینشناسی هستند ، اما همچنین در اثر فعالیتهای آتشفشانی ، رانش زمین و سایر رویدادهای لرزهای ایجاد میشوند. فراوانی، نوع و اندازه زمین لرزه ها در یک منطقه، فعالیت لرزه ای آن را مشخص می کند، که منعکس کننده میانگین نرخ آزاد شدن انرژی لرزه ای است.
زمین لرزه های تاریخی مهم عبارتند از زلزله 1556 شانشی در چین با بیش از 830000 کشته، و زلزله والدیویا در سال 1960 در شیلی، بزرگترین زلزله ثبت شده تا کنون با 9.5 ریشتر. زمین لرزه اثرات مختلفی از جمله لرزش زمین و روان شدن خاک را به دنبال دارد که منجر به خسارات قابل توجه و تلفات جانی می شود. هنگامی که مرکز یک زمین لرزه بزرگ در سواحل قرار دارد، بستر دریا ممکن است به اندازه ای جابجا شود که باعث ایجاد سونامی شود . زمین لرزه می تواند باعث رانش زمین شود . وقوع زمین لرزه تحت تأثیر حرکات تکتونیکی در امتداد گسل ها، از جمله گسل های معمولی، معکوس (راندگی) و لغزش، با انتشار انرژی و دینامیک گسیختگی است که توسط نظریه ارتجاعی بازگشتی کنترل می شود .
تلاش برای مدیریت خطرات زلزله شامل پیشبینی، پیشبینی و آمادگی، از جمله مقاومسازی لرزهای و مهندسی زلزله برای طراحی سازههایی است که در برابر لرزش مقاوم هستند. تأثیر فرهنگی زمین لرزه ها، افسانه ها، باورهای مذهبی و رسانه های مدرن را در بر می گیرد و تأثیر عمیق آنها را بر جوامع بشری منعکس می کند. پدیدههای لرزهای مشابهی که با نام مارسلرزهها و ماهلرزهها شناخته میشوند ، در سایر اجرام آسمانی مشاهده شدهاند که نشاندهنده جهانی بودن چنین رویدادهایی در خارج از زمین است.
زلزله لرزش سطح زمین است که در نتیجه آزاد شدن ناگهانی انرژی در لیتوسفر ایجاد می شود که امواج لرزه ای ایجاد می کند . زمین لرزه را می توان به عنوان زمین لرزه ، لرزش یا لرزش نیز نام برد . کلمه لرزش برای غرش لرزه ای غیر زلزله نیز استفاده می شود .
در کلیترین مفهوم آن، زلزله به هر رویداد لرزهای گفته میشود - خواه طبیعی باشد یا ناشی از انسان - که امواج لرزهای ایجاد کند. زمینلرزهها بیشتر به دلیل گسیختگی گسلهای زمینشناسی و همچنین رویدادهای دیگری مانند فعالیتهای آتشفشانی، رانش زمین، انفجار معادن، شکستگی و آزمایشهای هستهای ایجاد میشوند . نقطه گسیختگی اولیه زلزله را مرکز یا کانون آن می نامند. کانون زمین لرزه نقطه ای است که در سطح زمین مستقیماً بالای کانون قرار دارد.
فعالیت لرزه ای یک منطقه عبارت است از فراوانی، نوع و اندازه زمین لرزه های تجربه شده در یک زمان خاص. لرزه خیزی در یک مکان خاص در زمین، میانگین نرخ آزاد شدن انرژی لرزه ای در واحد حجم است.
یکی از ویرانگرترین زمین لرزه های ثبت شده در تاریخ ، زلزله 1556 شانشی بود که در 23 ژانویه 1556 در شانشی ، چین رخ داد. بیش از 830000 نفر جان باختند. [2] بیشتر خانههای این منطقه یائودونگها بودند - خانههایی که از دامنههای تپههای لس حکاکی شده بودند و بسیاری از قربانیان در اثر فروریختن این سازهها کشته شدند. زلزله سال 1976 تانگشان که بین 240000 تا 655000 نفر کشته شد، مرگبارترین زلزله قرن بیستم بود. [3]
زلزله 1960 شیلی بزرگترین زمین لرزه ای است که با لرزه نگار اندازه گیری شده است و در 22 مه 1960 به بزرگی 9.5 رسید. [4] [5] مرکز آن در نزدیکی Cañete، شیلی بود. انرژی آزاد شده تقریباً دو برابر نیرومندترین زلزله بعدی، زمین لرزه جمعه خوب (27 مارس 1964) بود که مرکز آن در پرنس ویلیام ساند ، آلاسکا بود. [6] [7] ده بزرگترین زمینلرزههای ثبتشده، همگی زمینلرزههای مگاتراست بودهاند . با این حال، از این ده، تنها زلزله 2004 اقیانوس هند به طور همزمان یکی از مرگبارترین زمین لرزه های تاریخ است.
زمین لرزه هایی که بیشترین تلفات جانی را به بار آوردند، در حالی که قدرتمند بودند، به دلیل نزدیکی به مناطق پرجمعیت یا اقیانوس، کشنده بودند، جایی که زمین لرزه ها اغلب سونامی ایجاد می کنند که می تواند جوامع هزاران کیلومتر دورتر را ویران کند. مناطقی که بیشتر در معرض خطر تلفات جانی هستند، مناطقی هستند که زلزلهها نسبتاً نادر اما قدرتمند هستند و مناطق فقیر با قوانین ساختمانی لرزهای ضعیف، اجرا نشده یا وجود ندارد.
زمین لرزه های تکتونیکی در هر نقطه ای از زمین که انرژی کشسانی ذخیره شده کافی برای انتشار شکستگی در امتداد صفحه گسل وجود دارد، رخ می دهد . دو طرف یک گسل به آرامی و به صورت لرزه ای از کنار یکدیگر حرکت می کنند، تنها در صورتی که هیچ بی نظمی یا بریدگی در امتداد سطح گسل وجود نداشته باشد که مقاومت اصطکاکی را افزایش دهد. اکثر سطوح گسل دارای چنین نازکی هستند که منجر به نوعی رفتار لغزش چسبندگی می شود . هنگامی که گسل قفل شد، ادامه حرکت نسبی بین صفحات منجر به افزایش تنش و در نتیجه ذخیره انرژی کرنش در حجم اطراف سطح گسل می شود. این کار تا زمانی ادامه مییابد که تنش به اندازهای افزایش یابد که از ناهنجاری عبور کند، به طور ناگهانی امکان لغزش روی قسمت قفل شده گسل و آزاد شدن انرژی ذخیرهشده فراهم شود . [8] این انرژی به عنوان ترکیبی از امواج لرزه ای کرنش الاستیک تابشی ، [9] گرمای اصطکاکی سطح گسل و ترک خوردن سنگ آزاد می شود و در نتیجه باعث ایجاد زلزله می شود. این فرآیند ایجاد تدریجی کرنش و تنش که با شکست ناگهانی زمین لرزه گاه به گاه مشخص می شود، به عنوان نظریه ارتجاعی-بازگشت نامیده می شود . تخمین زده می شود که تنها 10 درصد یا کمتر از کل انرژی یک زلزله به صورت انرژی لرزه ای تابش می شود. بیشتر انرژی زمین لرزه برای رشد شکستگی زلزله استفاده می شود یا به گرمای تولید شده توسط اصطکاک تبدیل می شود. بنابراین، زمین لرزه انرژی پتانسیل الاستیک موجود زمین را کاهش می دهد و دمای آن را افزایش می دهد، اگرچه این تغییرات در مقایسه با جریان رسانایی و همرفتی گرما از عمق درونی زمین ناچیز است. [10]
سه نوع اصلی گسل وجود دارد که همگی ممکن است باعث ایجاد زمین لرزه بین صفحه ای شوند : عادی، معکوس (تراست) و لغزش. گسلش معمولی و معکوس نمونه هایی از شیب لغز هستند که در آن جابجایی در امتداد گسل در جهت شیب است و حرکت روی آنها شامل یک جزء عمودی است. بسیاری از زمین لرزه ها در اثر حرکت روی گسل هایی ایجاد می شوند که دارای اجزای شیب لغز و امتداد لغز هستند. این به لغزش مایل معروف است. شکنندهترین بخش پوسته زمین و صفحات سرد صفحات تکتونیکی که به سمت گوشته داغ فرو میروند، تنها بخشهایی از سیاره ما هستند که میتوانند انرژی کشسانی را ذخیره کرده و در گسیختگیهای گسلی آزاد کنند. سنگهای داغتر از حدود 300 درجه سانتیگراد (572 درجه فارنهایت) در پاسخ به تنش جریان دارند. در زلزله پاره نمی شوند. [11] [12] حداکثر طول مشاهده شده گسیختگی ها و گسل های نقشه برداری شده (که ممکن است در یک گسیختگی منفرد بشکنند) تقریباً 1000 کیلومتر (620 مایل) است. به عنوان مثال می توان به زمین لرزه های آلاسکا (1957) ، شیلی (1960) و سوماترا (2004) اشاره کرد که همگی در مناطق فرورانش هستند. طولانیترین گسیختگیهای زمینلرزه روی گسلهای امتداد لغز، مانند گسل سن آندریاس ( ۱۸۵۷ ، ۱۹۰۶ )، گسل آناتولی شمالی در ترکیه ( ۱۹۳۹ )، و گسل دنالی در آلاسکا ( ۲۰۰۲ )، حدود نیم تا یک سوم طول آن است. طول در امتداد حاشیه صفحه فرورانش، و آنهایی که در امتداد گسل های معمولی حتی کوتاه تر هستند.
گسلهای معمولی عمدتاً در مناطقی رخ میدهند که پوسته در حال گسترش است ، مانند یک مرز واگرا . زلزلههای مرتبط با گسلهای معمولی معمولاً کمتر از 7 ریشتر هستند. حداکثر بزرگی در امتداد بسیاری از گسلهای معمولی حتی محدودتر است، زیرا بسیاری از آنها در امتداد مراکز گسترش قرار دارند، مانند ایسلند، جایی که ضخامت لایه شکننده تنها حدود شش کیلومتر است (3.7). مایل). [13] [14]
گسل های معکوس در مناطقی که پوسته در حال کوتاه شدن است مانند مرز همگرا رخ می دهد . گسلهای معکوس، بهویژه آنهایی که در امتداد مرزهای همگرا قرار دارند، با قویترین زمینلرزهها (به نام زمینلرزههای مگاتراست ) مرتبط هستند که تقریباً همه آنهایی با بزرگی 8 یا بیشتر هستند. زمین لرزه های مگاتراست مسئول حدود 90 درصد از کل گشتاور لرزه ای منتشر شده در سراسر جهان هستند. [15]
گسل های ضربه ای-لغز سازه های شیب دار هستند که در آن دو طرف گسل به صورت افقی از کنار هم می لغزند. مرزهای تبدیل نوع خاصی از گسل امتداد لغز هستند. گسلهای ضربهلغز، بهویژه دگرگونیهای قارهای ، میتوانند زمینلرزههای بزرگی تا حدود ۸ ریشتر ایجاد کنند. [16] بنابراین، زلزله با بزرگی بسیار بزرگتر از 8 امکان پذیر نیست.
علاوه بر این، سلسله مراتبی از سطوح تنش در سه نوع خطا وجود دارد. گسل های رانش توسط بالاترین، امتداد لغز توسط گسل های متوسط و گسل های معمولی با کمترین سطوح تنش ایجاد می شوند. [17] این را می توان به راحتی با در نظر گرفتن جهت بیشترین تنش اصلی درک کرد، جهت نیرویی که توده سنگ را در طول گسلش "هل" می کند. در مورد گسل های معمولی، توده سنگ در جهت عمودی به پایین رانده می شود، بنابراین نیروی فشار ( بزرگترین تنش اصلی) برابر با وزن خود توده سنگ است. در مورد رانش، توده سنگ در جهت کمترین تنش اصلی، یعنی به سمت بالا، "فرار" می کند و توده سنگ را بلند می کند و بنابراین، بار اضافی با کمترین تنش اصلی برابری می کند. گسلش لغزش بین دو نوع دیگر که در بالا توضیح داده شد، حد واسط است. این تفاوت در رژیم تنش در سه محیط گسلی می تواند به تفاوت در افت تنش در طول گسل کمک کند، که به تفاوت در انرژی تابشی، بدون توجه به ابعاد گسل کمک می کند.
به ازای هر واحد افزایش قدر، تقریباً سی برابر افزایش انرژی آزاد شده وجود دارد. به عنوان مثال، یک زلزله با بزرگی 6.0 تقریباً 32 برابر بیشتر از یک زلزله 5.0 ریشتری و یک زلزله 7.0 ریشتری 1000 برابر بیشتر از یک زلزله 5.0 ریشتری انرژی آزاد می کند. یک زلزله 8.6 ریشتری همان مقدار انرژی 10000 بمب اتمی به اندازه مورد استفاده در جنگ جهانی دوم را آزاد می کند . [18]
این به این دلیل است که انرژی آزاد شده در زلزله، و در نتیجه بزرگی آن، متناسب با ناحیه گسلی است که پاره میشود [19] و تنش کاهش مییابد. بنابراین، هر چه طول و عرض ناحیه گسل بیشتر باشد، قدر حاصل بزرگتر است. با این حال، مهمترین پارامتر کنترل کننده حداکثر بزرگی زمین لرزه روی یک گسل، حداکثر طول موجود نیست، بلکه عرض موجود است زیرا دومی با ضریب 20 تغییر می کند. در امتداد حاشیه های صفحه همگرا، زاویه شیب صفحه گسیختگی بسیار زیاد است. کم عمق، معمولا حدود 10 درجه. [20] بنابراین، عرض هواپیما در پوسته شکننده بالایی زمین می تواند به 50-100 کیلومتر (31-62 مایل) برسد (مانند ژاپن، 2011 ، یا آلاسکا، 1964 )، که قوی ترین زمین لرزه ها را ایجاد می کند. ممکن است.
اکثر زمین لرزه های زمین ساختی از حلقه آتش در عمق بیش از ده ها کیلومتر منشاء می گیرند. زمین لرزه هایی که در عمق کمتر از 70 کیلومتری (43 مایلی) رخ می دهند، به عنوان زمین لرزه های "فوکوس کم عمق" طبقه بندی می شوند، در حالی که زمین لرزه هایی با عمق کانونی بین 70 تا 300 کیلومتر (43 تا 186 مایل) معمولا "فوکوس میانی" یا زمین لرزه های "عمق متوسط". در مناطق فرورانش ، جایی که پوسته اقیانوسی قدیمیتر و سردتر از زیر صفحه تکتونیکی دیگر فرود میآید، ممکن است زمینلرزههایی با فوکوس عمیق در اعماق بسیار بیشتر (از 300 تا 700 کیلومتر (190 تا 430 مایل)) رخ دهند. [21] این مناطق لرزهای فعال فرورانش به عنوان مناطق Wadati-Benioff شناخته میشوند . زمین لرزه های فوکوس عمیق در عمقی رخ می دهند که به دلیل دما و فشار بالا، لیتوسفر فرورانش شده دیگر نباید شکننده باشد. یک مکانیسم احتمالی برای ایجاد زمین لرزه های فوکوس عمیق، گسلش ناشی از انتقال فاز اولیوین به ساختار اسپینل است . [22]
زمین لرزه ها اغلب در مناطق آتشفشانی رخ می دهند و در آنجا ایجاد می شوند، هم به دلیل گسل های تکتونیکی و هم حرکت ماگما در آتشفشان ها . چنین زمین لرزه هایی می تواند به عنوان یک هشدار اولیه در مورد فوران های آتشفشانی عمل کند، مانند فوران سال 1980 کوه سنت هلن . [23] ازدحام های زلزله می توانند به عنوان نشانگر برای مکان ماگمای جاری در سراسر آتشفشان ها عمل کنند. این ازدحامها را میتوان با لرزهسنجها و شیبسنجها (دستگاهی که شیب زمین را اندازهگیری میکند) ثبت کرد و به عنوان حسگر برای پیشبینی فورانهای قریبالوقوع یا آتی استفاده کرد. [24]
زمین لرزه زمین ساختی به عنوان ناحیه ای از لغزش اولیه روی سطح گسل شروع می شود که کانون را تشکیل می دهد. هنگامی که پارگی شروع شد، شروع به انتشار به دور از کانون می کند و در امتداد سطح گسل پخش می شود. انتشار جانبی تا زمانی ادامه می یابد که گسیختگی به یک مانع، مانند انتهای یک قطعه گسلی، یا ناحیه ای روی گسل که در آن تنش کافی برای ادامه گسیختگی وجود ندارد، برسد. برای زلزلههای بزرگتر، عمق گسیختگی بهوسیله ناحیه انتقال شکننده-شکلپذیر به سمت پایین و توسط سطح زمین به سمت بالا محدود میشود. مکانیک این فرآیند به خوبی درک نشده است، زیرا ایجاد مجدد چنین حرکات سریعی در آزمایشگاه یا ثبت امواج لرزه ای نزدیک به یک منطقه هسته زایی به دلیل حرکت قوی زمین دشوار است. [25]
در بیشتر موارد، سرعت گسیختگی به سرعت موج برشی (موج S) سنگ اطراف نزدیک می شود، اما از آن فراتر نمی رود . در این مورد چند استثنا وجود دارد:
شناخته شده است که گسیختگیهای زلزله ابربرشی با سرعتهای بیشتر از سرعت موج S منتشر میشوند. اینها تا کنون همه در طی رویدادهای بزرگ امتداد لغز مشاهده شده است. منطقه غیرمعمول وسیع آسیب ناشی از زلزله کونلون در سال 2001 به تأثیرات بوم صوتی ایجاد شده در چنین زمین لرزه هایی نسبت داده شده است.
گسیختگی های آهسته زلزله با سرعت های غیرمعمول کم حرکت می کنند. یکی از شکلهای خطرناک زمینلرزههای آهسته، زلزله سونامی است ، که در آن شدتهای نسبتاً کم احساس شده، ناشی از سرعت انتشار آهسته برخی زمینلرزههای بزرگ، به مردم سواحل همسایه هشدار نمیدهند، مانند زلزله 1896 سانریکو . [25]
در طول یک زلزله، دمای بالا می تواند در صفحه گسل ایجاد شود و فشار منفذی را افزایش دهد و در نتیجه آب زیرزمینی موجود در سنگ را تبخیر کند. [27] [28] [29] در فاز زمین لرزه، چنین افزایشی می تواند به طور قابل توجهی بر تکامل و سرعت لغزش تأثیر بگذارد، در مرحله پس از لرزه می تواند دنباله پس لرزه را کنترل کند ، زیرا پس از رویداد اصلی، افزایش فشار منفذی به آرامی به داخل منتقل می شود. شبکه شکستگی اطراف [30] [29] از دیدگاه تئوری استحکام مور-کولن ، افزایش فشار سیال، تنش معمولی وارد بر صفحه گسل را که آن را در جای خود نگه میدارد، کاهش میدهد و سیالات میتوانند اثر روان کنندگی داشته باشند. از آنجایی که فشار بیش از حد حرارتی ممکن است بازخورد مثبتی بین لغزش و سقوط مقاومت در صفحه گسل ایجاد کند، یک نظر رایج این است که ممکن است ناپایداری فرآیند گسل را افزایش دهد. پس از شوک اصلی، گرادیان فشار بین صفحه گسل و سنگ مجاور باعث ایجاد جریان سیالی می شود که فشار منفذی را در شبکه های شکستگی اطراف افزایش می دهد. چنین افزایشی ممکن است با فعال کردن مجدد گسلهای مجاور، باعث ایجاد فرآیندهای گسلشدن جدیدی شود که منجر به پسلرزهها میشود. [30] [29] به طور مشابه، افزایش فشار منافذ مصنوعی، با تزریق مایع در پوسته زمین، ممکن است باعث ایجاد لرزه شود .
جزر و مد ممکن است باعث ایجاد لرزه خیزی شود .
بیشتر زمین لرزه ها بخشی از یک دنباله را تشکیل می دهند که از نظر مکان و زمان به یکدیگر مرتبط هستند. [31] بیشتر خوشههای زلزله از لرزشهای کوچکی تشکیل شدهاند که خسارات کمی ایجاد میکنند، اما نظریهای وجود دارد که زلزلهها میتوانند در یک الگوی منظم تکرار شوند. [32] خوشه بندی زلزله مشاهده شده است، برای مثال، در پارکفیلد، کالیفرنیا، جایی که یک مطالعه تحقیقاتی طولانی مدت در اطراف خوشه زلزله پارکفیلد انجام می شود . [33]
پس لرزه به زلزله ای گفته می شود که پس از زلزله قبلی یعنی همان زلزله اصلی رخ می دهد. تغییرات سریع تنش بین سنگها و تنش ناشی از زمینلرزه اصلی، دلایل اصلی این پسلرزهها هستند، [34] همراه با پوسته اطراف صفحه گسل پارهشده که با تأثیرات زلزله اصلی سازگار میشود. [31] یک پس لرزه در همان منطقه با شوک اصلی است، اما همیشه با بزرگی کوچکتر، با این حال، آنها هنوز هم می توانند به اندازه کافی قدرتمند باشند تا آسیب بیشتری به ساختمان هایی وارد کنند که قبلاً در اثر شوک اصلی آسیب دیده اند. [34] اگر پس لرزه بزرگتر از پس لرزه اصلی باشد، پس لرزه به عنوان زلزله اصلی و شوک اصلی اولیه مجدداً به عنوان پیش لرزه طراحی می شود . پس لرزه ها زمانی ایجاد می شوند که پوسته اطراف صفحه گسل جابجا شده با اثرات شوک اصلی تنظیم می شود. [31]
ازدحام های زلزله به دنباله ای از زمین لرزه هایی هستند که در یک منطقه خاص در مدت زمان کوتاهی رخ می دهند. آنها با زمین لرزه هایی که با یک سری پس لرزه همراه می شوند متفاوت هستند ، زیرا هیچ زمین لرزه ای در این دنباله تکان اصلی نیست، بنابراین هیچ یک دارای بزرگی قابل توجهی بالاتر از دیگری نیست. نمونه ای از ازدحام زلزله، فعالیت سال 2004 در پارک ملی یلوستون است . [35] در اوت 2012، انبوهی از زمین لرزه ها دره امپراتوری کالیفرنیای جنوبی را لرزاند که بیشترین فعالیت ثبت شده در این منطقه از دهه 1970 را نشان می دهد. [36]
گاهی اوقات مجموعه ای از زمین لرزه ها در آنچه طوفان زلزله نامیده می شود رخ می دهد ، جایی که زمین لرزه ها یک گسل را به صورت خوشه ای ایجاد می کنند که هرکدام توسط لرزش یا توزیع مجدد تنش زلزله های قبلی ایجاد می شوند. مشابه پس لرزه ها، اما در بخش های مجاور گسل، این طوفان ها در طول سال ها اتفاق می افتند و برخی از زلزله های بعدی به اندازه زلزله های اولیه آسیب زا هستند. چنین الگویی در توالی ده ها زمین لرزه که در قرن بیستم به گسل آناتولی شمالی در ترکیه رخ داد و برای خوشه های غیرعادی قدیمی تر زلزله های بزرگ در خاورمیانه استنباط شده است، مشاهده شد. [37] [38]
تخمین زده می شود که حدود 500000 زمین لرزه در سال رخ می دهد که با ابزار دقیق فعلی قابل تشخیص است. حدود 100000 عدد از اینها قابل لمس است. [4] [5] زمین لرزه های جزئی اغلب در سراسر جهان در مکان هایی مانند کالیفرنیا و آلاسکا در ایالات متحده و همچنین در السالوادور، مکزیک، گواتمالا، شیلی، پرو، اندونزی، فیلیپین، ایران، پاکستان، آزور رخ می دهد. در پرتغال، ترکیه، نیوزلند، یونان، ایتالیا، هند، نپال و ژاپن. [40] زمین لرزه های بزرگتر کمتر رخ می دهد، رابطه نمایی است . برای مثال، تقریباً ده برابر زلزلههای بزرگتر از 4 ریشتر از زلزلههای بزرگتر از 5 ریشتر رخ میدهد . -4.6 هر سال، یک زلزله 4.7-5.5 هر 10 سال، و یک زلزله 5.6 یا بزرگتر هر 100 سال. [42] این نمونه ای از قانون گوتنبرگ-ریشتر است .
تعداد ایستگاه های لرزه نگاری از حدود 350 ایستگاه در سال 1931 به هزاران ایستگاه امروزی افزایش یافته است. در نتیجه، زلزله های بسیار بیشتری نسبت به گذشته گزارش می شود، اما این به دلیل بهبود گسترده در ابزار دقیق است، نه افزایش تعداد زلزله ها. سازمان زمین شناسی ایالات متحده (USGS) تخمین می زند که از سال 1900، به طور متوسط 18 زمین لرزه بزرگ (با بزرگی 7.0-7.9) و یک زلزله بزرگ (با بزرگی 8.0 یا بیشتر) در سال رخ داده است و این میانگین نسبتاً پایدار بوده است. . [43] در سالهای اخیر، تعداد زمینلرزههای بزرگ در سال کاهش یافته است، اگرچه این احتمالاً یک نوسان آماری است تا یک روند سیستماتیک. [44] آمار دقیق تر در مورد اندازه و فراوانی زمین لرزه ها از سازمان زمین شناسی ایالات متحده در دسترس است. [45] افزایش اخیر در تعداد زمین لرزه های بزرگ مشاهده شده است، که می تواند با الگوی چرخه ای از دوره های فعالیت زمین ساختی شدید، درهم آمیخته با دوره های طولانی تر با شدت کم توضیح داده شود. با این حال، ثبت دقیق زمین لرزه ها تنها در اوایل دهه 1900 شروع شد، بنابراین خیلی زود است که به طور قطعی بگوییم که این مورد است. [46]
بیشتر زمین لرزه های جهان (90% و 81% از بزرگترین آنها) در منطقه نعل اسبی به طول 40000 کیلومتر (25000 مایل) به نام کمربند لرزه ای اطراف اقیانوس آرام که به حلقه آتش اقیانوس آرام معروف است، رخ می دهد . که در بیشتر موارد صفحه اقیانوس آرام را محدود می کند . [47] [48] زمین لرزه های عظیم تمایل دارند در امتداد سایر مرزهای صفحه نیز رخ دهند، مانند در امتداد کوه های هیمالیا . [49]
با رشد سریع شهرهای بزرگ مانند مکزیکو سیتی، توکیو و تهران در مناطق با خطر لرزهای بالا ، برخی زلزلهشناسان هشدار میدهند که یک زلزله ممکن است جان سه میلیون نفر را بگیرد. [50]
در حالی که بیشتر زمین لرزه ها ناشی از حرکت صفحات تکتونیکی زمین است ، فعالیت های انسانی نیز می تواند باعث ایجاد زلزله شود. فعالیتها هم در بالای زمین و هم در زیر ممکن است تنشها و کرنشهای روی پوسته را تغییر دهند، از جمله ساخت مخازن، استخراج منابعی مانند زغالسنگ یا نفت، و تزریق مایعات به زیر زمین برای دفع زباله یا شکستن . [51] بیشتر این زمین لرزه ها بزرگی کمی دارند. تصور میشود که زلزله 5.7 ریشتری 2011 اوکلاهاما ناشی از دفع فاضلاب تولید نفت به چاههای تزریقی بوده است ، [52] و مطالعات به صنعت نفت این ایالت بهعنوان علت زلزلههای دیگر در قرن گذشته اشاره میکنند. [53] یک مقاله دانشگاه کلمبیا پیشنهاد کرد که زلزله 8 ریشتری 2008 سیچوان توسط بارگیری از سد زیپینگ پو ایجاد شده است ، [54] اگرچه پیوند به طور قطعی ثابت نشده است. [55]
مقیاس های ابزاری مورد استفاده برای توصیف اندازه یک زلزله با مقیاس ریشتر در دهه 1930 شروع شد. این یک اندازه گیری نسبتاً ساده از دامنه یک رویداد است و استفاده از آن در قرن بیست و یکم به حداقل رسیده است. امواج لرزه ای در داخل زمین حرکت می کنند و می توانند توسط لرزه نگارها در فواصل دور ثبت شوند . قدر موج سطحی در دهه 1950 به عنوان وسیله ای برای اندازه گیری زمین لرزه های دوردست و بهبود دقت برای رویدادهای بزرگتر توسعه یافت. مقیاس بزرگی لحظه ای نه تنها دامنه شوک را اندازه گیری می کند، بلکه گشتاور لرزه ای (مساحت گسیختگی کل، لغزش متوسط گسل و صلبیت سنگ) را نیز در نظر می گیرد. مقیاس شدت لرزه ای آژانس هواشناسی ژاپن ، مقیاس مدودف-اسپونهوئر-کارنیک ، و مقیاس شدت مرکالی بر اساس اثرات مشاهده شده است و به شدت لرزش مربوط می شود.
لرزش زمین پدیده ای رایج است که از قدیم الایام توسط انسان ها تجربه شده است. قبل از توسعه شتابسنجهای حرکت قوی، شدت یک رویداد لرزهای بر اساس اثرات مشاهدهشده تخمین زده میشد. بزرگی و شدت ارتباط مستقیمی با هم ندارند و با استفاده از روش های مختلف محاسبه می شوند. بزرگی یک زلزله یک مقدار واحد است که اندازه زمین لرزه را در منبع آن توصیف می کند. شدت، معیار لرزش در نقاط مختلف اطراف زلزله است. مقادیر شدت از مکانی به مکان دیگر متفاوت است، بسته به فاصله از زلزله و سنگ یا خاک زیرین. [56]
اولین مقیاس برای اندازه گیری بزرگی زمین لرزه توسط چارلز فرانسیس ریشتر در سال 1935 ساخته شد . مقیاس های بعدی ( مقیاس های بزرگی لرزه ای ) یک ویژگی کلیدی را حفظ کرده اند، که در آن هر واحد نشان دهنده اختلاف ده برابری در دامنه لرزش زمین و 32 برابری است. تفاوت در انرژی مقیاسهای بعدی نیز طوری تنظیم میشوند که مقدار عددی تقریباً یکسانی در محدوده مقیاس داشته باشند. [57]
اگرچه رسانههای جمعی معمولاً بزرگیهای زمینلرزه را بهعنوان «ریشتر» یا «مقیاس ریشتر» گزارش میکنند، اما روش استاندارد اکثر مقامات لرزهشناسی بیان قدرت زلزله در مقیاس بزرگای لحظهای است که بر اساس انرژی واقعی آزاد شده توسط یک زلزله است. لحظه لرزه ای استاتیک [58] [59]
هر زمین لرزه انواع مختلفی از امواج لرزه ای تولید می کند که با سرعت های متفاوتی در میان سنگ ها حرکت می کنند:
سرعت انتشار امواج لرزهای در میان سنگهای جامد حدوداً متغیر است. 3 کیلومتر بر ثانیه (1.9 مایل بر ثانیه) تا 13 کیلومتر بر ثانیه (8.1 مایل بر ثانیه)، بسته به چگالی و کشش محیط. در داخل زمین، امواج ضربه ای یا P بسیار سریعتر از امواج S حرکت می کنند (تقریباً رابطه 1.7:1). تفاوت در زمان سفر از مرکز زمین لرزه تا رصدخانه معیاری برای اندازه گیری فاصله است و می تواند برای تصویربرداری از منابع زمین لرزه و ساختارهای درون زمین استفاده شود. همچنین عمق هیپومرکز را می توان تقریباً محاسبه کرد.
سرعت موج P
سرعت امواج S
در نتیجه، اولین امواج یک زمین لرزه از راه دور از طریق گوشته زمین به رصدخانه می رسد.
به طور متوسط، فاصله کیلومتری زمین لرزه تعداد ثانیه های بین موج P و S ضربدر 8 است. [60] انحرافات جزئی ناشی از ناهمگونی ساختار زیرسطحی است. با چنین تحلیلی از لرزه نگاری ها، هسته زمین در سال 1913 توسط بنو گوتنبرگ مشخص شد .
امواج S و امواج سطحی که بعداً وارد می شوند در مقایسه با امواج P بیشترین آسیب را وارد می کنند. امواج P مواد را در همان جهتی که در حال حرکت هستند فشرده و منبسط می کنند، در حالی که امواج S زمین را به بالا و پایین و جلو و عقب تکان می دهند. [61]
زمین لرزه ها نه تنها بر اساس بزرگی آنها طبقه بندی می شوند بلکه بر اساس مکان وقوع آنها نیز طبقه بندی می شوند. جهان به 754 منطقه فلین-انگدال (مناطق FE) تقسیم شده است که بر اساس مرزهای سیاسی و جغرافیایی و همچنین فعالیت های لرزه ای است. مناطق فعال تر به مناطق FE کوچکتر تقسیم می شوند در حالی که مناطق کمتر فعال به مناطق FE بزرگتر تعلق دارند.
گزارش استاندارد زلزله شامل بزرگی ، تاریخ و زمان وقوع، مختصات جغرافیایی مرکز زلزله ، عمق کانون، منطقه جغرافیایی، فاصله تا مراکز جمعیتی، عدم قطعیت مکان، پارامترهای متعددی است که در گزارشهای زلزله USGS (تعداد ایستگاههای گزارشدهنده) گنجانده شده است. ، تعداد مشاهدات و غیره) و شناسه رویداد منحصر به فرد. [62]
اگرچه به طور سنتی از امواج لرزه ای نسبتا آهسته برای شناسایی زمین لرزه ها استفاده می شد، دانشمندان در سال 2016 دریافتند که اندازه گیری گرانشی می تواند تشخیص لحظه ای زمین لرزه ها را فراهم کند و این موضوع را با تجزیه و تحلیل سوابق گرانشی مرتبط با زلزله توهوکو-اوکی ("فوکوشیما") 2011 تایید کردند. [63] [64]
اثرات زمین لرزه شامل موارد زیر است، اما به آنها محدود نمی شود:
لرزش و گسیختگی زمین عمده ترین اثرات ایجاد شده توسط زمین لرزه است که عمدتاً منجر به آسیب کم و بیش شدید به ساختمان ها و سایر سازه های صلب می شود. شدت اثرات موضعی به ترکیب پیچیده بزرگی زمین لرزه ، فاصله از کانون و شرایط زمین شناسی و ژئومورفولوژی محلی بستگی دارد که ممکن است انتشار موج را تقویت یا کاهش دهد . [65] لرزش زمین با شتاب زمین اندازه گیری می شود .
ویژگی های خاص زمین شناسی، ژئومورفولوژی و ژئوساختار محلی می تواند سطوح بالایی از لرزش را در سطح زمین حتی در اثر زلزله های با شدت کم ایجاد کند. این اثر تقویت سایت یا محلی نامیده می شود. اساساً به دلیل انتقال حرکت لرزه ای از خاک های عمیق سخت به خاک های سطحی نرم و اثرات کانونی شدن انرژی لرزه ای به دلیل تنظیمات هندسی معمولی چنین نهشته هایی است.
گسیختگی زمین، شکستگی و جابجایی قابل مشاهده سطح زمین در امتداد اثر گسل است که در صورت وقوع زلزله های بزرگ ممکن است در حد چند متر باشد. گسیختگی زمین یک خطر بزرگ برای سازههای مهندسی بزرگ مانند سدها ، پلها و نیروگاههای هستهای است و نیاز به نقشهبرداری دقیق از گسلهای موجود برای شناسایی گسلهای احتمالی شکستن سطح زمین در طول عمر سازه دارد. [66]
روان شدن خاک زمانی اتفاق می افتد که به دلیل تکان دادن، مواد دانه ای اشباع از آب (مانند ماسه) به طور موقت استحکام خود را از دست داده و از جامد به مایع تبدیل می شود. روان شدن خاک ممکن است باعث شود سازه های صلب، مانند ساختمان ها و پل ها، کج شوند یا در رسوبات مایع فرو بروند. به عنوان مثال، در زلزله 1964 آلاسکا ، روان شدن خاک باعث شد بسیاری از ساختمان ها در زمین فرو بروند و در نهایت بر روی خود فرو بریزند. [67]
آسیب فیزیکی ناشی از زلزله بسته به شدت لرزش در یک منطقه مشخص و نوع جمعیت متفاوت خواهد بود. جوامع تحت پوشش و در حال توسعه اغلب در مقایسه با جوامع توسعهیافته، اثرات شدیدتر (و طولانیتر) ناشی از یک رویداد لرزهای را تجربه میکنند. [68] تأثیرات ممکن است شامل موارد زیر باشد:
با این اثرات و موارد دیگر، عواقب پس از آن ممکن است بیماری، فقدان نیازهای اولیه، عواقب روانی مانند حملات پانیک و افسردگی برای بازماندگان، [69] و حق بیمه بالاتر را به همراه داشته باشد. زمان بهبودی بر اساس سطح آسیب و وضعیت اجتماعی و اقتصادی جامعه آسیب دیده متفاوت خواهد بود.
زمین لرزه ها می توانند باعث ناپایداری شیب شوند که منجر به رانش زمین می شود که یک خطر بزرگ زمین شناسی است. خطر لغزش ممکن است در زمانی که پرسنل اورژانس در حال تلاش برای نجات هستند، وجود داشته باشد. [70]
زلزله می تواند با آسیب رساندن به خطوط برق یا گاز باعث آتش سوزی شود. در صورت پاره شدن شبکه آب و کاهش فشار، جلوگیری از گسترش آتش پس از شروع آن نیز ممکن است دشوار شود. به عنوان مثال، مرگ و میر بیشتری در زلزله 1906 سانفرانسیسکو بر اثر آتش سوزی نسبت به خود زلزله رخ داد. [71]
سونامی امواج دریا با طول موج بلند و دورهای طولانی است که در اثر حرکت ناگهانی یا ناگهانی حجمهای زیاد آب از جمله زمانی که زلزله در دریا رخ میدهد، تولید میشوند . در اقیانوس باز، فاصله بین تاج های موج می تواند از 100 کیلومتر (62 مایل) فراتر رود و دوره های موج می تواند از پنج دقیقه تا یک ساعت متغیر باشد. این گونه سونامی ها بسته به عمق آب، 600-800 کیلومتر در ساعت (373-497 مایل در ساعت) حرکت می کنند. امواج بزرگی که در اثر زلزله یا رانش زمین زیردریایی ایجاد میشوند، میتوانند در عرض چند دقیقه مناطق ساحلی مجاور را فرا گیرند. سونامیها همچنین میتوانند هزاران کیلومتر از اقیانوسهای باز را بپیمایند و ساعاتی پس از زلزلهای که آنها را به وجود آورد، در سواحل دور ویرانی ایجاد کنند. [72]
به طور معمول، زمین لرزه های فرورانش با بزرگی 7.5 ریشتر باعث سونامی نمی شوند، اگرچه مواردی از آن ثبت شده است. بیشتر سونامی های مخرب در اثر زمین لرزه هایی با بزرگی 7.5 یا بیشتر ایجاد می شود. [72]
در صورت آسیب دیدن سدها، سیل ممکن است اثرات ثانویه زلزله باشد. زمین لرزه ممکن است باعث لغزش رودخانه ها در سدها شود که فرو می ریزد و باعث سیل می شود. [73]
زمین زیر دریاچه سرز در تاجیکستان در معرض خطر سیل فاجعه بار است، اگر سد رانش زمین که در اثر زلزله ایجاد شده است، معروف به سد اوسوی ، در جریان زلزله آینده از بین برود. پیش بینی ها نشان می دهد که سیل می تواند تقریباً پنج میلیون نفر را تحت تأثیر قرار دهد. [74]
پیشبینی زلزله شاخهای از علم لرزهشناسی است که به تعیین زمان، مکان و بزرگی زمینلرزههای آینده در محدودههای اعلامشده مربوط میشود. [75] روشهای زیادی برای پیشبینی زمان و مکان وقوع زلزله توسعه داده شده است. علیرغم تلاشهای تحقیقاتی قابل توجه توسط زلزلهشناسان ، هنوز نمیتوان پیشبینیهای علمی قابل تکرار را برای یک روز یا ماه خاص انجام داد. [76] باور عمومی معتقد است که زمین لرزه قبل از آب و هوای زلزله ، در اوایل صبح است. [77] [78]
در حالی که پیشبینی معمولاً نوعی پیشبینی در نظر گرفته میشود ، پیشبینی زلزله اغلب از پیشبینی زلزله متمایز میشود . پیشبینی زلزله به ارزیابی احتمالی خطرات عمومی زلزله، از جمله فراوانی و بزرگی زلزلههای مخرب در یک منطقه معین در طول سالها یا دههها مربوط میشود. [79] برای گسلهایی که به خوبی درک شدهاند، میتوان احتمال پارگی یک بخش را در چند دهه آینده تخمین زد. [80] [81]
سیستمهای هشدار زلزله توسعه داده شدهاند که میتوانند اطلاعرسانی منطقهای از یک زلزله در حال انجام را ارائه دهند، اما قبل از اینکه سطح زمین شروع به حرکت کند، به طور بالقوه به افراد در محدوده سیستم اجازه میدهد تا قبل از احساس شدن تاثیر زلزله، پناهگاهی پیدا کنند.
هدف مهندسی زلزله پیشبینی تأثیر زلزله بر ساختمانها، پلها، تونلها، جادهها و سایر سازهها و طراحی چنین سازههایی برای به حداقل رساندن خطر آسیب است. سازه های موجود را می توان با مقاوم سازی لرزه ای اصلاح کرد تا مقاومت آنها در برابر زلزله بهبود یابد. بیمه زلزله می تواند از مالکان ساختمان ها در برابر خسارت های ناشی از زلزله حمایت مالی کند. استراتژی های مدیریت اضطراری می تواند توسط یک دولت یا سازمان برای کاهش خطرات و آمادگی برای عواقب استفاده شود.
هوش مصنوعی ممکن است به ارزیابی ساختمان ها و برنامه ریزی عملیات احتیاطی کمک کند. سیستم خبره ایگور بخشی از یک آزمایشگاه سیار است که از روشهای ارزیابی لرزهای ساختمانهای بنایی و برنامهریزی عملیات مقاومسازی روی آنها پشتیبانی میکند. برای ارزیابی ساختمانها در لیسبون , رودس , و ناپل استفاده شده است . [82]
افراد همچنین میتوانند اقدامات آمادگی مانند ایمن کردن آبگرمکنها و وسایل سنگینی را که میتوانند به کسی آسیب برسانند، تعیین مکانهای خاموشی برای تاسیسات برقی، و آموزش در مورد کارهایی که باید هنگام شروع لرزش انجام دهند، انجام دهند. برای مناطق نزدیک به حجم های بزرگ آبی، آمادگی برای زلزله احتمال وقوع سونامی ناشی از یک زلزله بزرگ را در بر می گیرد.
از زمان حیات فیلسوف یونانی آناکساگوراس در قرن پنجم قبل از میلاد تا قرن چهاردهم پس از میلاد، زمین لرزه ها معمولا به «هوا (بخارها) در حفره های زمین» نسبت داده می شد. [83] تالس از میلتوس (625-547 پ. [۸۳] نظریههای دیگری نیز وجود داشت، از جمله عقاید فیلسوف یونانی آناکسامین (۵۸۵–۵۲۶ پ. فیلسوف یونانی دموکریتوس (460-371 پ.م.) آب را به طور کلی مقصر زلزله می دانست. [83] پلینی بزرگ زمین لرزه ها را «رعد و برق زیرزمینی» نامید. [83]
در اساطیر نورس ، زلزله به عنوان مبارزه خشونت آمیز خدای لوکی توضیح داده می شد . هنگامی که لوکی، خدای شرارت و نزاع، بالدر ، خدای زیبایی و نور را به قتل رساند، او را با مار سمی که بالای سرش زهر میچکید، در غاری بستند. همسر لوکی سیگین با یک کاسه در کنار او ایستاد تا سم را بگیرد، اما هر زمان که مجبور شد کاسه را خالی کند، سم روی صورت لوکی می چکید و او را مجبور می کرد سرش را دور بزند و به بند هایش بکوبد، که باعث لرزش زمین شد. [84]
در اساطیر یونان پوزئیدون علت و خدای زلزله بود. زمانی که حالش بد بود، سه تایی بر زمین زد و باعث زلزله و بلاهای دیگر شد. او همچنین از زلزله برای تنبیه و ایجاد ترس بر مردم به عنوان انتقام استفاده می کرد. [85]
در اساطیر ژاپنی ، Namazu (鯰) یک گربه ماهی غول پیکر است که باعث زلزله می شود. نامازو در گل و لای زیر زمین زندگی می کند و توسط خدای کاشیما که ماهی را با سنگ مهار می کند محافظت می شود. وقتی کاشیما اجازه میدهد نگهبانش بیفتد، نامازو به اطراف میکوبد و باعث ایجاد زلزلههای شدید میشود. [86]
در عهد جدید ، انجیل متی به زلزلههایی اشاره میکند که هم پس از مرگ عیسی ( متی 27:51 ، 54) و هم در زمان رستاخیز او ( متی 28:2 ) رخ میدهند. [87] زمین لرزه ها بخشی از تصویری را تشکیل می دهند که عیسی از طریق آن آغاز پایان زمان را به تصویر می کشد . [88]
در فرهنگ عامه مدرن، به تصویر کشیدن زمین لرزه ها با خاطره شهرهای بزرگ که ویران شده اند، شکل می گیرد، مانند کوبه در سال 1995 یا سانفرانسیسکو در سال 1906 . [89] زمین لرزه های خیالی تمایل دارند به طور ناگهانی و بدون هشدار رخ دهند. [89] به همین دلیل، داستانهای مربوط به زمینلرزهها عموماً با فاجعه آغاز میشوند و بر عواقب فوری آن تمرکز میکنند، مانند راهپیمایی کوتاه تا روشنایی (1972)، لبه ژندهدار (1968) یا پسلرزه: زلزله در نیویورک (1999). [89] یک نمونه قابل توجه رمان کلاسیک هاینریش فون کلایست، زلزله در شیلی است که ویرانی سانتیاگو در سال 1647 را توصیف می کند. مجموعه داستانی کوتاه هاروکی موراکامی پس از زلزله، پیامدهای زلزله کوبه در سال 1995 را به تصویر می کشد.
محبوب ترین تک زمین لرزه در داستان، فرضی "بزرگ" است که روزی از گسل سن آندریاس کالیفرنیا انتظار می رود ، همانطور که در رمان های ریشتر 10 (1996)، خداحافظ کالیفرنیا (1977)، 2012 (2009) و سن آندریاس (2015) به تصویر کشیده شده است. ، از جمله آثار دیگر. [89] داستان کوتاه ژاکوب ام. آپل که به طور گسترده گلچین شده است، یک زلزله شناسی مقایسه ای ، یک کلاهبردار را نشان می دهد که یک زن مسن را متقاعد می کند که یک زلزله آخرالزمانی قریب الوقوع است. [90]
تصویرهای معاصر از زلزله در فیلم به گونهای متغیر است که واکنشهای روانشناختی انسان را به آسیبهای واقعی که میتواند به خانوادههای آسیبدیده مستقیم و عزیزانشان وارد کند، منعکس میکند. [91] تحقیقات پاسخ به سلامت روان در بلایا بر نیاز به آگاهی از نقش های مختلف از دست دادن خانواده و اعضای اصلی جامعه، از دست دادن خانه و محیط آشنا و از دست دادن لوازم و خدمات ضروری برای حفظ بقا تأکید می کند. [92] [93] به ویژه برای کودکان، نشان داده شده است که در دسترس بودن واضح بزرگسالان مراقبی که می توانند از آنها محافظت کنند، تغذیه کنند، و لباسشان را در پی زلزله بپوشانند و به آنها کمک کنند تا آنچه را که برایشان اتفاق افتاده است، درک کنند. سلامت عاطفی و جسمی از دادن ساده آذوقه. [94] همانطور که پس از سایر بلایای متضمن تخریب و تلفات جانی و تصاویر رسانه ای آنها مشاهده شد که اخیراً در زلزله 2010 هائیتی مشاهده شد ، همچنین اعتقاد بر این است که آسیب شناسی واکنش ها به از دست دادن و جابجایی یا اختلال در اداره دولتی و دولت مهم نیست. خدمات، بلکه برای تایید واکنش ها برای حمایت از حل مسئله و تفکر سازنده. [95]
پدیدههای مشابه زمینلرزه در سیارات دیگر (مثلاً مریخلرزههای مریخ) و روی ماه (مثلاً زلزلههای ماه ) مشاهده شدهاند.