۱- منظور از پی سنگی عبارت است از پایه قدیمی پوسته قاره ای که از سنگی دگرگونی به نام گنیس تشکیل شده است. پس از شکل گیری پی سنگ پوسته قاره ای، سنگ های رسوبی مانند سنگ آهک، ماسه سنگ و مارن در زمانی که پی سنگ در دریا قرار داشته است، روی آن رسوب کرده اند. ضخامت لایه های رسوبی در زاگرس بین ۱۰ تا ۱۲ کیلومتر تخمین زده می شود. پی سنگ پوسته قاره ای زاگرس، همان طوری که گفته شد، از جنس گنیس است. پی سنگ، بیرونی ترین قسمت سنگ کره زمین را تشکیل می دهد. سنگ کره روی سست کره قرار گرفته است و به دلیل حرارت بالا، حالت نوردپذیر یا پلاستیکی دارد. سست کره روی مغزه بیرونی و مغزه درونی که داخلی ترین قشر کره زمین را تشکیل می دهد، قرار دارد. ضخامت تمام لایه های درونی و بیرونی کره زمین، بیش از شش هزارو ۳۰۰ کیلومتر است. سنگ کره یا همان پی سنگ پوسته قاره ای، نسبت به پوسته اقیانوسی چگالی کمتری دارد. ضخامت پوسته قاره ای به طور متوسط ۳۵ کیلومتر است و در مناطق کوهستانی مقدار ضخامت آن به ۷۰ کیلومتر می رسد. به عبارت دیگر، ضخامت پوسته قاره ای یا پی سنگ، به طور متوسط کمتر از یک درصد کل شعاع کره زمین را تشکیل می دهد و می توان به طور مقایسه ای گفت مانند پوست نازک نارنگی است و ما روی این لایه نازک زندگی می کنیم.

۲- پوسته های قاره ای سالانه چندین سانتی متر نسبت به یکدیگر حرکت می کنند و این حرکت را می توان با رشد ناخن یا رشد مو مقایسه کرد. حرکت پوسته قاره ای و اقیانوسی نسبت به همدیگر به صورت هم گرا است. با توجه به چگالی بالای پوسته اقیانوسی نسبت به پوسته قاره ای، همیشه بر اثر حرکت، پوسته اقیانوسی در زیر پوسته قاره ای فرورانش انجام می دهد. بعد از فرورانش کامل پوسته اقیانوسی، دو پوسته قاره به همدیگر نزدیک می شوند و برخورد صورت می پذیرد. در هم گرایی پوسته قاره ای آفریقا-عربستان با ضخامت کم و خرد-پوسته قاره ای ایران با ضخامت به مراتب بیشتر- برخورد انجام گرفته و پوسته اقیانوسی تیتیس با چگالی بیشتر در زیر خردپوسته 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، نشان دهنده آن است که در این محل که به آن زمین درز یا زمین دوز می گویند، برخورد دو پوسته قاره ای انجام شده است.

پوسته قاره ای آفریقا-عربستان دارای چندین خصوصیت منحصربه فرد است. یکی از این خصوصیات ضخامت آن است که به ۴۵ کیلومتر می رسد. میلیون ها سال پیش بر اثر مکانیسم های مختلف مانند حرارت از زیر توسط سست کره و وجود نیروهای کششی بر اثر جداشدن قاره ها از همدیگر گسل های کششی شکل گرفته و فروافتادگی های کششی ای به نام فروبوم به وجود آمدند. منظور از فروبوم عبارت است از واحد یا قطعه ساختاری کشیده و به نسبت فروافتاده ای از پوسته که از دو بر بلند خود، با گسل های شیب زیاد محصور شده است. این گسل های به ارث رسیده و باقی مانده از کشش اولیه، بعد از برخورد پوسته آفریقا-عربستان به خرد-پوسته ایران، تغییر شکل داده و بر اثر فشار پوسته قاره به حالت گسل های فشارشی درآمده و به گسل های شیب-لغز یا گسل های امتداد-لغز تبدیل شده اند.

۳- برای پوسته آفریقا-عربستان، با توجه به خصوصیات گفته شده، اصطلاح «تکتونیک نازک پوسته» استفاده می شود. منظور از پی سنگ نازک پوسته آفریقا-عربستان آن است که گسل های آن عمیق نبوده، کل پوسته قاره ای درگیر نیستند و اکثریت گسل های زلزله زا در داخل لایه های رسوبی و در داخل این پوسته حرکت می کنند. این گسل ها حالت شکنا دارند و عمق گسل ها آن قدر زیاد نیست تا بتواند سنگ های دگرشکل شده و نوردپذیرشده را (که در حرارت بالا و در عمق شکل گرفته اند) از قسمت میانی و پایین پوسته قاره ای سنگ کره یا سست کره به سطح زمین بیاورند و روی رسوبات قرار دهند. اکثر ذخایر نفت و گاز ایران در داخل این رسوبات قرار گرفته است. در خرد-ستبرپوسته ایران با توجه به ضخامت بسیار زیادتر و نیز وجود گسل های عمیق تر در این پوسته از اصطلاح «تکتونیک ضخیم پوسته» استفاده می کنند. منظور از تکتونیک ستبر-پوسته عبارت از این است که به همراه کوتاه شدگی پوسته قاره ای، تمام یا بخشی از پوسته گنیسی قاره ای توسط گسل های عمیق و بسیار عمیق به بالا آورده شده و روی قسمت های دیگر پوسته قرار می دهد و در نتیجه کل پوسته را ضخیم تر می کنند و درعین حال زلزله ای مخرب روی نمی دهد. در ستبر-پوسته، تمام حرکات گسلی حالت خزشی نوردپذیر یا پلاستیک دارند و در نتیجه کمتر زلزله ای در آن اتفاق می افتد. در قسمت های زیر توضیح داده خواهد شد که چرا این گسل ها برای ما خطرناک نیستند و نباید از آنها هراسی داشت.

۴- منشا فعالیت گسل های پی سنگی لرزه زا که درعین حال خطرناک هستند همان گسل هایی هستند که از حالت کششی به فشارشی درآمده اند و حرکت آنها به صورت لحظه ای و شکناست و در نازک پوسته و در عمق کمتر از ۱۰کیلومتری فعالیت می کنند. مطالعات انجام شده در ایران نشان می دهد که اکثر گسل های به ارث رسیده پی سنگ نازک پوسته آفریقا-عربستان تا عمق ۱۰ کیلومتر، حالت شکنا دارند یا حرکت آنها لرزه ای / رویدادی (Episodic/seismic) است. از عمق ۱۰ کیلومتر تا ۱۵ کیلومتر، حالت شکنا-نوردپذیر به خود می گیرند و از عمق ۴۰-۱۵ کیلومتری به خاطر افزایش تدریجی حرارت که تا ۶۵۰ درجه سانتی گراد می رسد، کاملا حالت خزشی/ بی زلزله (Creep/aseismic) دارند. در این عمق، کانی های کوارتز و فلدسپار درشت دانه گنیس پی سنگ بر اثر نیروهای برشی به جای ایجاد زلزله و آزادکردن کرنش الاستیک ذخیره شده، در زمانی بسیار طولانی نسبت به یکدیگر چرخش و خزش می کنند و حالت تاوایی را به خود می گیرند و کرنش آنها حالت پلاستیک دارند. پس به این ترتیب گسل پوسته قاره ای گنیسی با عمق کمتر از ۱۰ کیلومتر حالت الاستیک یا کشسان دارند و می توانند انرژی ذخیره شده کرنش الاستیک کشسان را در خود ذخیره کرده و به صورت شکنا به ناگاه این انرژی را آزاد کنند و زلزله های ویرانگر را سبب شوند. باید توجه داشت که روی پی سنگ گنیسی حدود ۱۰ تا ۱۲ کیلومتر رسوبات قرار گرفته است و این گسل ها رسوبات را قطع می کنند. به این ترتیب، زلزله ای که در عمق هفت کیلومتری پی سنگ روی می دهد، باید ضخامت ۱۰ تا ۱۲ کیلومتری رسوبات را به آن اضافه کرد و در این حالت عمق ژرف مرکز زلزله ۱۹-۱۷ کیلومتر است، نه هفت کیلومتر. زلزله در حالت گسلش شکنا یک سری خصوصیات از خود نشان می دهد که در قسمت زیر به آنها پرداخته می شود.

۵- وقتی زلزله اتفاق می افتد، انرژی ذخیره شده کرنش الاستیک آزاد می شود و امواجی به وجود می آورد که این انرژی ذخیره شده را انتقال می دهند. این امواج در تمام جهات زمین حرکت می کنند. نقطه ای در داخل زمین را که گسل در آن نقطه به مرحله بحرانی می رسد و گسیختگی آغاز می شود، کانون زلزله یا ژرف مرکز می نامند. این نقطه ای از سطح گسل در داخل زمین است که امواج لرزه ای از آن به همه اطراف گسترش می یابد و مانند قطعه سنگی که به یک برکه پرتاب می شود، امواج را به وجود می آورد. در نتیجه به طور ناگهانی امواج ذخیره شده کرنش الاستیک یا کشسان رهایی می یابند و انرژی را انتقال می دهند. نقطه ای روی سطح زمین را که دقیقا بالای ژرف مرکز قرار دارد، رومرکز می نامند. شدت لرزاندن زمین به وسیله انتشار امواج لرزه ای، بستگی به فاصله آن نسبت به رومرکز و نیز نوع سنگی دارد که ساختمان ها روی آن بنا شده اند. امواج لرزه ای سرچشمه گرفته از کانون زلزله، می توانند به چند صورت حرکت کنند و در نتیجه چندین نوع امواج لرزه ای مختلف شکل می گیرد. امواج حجمی یا امواج درونی که از مرکز در تمام جهات کره زمین حرکت می کنند، خود به دو دسته امواج P و امواج S تقسیم می شوند. سرعت حرکت امواج P یا موج اولیه، به خصوصیات الاستیک سنگ هایی بستگی دارد که از داخل آنها حرکت می کند و شبیه امواج صوتی است. به این امواج، موج های طولی نیز می گویند. حرکت این امواج در داخل مواد، باعث فشردگی آنها می شود، اما پس از فشردن مواد، آنها را منبسط می کند. در نتیجه حرکت امواج به وسیله فشردن و منبسط کردن مواد ادامه پیدا می کند و به این ترتیب، گسترش موج باعث انتقال انرژی می شود. سرعت انتقال انرژی امواج P به اینکه چه میزان مواد را می توان فشرد (تراکم ناپذیری)، چه میزان مواد حالت صلب دارند (صلابت) و نیز چگالی مواد بستگی دارد. امواج P بالاترین سرعت را نسبت به دیگر امواج لرزه ای دارند. در نتیجه، با سرعت متوسط شش کیلومتر در ثانیه، در مرحله اول به دستگاه لرزه نگار می رسند. امواج S، امواج ثانویه هستند که به آنها امواج برشی یا امواج عرضی نیز می گویند. این موج با سرعتی معادل سه کیلومتر در ثانیه حرکت می کند که به صلابت و چگالی موادی که در داخل آنها حرکت می کند، بستگی دارد. این موج در طول حرکت، سبب برشی شدن و تغییرشکل مواد می شود. مقاومت در برابر برشی شدن مواد از خصوصیاتی است که به آن صلابت می گویند. همان طور که گفته شد، امواج S با سرعت کمتری نسبت به امواج P حرکت می کنند و بعد از امواج P به دستگاه لرزه نگار می رسند. امواج دیگری که می توان از آنها نام برد، امواج سطحی است که کاملا با امواج حجمی فرق می کنند. آنها در داخل زمین حرکت نمی کنند و به جای آن، مسیر آنها موازی سطح زمین است. امواج سطحی رفتاری شبیه امواج S دارند. این امواج بسیار آهسته حرکت می کنند و نزدیک رومرکز تخریب زیادی شکل می دهند.

این امواج باعث حرکات زمینی به صورت پیچیده، افقی، عمودی و غلتشی شده و به این ترتیب موجب ترک و شکاف در دیواره یا پی ساختمان ها، پل ها و جاده ها می شوند. سه فاکتور مهم تعیین کننده میزان لرزش در طول زلزله، عبارت اند از: ۱- بزرگی گشتاور زلزله، ۲- موقعیت شما نسبت به رومرکز و ۳- شرایط رسوبات سنگ نشده دوران چهارم که ساختمان ها روی آنها بنا شده است و همچنین نوع مصالح ساختمانی به کار رفته در آنها.

۶- با توجه به اینکه گسل های پی سنگی کمربند کوهزایی زاگرس که قبلا وجود داشته اند، مقدار کمتری تنش های عمودی و برشی احتیاج دارند تا دوباره فعال شوند، این گسل ها ممکن است گسل های کور بوده و در زیر لایه های رسوبی ضخیم زاگرس مدفون شده باشند و ما هم هیچ اطلاعاتی از فعالیت آنها نداشته باشیم. گسل بالارود در فروافتادگی دزفول در خوزستان را می توان در این رده قرار داد. بعضی از این گسل ها روی سطح زمین امکان مشاهده دارند و به آنها گسل های سربرآورده می گویند. خصوصیات گسل های پی سنگی سربرآورده را می توان در گسل کازرون-برازجان، گسل های کره بس و سبزپوشان در استان های فارس و بوشهر نام برد. اکثر این گسل های پی سنگ، شیب لغز و امتدادلغز هستند. نبود بیرون زدگی سنگ های نوردپذیر و خمیرسان در روراندگی ها در کمربند پیش خشکی چین خورده-رورانده زاگرس نشان می دهد که عمق این گسل ها از مرحله شکنا پایین تر نرفته است و عمیق نیستند و در نتیجه، اصطلاح گسل های پی سنگی نازک پوسته- دگرشکل نشده زاگرس را می توان به آنها الحاق کرد. بعضی از این گسل ها در چند صد سال گذشته فعالیتی نداشته و در حالت غیرفعال قرار دارند یا با وقفه لرزه ای روبه رو هستند؛ درحالی که انرژی ذخیره شده کرنش الاستیک را در خود به تدریج ذخیره می کنند و مقدار این انرژی مرتب افزایش می یابد و ممکن است دوباره فعال شوند. هرچه عمق کانون زمین لرزه پی سنگی بیشتر باشد، امواج لرزه ای گسل های پی سنگی مقدار زیادی از انرژی خود را از دست می دهند. ازدست دادن انرژی را «فرسایش انرژی موج» می گویند. در خردپوسته گنیسی ایران مرکزی، گسل های رورانده به مراتب عمیق تر هستند و مطالعات انجام گرفته حکایت از آن دارد که عمق آنها در ده بید فارس به ۲۰ تا ۳۲ کیلومتر می رسد. این به معنای آن است که در این عمق، حرکت این گسل ها حالت نوردپذیر دارد و حرارت در این عمق به ۶۵۰-۵۵۰ درجه سانتی گراد می رسد. علاوه بر این، آزادشدن انرژی کرنش حالت الاستیک ندارد، بلکه حالت پلاستیک دارد و در نتیجه، حرکت این گسل ها، سنگ های نوردپذیر را از عمق بسیار زیاد به صورت آسانسور بالا می آورد و انرژی ذخیره شده به صورت دگرشکلی نوردپذیر در این سنگ ها قابل مشاهده است. نمونه فعالیت این گسل های عمیق را می توان در ستبرپوسته در کمربند پس خشکی چین خورده-رورانده زاگرس که بعد از زمین درز 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 می یابند. این کمربندها جزء نقاطی از ایران اند که هیچ گونه زمین لرزه ای در آنها مشاهده نمی شود؛ چون اکثر دگرشکلی ها حالت پلاستیک یا نوردپذیر است نه حالت الاستیک. محدوده این بی لرزه ای نوردپذیر تا اصفهان نیز می رسد.

۷- به عنوان نتیجه گیری می توان گفت: ۱- صرفا وجود گسل و حتی گسل فعال به معنای رخداد زلزله نیست ۲- بدون شناخت ماهیت جنبش شناختی، مکانیکی و هندسی گسل ها و قرارگیری آنها در پهنه های برخورد و کمربندهای کوه زایی نمی توان درباره خطرات آنها صحبت کرد ۳- بدون شناخت ماهیت کوه زایی زاگرس و البرز از جزء به کل و از کل به جزء یا به عبارت دیگر شناخت گسل ها به روش ریزساختاری و سپس به روش ساختاری، نمی توان به خصوصیات جنبش شناختی گسل های فعال پی برد که آیا آنها گسل لرزه ای هستند یا گسل بی لرزه ۴- برای فعالیت دوباره این گسل ها، نمی توان بازه زمانی فعالیت مجدد تعیین کرد.

به طور مثال نمی توان عنوان کرد این گسل ۲۰۰ سال فعالیت نداشته است و باید منتظر فعالیت مجدد آن در حال حاضر بود. در خاتمه لازم به ذکر است که سامانه گسل های پی سنگ البرز وابسته به ستبرپوسته درگیر یا نازک پوسته دگرشکل نشده و به خصوص گسل های محدوده تهران که کم وبیش خصوصیات مشابهی از نظر جنبش شناختی، مکانیکی و هندسی با سامانه گسلی کوهزاد زاگرس نشان می دهند، با دید زمین شناسی ساختاری و ریزساختاری تفکیک نشده اند و لازم است که مورد بررسی مجدد قرار گیرند.

*استاد بخش علوم زمین دانشگاه شیراز