ارزیابی خطر زلزله خیزی شهرستان نی ریز با استفاده از روشهای آماری و تحلیلی
| دسته | تکتونیک |
|---|---|
| گروه | سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور |
| مکان برگزاری | بیست و ششمین گردهمایی علوم زمین |
| تاريخ برگزاری | ۱۳ اسفند ۱۳۸۶ |
چکیده :
در مطالعه حاضر، لرزه خیزی و خطر زلزله در شهرستان نی ریز با استفاده از روش های آماری و تحلیلی ارزیابی شده است. بدین منظور داده های مربوط به زلزله های تاریخی و قرن اخیر تا شعاع ۲۰۰ کیلومتر جمع آوری شد و همچنین با تعیین طول گسل ها و فاصله آنها از شهر لرزه خیزی به روش تحلیلی محاسبه گردید. وضعیت ساختاری، زمین شناسی منطقه، وضعیت ساخت و ساز و قدمت ساختمانها مورد بررسی قرار گرفت. نتایج روش آماری، باتوجه به طول و فاصله گسل ها، بیانگر احتمال وقوع زلزله ۴/۷ ریشتری در منطقه می باشد. در روش احتمالاتی، احتمال ۹۷ درصدی برای رخداد زلزله ۷ ریشتری در طی ۵۰ سال محاسبه شده است. شدت در ساختگاه برای زلزله های احتمالی منطقه تا IX MMI می رسد که توان تخریب قسمت عمده ای از شهر را دارا می باشد. بر این اساس لازم است اقدامات مناسب جهت مرمت ساختمانها و مقاوم سازی صورت گیرد.
علی عربعلی ساوه یی، دانشجوی کارشناسی ارشد زمین شناسی زیست محیطی دانشگاه کرمان، alisavehii@yahoo.com
احمد عباس نژاد، دانشیار گروه زمین شناسی دانشگاه شهید باهنر کرمان،
مقدمه :
شهرستان نی ریز با مرکزیت شهر نی ریز به طول جغرافیایی ′20 ˚54 و عرض جغرافیایی ′29 ˚12 در محدوده جنوب شرق استان فارس واقع شده است که از شمال به شهربابک و آباده، از جنوب به داراب، از شرق به سیرجان و از غرب به استهبان محدود می شود(شکل1). وسعت آن 1/10539 کیلومتر مربع و دارای ارتفاع 1795 متر از سطح دریا بوده که در فاصله حدود 230 کیلومتری شرق شیراز واقع شده است.
جمعیت این شهرستان بر اساس آمار 1375 برابر با 91597 نفر است؛ که عمدتا به کارهای کشاورزی، دامداری و معدنکاری مشغول می باشند.
بحث :
از نظر زمین شناسی این منطقه از سازندهای تاربور، ساچون، جهرم، زون رادیولاریتهای پیچکان، زون افیولیتی، پیکره الترامیفیک- گابرویی با بافته دگرگونه، اسکارنها و مرمرهای تنگ حنا، زون فلیش های ترشیر متعلق به کمربند فلیش های الیگومیوسن و زون سنندج- سیرجان با ترکیب گنیس های کیانیت دار و کمی میکاشیست و گرین شیست و مرمر تشکیل شده است.
واحد های کواترنری این ناحیه متشکل از مارن ها و سیلت ها و مارن های گچی می باشند که مهمترین محدوده گسترش آنها در فلات ده چاه است. این واحدها به سمت بالا به تناوب کنگلومرا و مارن و سیلت و سپس به کنگلومرای دانه درشت با جورشدگی متوسط تا ضعیف و گردشدگی خوب تبدیل می شوند(شکل2).
در شهرستاننیریز، لیتولوژی و ساختار تکتونیکی ویژه‌ای حاکم است که باسایر نواحی استان فارس تفاوت آشکار دارد. در این نواحی بهویژه پیرامون نیریز سنگهای مزوزوئیک نهشته‌های رادیولاریتیبه همراه مجموعه‌های اولترامافیکی هستند که در حوضه‌هایمغاکی شمال شرق زاگرس انباشته شده‌اند و امروزه بر اثر کنشراندگی‌ها بلندترین قسمتهای زاگرس را تشکیل می‌دهند. این منطقه در حاشیه صفحه فرورانشی عربستان واقع گردیده و تحت فشارهای این صفحه دارای ویژگی های ساختاری منحصر به فرد می باشد.
این ناحیه را در جهت شمال شرقی به جنوب غربی به ترتیب به زونهای ساختاری زیر تقسیم نموده اند:
(1) زون سنندج- سیرجان
(2) زون الیستوسترم و فلیش های ترشیری
(3) زون افیولیتی
(4) زون رادیولاریتی پیچکان
(5) زون زاگرس برجا
زون سنندج سیرجان دارای یک اشکوب ساختاری اصلی است که از پرکامبرین بالایی شروع به کافتن و در کوهزایی فاز کیمیرین آغازین با وارونگی تکتونیکی خاتمه یافته و سپس حوضه های مزوزوئیک توربیدیتی در تریاس بالایی شکل گرفته است و احتمالا در فاز کیمیرین پسین و لارامید بسته شده است. با احتمال بسیار قوی در زیرساخت این نقطه برونزد مهمی از سنگهای الترامیفیک- گابرویی با بافته دگرگونه وجود داشته است که در فاز کیمیرین آغازی به صورت یک سفره رورانده در منطقه نی ریز نمایان گشته اند و در آن زمان بسته توربیدیتی- رادیولاریتی پیچکان را ساخته و در لبه آن نیز رخنمون داشته اند.
در کرتاسه بالایی این گستره افیولیتی و داریولاریتهای کنار آن مورد هجوم یک ماگمای بازالتی قرار گرفته است. در فاز کوهزایی لارامید مجموعه افیولیتهای زون افیولیتی و رادیولاریت و توربیدیتهای زون پیچکان بصورت سفره های روراندگی مکرر بر لبه زاگرس برجا رانده شده و سپس دریای کرتاسه بالایی (سازند تابور) بر روی این گستره پیشروی نموده است. در اواخر ائوسن میانی یک فاز کافتن جدید آغاز گردیده و گودیهای فلیشی ائوالیگوسن بوجود آمده است. این مساله باعث نمایان شدن افیولیتها و آهکهای کرتاسه و سازند جهرم گردیده است. فازهای آلپین جوان موجب بسته شدن حوضه فلیشی مذکور گردیده است. بسته شدن این گودالها برخورد مجدد زاگرس و زون سنندج-سیرجان و کوهزایی اصلی زاگرس را موجب گردیده است.تحولات ساختاری این منطقه بسیار پیچیده است که باید مهمترین آنها را ساختار امبریکیت نامید. جهت اصلی روراندگی از سمت شمال شرقی به سمت جنوب غرب می باشد. و در فازهای کیمیرین آغازی، لارامید و آلپین جوان بیشترین اهمیت را داشته است. چین خوردگی های زاگرس با طاقدیس ها و ناودیس های نسبتا متقارن و ساده همراه می باشند ولی رادیولاریتهای پیچکان بسیار نامتوازن هستند. تجدید فعالیت ساختارهای قدیمی در کواترنر موجب ایجاد فرورفتگی بختگان گردیده است. در تمامی زونهای بیان شده یک دسته گسله فرعی همیوغ بوجود آمده است که روند گسترش آنها بر الگوی فشار با جهت عمومی شمال شرقی- جنوب غربی انطباق دارد. مهمترین گسل های منطقه شامل گسل نی ریز(F1,F2,F3)، گسل پلنگان(F4)، گسل همافرغان(F18)و گسل محمودآباد(F6) با طول بیش از 100 کیلومتر می باشند(شکل6).
زلزله های قرن حاضر
با توجه به نبود آمار ثبت شده زلزله در گذشته و عدم اطمینان از صحت داده های موجود، استفاده از اطلاعات تاریخی امکان پذیر نمی باشد. بر این اساس از زمین لرزه هایی که از سال 1900 توسط لرزه نگارها و بادقت بالایی ثبت شده اند استفاده شد.در این منطقه زلزله های زیادی در شعاع 200 کیلومتری ثبت گردیده است که تعداد 203 زلزله، بزرگی بالای 4 ریشتر در مقیاس امواج درونی را دارا می باشد. وجود این تعداد زمین لرزه بیانگر فعال بودن منطقه از نظر لرزه خیزی می باشد.لازم به ذکر است که مقادیر زلزله ها بر اساس فرمول (1) به بزرگی در مقیاس امواج سطحی تبدیل شده اند.
(1)
برآورد خطر زمین لرزه
برآورد خطر بر اساس دو روش آماری و تحلیلی انجام گرفت.در روش آماری با استفاده از رابطه کتنبرگ- ریشتر و جمع آوری زلزله های گذشته در یک دوره زمانی،لرزه خیزی و حداکثر بزرگی احتمالی مشخص و با استفاده از توابع احتمالاتی، مقادیر شتاب در یک منطقه تعیین گردید. در روش تحلیلی با اندازه گیری طول گسل ها و فاصله آنها تا ساختگاه، بزرگی، شدت، شتاب و سرعت جابجایی هر گسل تعیین شد.
رابطه بین بزرگی و فراوانی زمین لرزه ها و استفاده از معادله کتنبرگ- ریشتر
به منظور ایجاد رابطه بین بزرگی و فراوانی زمین لرزه ها از آمار زمین لرزه های 94 سال (از سال 1913 تا 2007) در شعاع 200 کیلومتری شهرستان نی ریز استفاده گردید. از این میان 203 زمین لرزه دارای بزرگی بالاتر از 4 ریشتر(4Ms>) مشخص شد و فراوانی و فراوانی تجمعی هر دسته و لگاریتم فراوانی تجمعی محاسبه گردید. بزرگی زلزله در برابر لگاریتم فراوانی تجمعی (LogNc) رسم گردید و بهترین خط ممکن بین نقاط برازشو با استفاده از روش آماری کمترین مربعات فرمول خط محاسبه شد. همبستگی بین نقاط برازش شده نیز 96 درصد بدست آمد(شکل3).
بر اساس رابطه کتنبرگ- ریشتر مقادیرa (در ارتباط با طول دوره آمار) و b (ضریب لرزه خیزی)مورد محاسبه قرار گرفت.
(2) رابطه کتنبرگ- ریشتر
بر اساس محاسبات مقدار5582/4= a و 5316/0= b بدست آمد و در معادله کتنبرگ- ریشتر اعمال گردید و معادله (3) بدست آمد.
(3)
بنابراین با قرار دادن بزرگی های مختلف در معادله فوق فراوانی وقوع هر یک در طی یک دوره 94 ساله مشخص شد.
در ادامه دور برگشت زمین لرزه با استفاده از روش کتنبرگ- ریشتر محاسبه شد و با داشتن ضرائب a و b بزرگی زمین لرزه ها با دور بازگشت های مختلف توسط رابطه (4) بدست آمد و نمودار آن رسم گردید(شکل4).
(4)
احتمال رویداد زلزله بر اساس دور تکرار
با توجه به اطلاعات ثبت شده دستگاهی می توان احتمال رویداد زمین لرزه های با بزرگی مشخص را برای دور بازگشت های مختلف محاسبه نمود.جهت محاسبه از رابطه کتنبرگ- ریشتر به صورت زیر استفاده شد:
(5)
با توجه به این فرمولها احتمال وقوع زمین لرزه هایی با بزرگی متفاوت برای یک دوره 10 تا 100 سال محاسبه گردید(جدول1 و شکل5).
جدول(1)احتمال وقوع زمین لرزه های با بزرگی مختلف برحسب درصددر طول دوربازگشتهایمختلف
|
دور بازگشت
|
زلزله 4ریشتری
|
زلزله 4.5ریشتری
|
زلزله 5 ریشتری
|
زلزله 5.5 ریشتری
|
زلزله 6 ریشتری
|
زلزله 6.5 ریشتری
|
زلزله 7 ریشتری
|
زلزله 7.5 ریشتری
|
زلزله 8 ریشتری
|
زلزله 8.5 ریشتری
|
|
10
|
100
|
99.99998
|
99.979
|
98.9792
|
91.676
|
74.025
|
51.85582
|
32.7242
|
19.34021
|
11.00144
|
|
20
|
|
100
|
100
|
99.9896
|
99.307
|
93.253
|
76.82138
|
54.7397
|
34.93998
|
20.79256
|
|
30
|
|
|
100
|
99.9999
|
99.942
|
98.247
|
88.84085
|
69.5508
|
47.5273
|
29.50652
|
|
40
|
|
|
|
100
|
99.995
|
99.545
|
94.62752
|
79.5151
|
57.67194
|
37.26182
|
|
50
|
|
|
|
100
|
100
|
99.882
|
97.41346
|
86.2186
|
65.85828
|
44.16392
|
|
60
|
|
|
|
100
|
100
|
99.969
|
98.75473
|
90.7285
|
72.46136
|
50.3067
|
|
70
|
|
|
|
|
100
|
99.992
|
99.40048
|
93.7625
|
77.78739
|
55.77368
|
|
80
|
|
|
|
|
100
|
99.998
|
99.71136
|