مقاله... محاسبه پارامترهاي لرزهخيزي براي منطقه البرز مركزي محاسبه پارامترهاي لرزهخيزي براي منطقه البرز مركزي علي بيتاللهي استاديار عضو هيا ت علمي مركز تحقيقات ساختمان و مسكن تهران پانتهآ معتمد مربي مدرس دانشگاه آزاد اسلامي واحد رودهن رودهن چكيده جانمايي و تمركز خردلرزهها در البرز مركزي بيانگر تجمع تنش و آزاد شدن انرژي و به طور كلي مبين فعال بودن منطقه از ديدگاه تكتونيكي است كه مستلزم بررسيهاي بيشتر ميباشد. به منظور مطالعه لرزهخيزي منطقه البرز مركزي مساحتي در حدود 18 هزار و 909 كيلومتر مربع واقع در 52 34 تا 36 20 عرض شمالي و 50 15 تا 53 8 طول شرقي مورد توجه قرار گرفت. در پژوهش حاضر از ديدگاه بررسي پارامترهاي لرزهخيزي جمعآوري و پالايش دادهها به منظور محاسبات آماري براي محاسبه پارامترهاي لرزهخيزي -a λ min b-value value M max كمترين بزرگي M c بزرگترين بزرگا و بر اساس آنها دوره بازگشت زمينلرزههاي منطقه صورت پذيرفته است. مقادير به دست آمده براي ضرايب لرزه- خيزي a و b در نمودار بزرگي- فراواني مدل گوتنبرگ- ريشتر بيانگر وضعيت لرزهخيزي منطقه مورد مطالعه ميباشد به گونهاي كه بالا بودن مقدار a-value در طول حدود 51 درجه بيانگر توان بالاي لرزهخيزي در اين محدوده است. همچنين بيشترين مقدار b-value در همين طول 51 درجه مشاهده ميشود ولي كاهش آن به سمت شرق منطقه حاكي از پتانسيل بالاي منطقه براي وقوع زلزلههاي با بزرگاي بيشتر است. از آنجا كه پارامترهاي لرزهخيزي بيانگر وضعيت لرزهخيزي منطقه و ميزان فعاليت گسلهاي منطقه ميباشد محاسبه پارامترهاي فوق آشكار مينمايد نواحي مهم از لحاظ فعاليت لرزهخيزي چه مناطقي هستند. كليدواژهها: پارامترهاي لرزهخيزي دوره بازگشت البرز مركزي آهنگ رخداد بيشينه بزرگا گستره گردآوري دادههاي پايه از زمينلرزههايي ميباشد كه پيش از اين در گستره مورد نظر روي داده است. تهيه كاتالوگ يكنواخت زمينلرزه به منظور فراهم نمودن شرايط همگن و يكنواخت دادهها از اهميت خاصي برخوردار است. شناخت قوانين حاكم بر رخداد زمينلرزهها بدون داشتن دادهاي مناسب عملا امكانپذير نيست. با اين حال به دلايل مختلف اطلاعات در بازههاي زماني خاصي به شدت ناقص هستند. با يك نگاه كلي دادههاي زمينلرزهاي به سه دوره: قبل از شروع قرن 20 (زمينلرزههاي تاريخي) كه داراي دقت پاييني هستند دوره بين سالهاي 1900 تا 1963 ميلادي و دوره 1963 تا حال حاضر قابل تفكيك ميباشند. در مورد زمينلرزههاي محدوده مورد مطالعه دوره شروع فعاليت شبكههاي لرزهنگاري استاني (سال 1996 به بعد) نيز مورد توجه قرار گرفته است. پس از گردآوري كاتالوگها دادههاي لرزهاي بايد مورد پالايش قرار گيرند لذا به منظور حذف پسلرزهها و پيشلرزهها از پنجره زماني- مكاني استفاده ميشود. سپس بر اساس روابط تجمعي زلزله [1] پارامترهاي a-value M c و b-value محاسبه ميگردد. همچنين با روش انتخاب چند ضلعي ميتوان نقشه پهنهبندي a-value و b-value را رسم نمود. مقدار M max را ميتوان بر اساس دادههاي تاريخي و دستگاهي و رابطههايي كه توسط ولز وكوپر اسميت [2] اراي ه شده به دست آورد. نرخ فعاليت لرزهاي نيز با ميانگينگيري دادهها در بازه زماني كاتالوگ براي مقادير مختلف بزرگاي حداقل ) min λ) به دست ميآيد. 1- مقدمه گام نخستين در بررسي ويژگيهاي لرزهخيزي يك 2- دادههاي لرزهاي مجموعه رويدادهاي ثبت شده از شبكههاي جهاني نظير 1
علي بيتاللهي و پانتهآ معتمد M M S S 0.67 2.87log( rp ) 0.74 1.98log( rp ) 0.28( I0) [8] (1) [8] (2) NEIC ISC آرايه لرزهنگاري بلند دوره ايلپا (از سال 1995-1975) شبكهه يا لرزهنگاري تلهمتري تهران و تبريز (از سال 1996-2006) و مازندران و خراسان (از حدود پنج سال گذشته تا به حال) دادههاي اصلي پژوهش حاضر است. زمينلرزههاي تاريخي كه محققاني نظير ويلسون [3] آمبرسيز [4] بربريان [5] سيد نبوي [6] پويرير و طاهر [7] و آمبرسيز و ملويل [8] جمعآوري و تكميل كردهاند نيز بخشي مهم از دادههاي مورد نياز در اين پژوهش را تشكيل ميدهند. با توجه به تقسيمبندي ايالات لرزهزمينساختي ايران كه بر اساس كار ميرزايي [9] صورت پذيرفته بخش اعظم منطقه مورد مطالعه در ايالت لرزه زمينساختي البرز و تنها بخش كوچكي از آن در ايالت لرزه زمينساختي ايران مركزي قرار ميگيرد لذا ميتوان الگوي لرزه زمينساختي حاكم بر منطقه را همان الگوي ايالت لرزه زمينساخت البرز در نظر گرفت. بر اساس كار اندگال و همكاران [10] اغلب زمينلرزهها در ناحيه البرز از نوع كم عمق هستند (عمق بين 10 تا 30 كيلومتر). بخش شرقي البرز در طول قرن بيستم لرزهخيزتر از بخش غربي آن بوده است [11]. لرزهخيزي تاريخي ناحيه البرز بيشتر به وسيله ويلسون [3] و آمبرسيز [4] مورد مطالعه قرار گرفته است. مطالعه لرزهخيزي تاريخي كوههاي البرز قبل از 1900 ميلادي نشان ميدهد كه بيشتر نواحي مانند رشت لاهيجان فشم جاجرود دماوند آمل بابل بابلسر ساري بهشهر گرگان و ديگر نواحي چندين بار در اثر زمينلرزه آسيب ديدهاند. 3- توزيع زمينلرزههاي تاريخي در گستره زمينلرزههاي تاريخي متعددي به دلايل موقعيت خاص گستره در منابع مختلف ذكر شدهاند. مهمترين منبع مورد استفاده در اين نوشتار آمبرسيز و ملويل [8] و آمبرسيز [12] است كه بر اساس ارزيابيها و همچنين مشاهدات مستقيم صحرايي به دست آمده است. براي زمينلرزههاي تاريخي از روابط زير براي برآورد M S در ناحيه مورد مطالعه استفاده شده است: كه در آنها r P شعاع احساس بر حسب كيلومتر و I 0 شدت رومركزي است. در اينجا براي بهترين برآورد خطاي 0/4 واحد بزرگي لحاظ شده است و براي هر درجه دقت پايينتر 0/1 واحد بزرگي خطاي بيشتر از حالت قبل بر حسب ميزان اطلاعات و نوع بينش در خصوص آمادهسازي كاتالوگ به بزرگي افزوده شده است به گونهاي كه براي برآوردهاي ضعيف خطاي 0/8 واحد بزرگي لحاظ شده است. 4- توزيع زمينلرزههاي دستگاهي بر اساس آمار به دست آمده از نگاشت زمينلرزههاي ايران توسط ايستگاههاي جهاني نزديك به 75 درصد از زلزلههاي ثبت شده در گستره البرز بزرگي كوچكتر از 5 دارند [13]. در بخش البرز غربي زمينلرزهها به طور پراكنده ديده ميشوند. در بخش شرقي البرز در نزديكي گسلهاي خوش ييلاق و بخش شرقي گسل خزر نسبت به ساير قسمتها تراكم زيادتري از مراكز زمينلرزه مشاهده ميشود. در قسمت شمال شرقي البرز تراكم مراكز زمينلرزه قابلملاحظه است ولي نكته قابلتوجه پراكندگي و رخداد بسيار اندك زمينلرزه در بخش وسيعي از البرز شرقي است. هر چند در اين قسمت يك زمينلرزه بزرگ با بزرگي = 6/5 S M (زمينلرزه ترود در تاريخ 12 فوريه سال 1953 ميلادي) در نزديكي گسل ترود ديده ميشود ولي با توجه به وسعت اين منطقه و گسلهاي موجود فعاليت لرزهاي كمتر از حد تصور است. گسلهاي مهم منطقه و رومركز زلزلههاي دستگاهي و تاريخي در شكل (1) نشان داده شده است. 5- پالايش دادههاي لرزهاي در اينجا پس از يكدست نمودن بزرگاي زمينلرزهها (تبديل به (Mw و با استفاده از الگوريتم [14] عمليات پالايش دادههاي لرزهاي صورت گرفت. 2
محاسبه پارامترهاي لرزهخيزي براي منطقه البرز مركزي شكل (1): گسلهاي فعال منطقه و رومركز زلزلههاي تاريخي و دستگاهي در منطقه مورد مطالعه. و روش تبديل مقياس بزرگيهاي مختلف به مقياس بزرگي M w برازش آماري بوده است. بر مبناي كاتالوگ به روز شده [13] و انتخاب رويدادهاي يكسان گزارش شده با مقياس بزرگيهاي مختلف توسط مراجع مختلف رابطهاي بين مقياسهاي بزرگي برآورد شده است. به عنوان مثال رابطه بين بزرگي M s M w بر اساس اين كار به قرار زير بيان شده است شكل (2). با درك خصوصيت دادههاي زمينلرزهها ميتوان گفت كه مناسبترين قانونمندي توزيع را توزيع پوآسوني بيان ميكند. پالايش دادهها از رخدادهاي وابسته به هم به منظور به دست آوردن توزيع پوآسوني از دادهها ضرورت اساسي دارد. در واقع در اين توزيع زمينلرزهها در حيطه زماني و مكاني از يكديگر مستقل ميگردند. روش حذف پنجرهاي متداولترين روش براي عمليات حذف پسلرزهها از فهرست رويداد زمينلرزههاست كه اساسيترين كار در غيروابسته كردن دادهها ميباشد. نوپوف و گاردنر در سال [15] 1969 اين روش را مورد استفاده قرار دادند و نتيجه موردقبولي براي فضاي پوآسني به دست آوردند. روش نوپوف و گاردنر بر پايه رسم لگاريتم زماني پسلرزهها بر حسب بزرگي زمينلرزهها است [15] شكل (3). شكل (3- الف) حذف رويدادهاي وابسته را در دو حوزه زمان و شكل (3 ب- ( نسبت با بزرگي و مكان يا فاصله نسبت به بزرگا را نشان ميدهد. بر اساس الگوريتم نوپوف رويدادهاي زير منحني زمان- بزرگا و سپس همان رويدادها بر مبناي نمودار فاصله- بزرگا كه در زير منحني واقع ميگردند رويدادهاي وابسته تلقي شده و براي محاسبات ضرايب لرزهخيزي از كاتالوگ حذف ميگردند. 6- برآورد ضرايب لرزهخيزي گستره [1] در اين پژوهش بر اساس روابط تجمعي معروف زلزله بررسي كامل بودن دادههاي لرزهاي انجام گرفت. شكل :(2) همبستگي M s و M w نيز همبستگي M w و. M s 3
علي بيتاللهي و پانتهآ معتمد شكل (3): رويدادهاي وابسته در حيطه زماني و مكاني. آنچه كه به عنوان M c در نظر گرفته ميشود بزرگايي است كه براي بزرگاي كوچكتر از آن رفتار تابع تجمعي گوتنبرگ- ريشتر تغيير مييابد و شيب آن به سمت صفر ميل كرده و در محاسبات زلزله خيزي و برآورد خطر زمينلرزه به عنوان پارامتر بزرگاي كمينه M c يا M min تعريف ميشود شكل (4). پارامترهاي مختلفي را بر اساس منحنيهاي تجمعي رخدادهاي زمينلرزهها ميتوان به دست آورد كه در مطالعات لرزهخيزي داراي اهميت هستند. اگر تعداد زمينلرزهها در اين منحنيها نسبت به بزرگا رسم شوند منحني داراي شيب منفي شكل (4): منحني تجمعي بزرگاي زمينلرزهها در گستره تهران و اطراف آن- انتخاب اتوماتيك M c در كاتالوگ زمينلرزههاي خواهد بود. بررسي شيب منحنيها و همچنين تغييرات شيب آن بيانگر تغيير در لرزهخيزي گستره است. رابطه بزرگي- فراواني در مدل گوتنبرگ و ريشتر [1] رابطهاي بين فراواني و بزرگي زمينلرزهها ميباشد: log N a bm (3) كه N فراواني زمينلرزهها M بزرگي زمينلرزهها و a و b پارامترهاي ثابت هستند. رابطه بازگشتي تجمعي [16] هر چند اهميت خود را حفظ كرده ولي اغلب به دليل تواناييهاي رابطه بازگشتي تجمعي گوتنبرگ و ريشتر استفاده از اين روش پيشنهاد ميشود كه به صورت روابط زير بيان شده است: (4) در حالت نمايي: N( M ) 10 a bm يا N exp( M ) a logb loge (5) يا bln10 و b loge كه در آن براي بازههاي پايين بزرگي توزيع لگاريتمي- نرمال پيشنهاد شده است. استفاده از يك مقدار بزرگي آستانه برابر يا بزرگتر از 4/4 عموما ناتواني رابطه گوتنبرگ- ريشتر را در بازههاي پايين بزرگي رفع ميكند ولي اين رابطه نميتواند براي مشاهده افت فراواني زمينلرزهها كه در انتها با نزديك شدن به بالاترين بزرگيهاي مشاهده شده ايجاد ميشود دليلي ذكر نمايد [17]. بنابراين يك مدل سادهنمايي براي تصحيح و تعديل اين رابطه فرض ميشود كه از يك مقدار بزرگي آستانه مناسب M min (همان M) c و T دوره زماني كاتالوگ زمينلرزه ميباشد. M c يا بزرگي آستانه مقدار بزرگي است كه زمينلرزههاي بالاتر از آن به طور كامل ثبت شدهاند. شكل (4) بر مبناي زمينلرزههاي گستره تهران و اطراف آن رسم شده است. منحني تجمعي به دست آمده نشان ميدهد كه M c را ميتوان از حدود 4 به بالا (تا 4/5) لحاظ نمود. علاوه بر آن ميتوان ضرايب لرزهخيزي a و b را نيز به دست آورد هر چند كه اين شكل كران بالايي بزرگي را نشان نميدهد. در صورتي كه كاتالوگ زمينلرزه كامل نباشد و يا برخي ار ركوردهايي كه كمتر مورد اعتماد ميباشند انتخاب شده باشند روشهاي پيشرفتهتري به كار برده ميشود [18]. البرز =4/2) c.( M 4
محاسبه پارامترهاي لرزهخيزي براي منطقه البرز مركزي در مطالعات لرزهخيزي با استفاده از تماميدادههاي لرزهاي يك گستره در طول زمان ضرايب لرزهخيزي محاسبه ميگردد. همچنين ميتوان به منظور تفكيك رفتار لرزهاي گستره و نشان دادن تغييرات اين ضرايب در نقاط مختلف ناحيه نقشه پهنهبندي b-value را به دست آورد. تغييرات b-value در ايالت لرزه زمينساخت البرز در شكل (5) ديده ميشود. با استفاده از روش انتخاب چند ضلعي همچنين ميتوان نقشه پهنهبندي a-value را نيز به دستآورد. شكل (6) بر پايه اين مقدار ضريب سالانه a نيز به دست خواهد آمد كه در روابط مربوط به محاسبات دوره بازگشت لازم است. مقدار ضريب سالانه a براي گستره مورد مطالعه بين 3/4 تا 3/7 با استفاده از روش Max. Likelihood به دست ميآيد. يكي از مهمترين پارامترهاي لرزهخيزي M max يا بيشينه بزرگا ميباشد. معمولا تخمين M max بر اساس ويژگيهاي كلي فعاليت لرزهاي و شباهتهاي زمينشناسي صورت ميگيرد. مقدار حداكثر بزرگي زمينلرزه ناشي از فعاليت هر گسل در گستره مورد نظر را ميتوان از رابطه ولز و كوپراسميت [2] شكل (7) و يا از جداول و روابط ديگري به دست آورد. براي كارهاي دقيقتر با ترانشهزني روي گسلها و مطالعه حركت آنها ميتوان به بزرگاي دقيقتري از زمينلرزههاي تاريخي دست يافت. در غالب موارد براي پيدا كردن M max از روابط رگرسيون تجربي بين بزرگا و شرايط تكتونيكي و پارامترهاي گسلش همچون طول و سطح گسيختگي استفاده ميشود. شكل (7) رابطه بين اين پارامترها را نشان ميدهد. شكل (5): نقشه توزيع b-value در ايالت لرزه زمينساخت البرز. شكل (6): نقشه توزيع a-value در ايالت لرزه زمينساخت البرز. شكل (7): مقايسه چندين رابطه تجربي براي به دست آوردن زمينلرزه كنترلي ) max (M فلا( اساس مساحت صفحه گسيختگي [2]. ): بر اساس طول گسيختگي و (ب): بر 5
علي بيتاللهي و پانتهآ معتمد اسميت [19] و آندرسون و لوچو [20] روابط ديگري براي برآورد M max معرفي كردند كه در اين روابط M max از محاسبه ميزان كرنش يا ميزان آزادسازي ممان لرزهاي در گسل مورد نظر به دست ميآيد. تحت فرض پوآسون زلزلهخيزي ميتواند با استفاده از رابطه توزيع چگالي بزرگي توصيف شود. توزيع چگالي بزرگي f(m) زير خواهد بود: (8) به صورت رابطه exp[ ( M M min )] f ( M ) 1 exp[ ( M M )] M M min M max max min, رابطه (8) يك رابطه اساسي در برآوردهاي لرزهخيزي و خطر زمينلرزه تلقي ميگردد. بر اساس دادههاي موجود از زمينلرزههاي تاريخي و دستگاهي و همچنين با در نظر گرفتن رابطههايي كه توسط ولز وكوپراسميت [2] معرفي شده است M ma x حدس زده شده است. براي گستره مورد مطالعه 7/5 0/3 كيجكو و سلفول [18] براي برآورد دوره بازگشت زمينلرزهها تابعي نمايي معرفي كردند رابطه (8) كه توسط دو كميت M c و M m ax از دو سو محدود ميشود. كراندار كردن تابع معرفي شده به دليل محدوديت در نگاشتهاي رخدادهاي كوچك (كه كوچكتر از مقدار مشخص از رابطه گوتنبرگ- ريشتر تبعيت نميكند) از يك سو و عدم رخداد زمينلرزههايي بزرگتر از مقدار معين (كه بزرگتر از آن معني فيزيكي نميتواند داشته باشد) از سويي ديگر مورد مطالعه قرار ميگيرد شكل (8). شكل (8): منحني دوره بازگشت زمينلرزهها در محدوده مورد مطالعه. 7- آهنگ رخداد زمينلرزهها در گستره مورد مطالعه نرخ ميانگين بازه رخدادها در هر چشمه بالقوه زمينلرزه با ميانگينگيري از تعداد رويدادها با بزرگيهاي بين M min و M max بر واحد به دست ميآيد. توصيف فعاليت لرزهاي در گستره مورد نظر بر پايه نرخ فعاليت زمينلرزه پارامتر b (يا ) در رابطه گوتنبرگ- ريشتر و بيشينه بزرگي منطقهاي M max انجام ميشود. روش بيشينه احتمال بهترين برآورد از اين پارامترهاي زلزلهخيزي در محدوده مورد مطالعه را فراهم ميكند. همچنين ميتوان گفت كه مناسبترين روشها براي تحليل قسمت كلان لرزهاي كاتالوگ توزيعهاي حداكثر هستند [21]. با فرض اينكه اين قسمت از كاتالوگ فقط شامل بزرگترين رخدادهاي زمينلرزه باشد اين امكان وجود دارد كه كاتالوگ به بازههاي زماني با طولهاي مختلف تقسيم شود و در عمل ميتوان همه دادههاي مهلرزهاي را تحليل نمود. يك روش در تخمين پارامترهاي لرزهخيزي در حالتي كه كاتالوگ شامل دادههاي كامل و ناكامل باشد اين است كه قسمت كامل كاتالوگ را نيز با انتخاب بزرگترين رخدادها كه در بازههاي زماني نسبتا كوتاه (معمولا با طول يك سال) روي دادهاند تحليل نمود. كيجكو و سلفول [22] يك راه متفاوت را نشان دادند كه تركيب دادههاي مهلرزهاي قسمت ناكامل را با دادههاي قسمت كامل ممكن ميسازد. اين روش به مقدار زيادي انعطافپذير بوده و نبود دادههاي لرزهاي را در قسمت ناكامل به خوبي قسمتهاي كامل كاتالوگ اصلاح ميكند. آنها دو مدل عدم قطعيت بزرگي را معرفي نمودند: مدل مرز سخت و مدل مرز ملايم [18]. در اينجا آهنگ رخداد در بازههاي مختلف زماني مورد محاسبه قرار گرفته و در نهايت با اعمال وزنهاي متفاوت به بازههاي زماني مختلف مقدار آهنگ رخداد محاسبه شده است شكل (9). به عنوان مثال براي M c معادل 4 ميزان آهنگ رخداد حدود 3 براي ايالت لرزه زمينساختي البرز برآورد گرديد. بر پايه آنچه كه در مطالعات لرزهخيزي فوق صورت گرفت پارامترهاي لرزهخيزي محاسبه و در جدول (1) آمده است. همچنين دوره بازگشت و در جدول (2) آمده است. λ min براي بزرگاهاي مختلف 6
محاسبه پارامترهاي لرزهخيزي براي منطقه البرز مركزي شكل (9): منحني آهنگ رخداد ( ) زمينلرزههاي بزرگتر از بزرگاهاي مشخص در گستره مورد مطالعه براي ايالت البرز (بازههاي زماني از سال 735 ميلادي تا 1900 و 1964 و 2006). جدول (1): مقادير پارامترهاي لرزهخيزي در منطقه مورد مطالعه. b-value (annual) a-value (annual) M max M min پارامترهاي لرزهخيزي 0/7 3/ 4 7/5 0/ 3 4/ مقدار 2 جدول (2): مقادير دوره بازگشت و به ازاي M min هاي مختلف. بزرگا M =7 M = 6 M = 5 M = 4 141 50/ 8 1/ 44 1/ دوره بازگشت 07 0/007 0/ 02 0/ 7 / 93 0 λmmin 8- نتيجهگيري روش گوتنبرگ- ريشتر كاربرديترين مدلي است كه براي تشريح چگونگي تغييرهاي ويژگيهاي آماري لرزهخيزي پيشنهاد شده است. در اين روش با برونيابي آهنگ رخداد زلزلههاي كوچكتر ميتوان به آهنگ رخداد زلزلههاي بزرگتر دست يافت. از اين روش پارامترهاي لرزهخيزي a-value و b-value قابل محاسبه ميباشند. چنانچه از نقشه توزيع b-value برميآيد مقدار غالب اين ضريب درحدود 0/7 است كه در طول حدود 51 درجه (در راستاي شمالي شهر كرج تا دامنههاي شمالي البرز در همان راستا) مشاهده ميشود. از اين طول به سمت غرب مقدار b-value افزايش و به سمت شرق اين مقدار كاهش مييابد كه حكايت از رخداد زلزلههايي با بزرگاي بيشتر در اين محدوده را دارد. پارامتر a-value در رابطه گوتنبرگ- ريشتر بيانگر توان لرزهخيزي است و به عواملي مانند فراواني تجمعي زلزلهها و ابعاد چشمه لرزهزا بستگي دارد. مقدار ضريب سالانه a براي ناحيه انتخاب شده حدود 3/4 ميباشد و بيانگر ميزان بالاي لرزهخيزي و آهنگ بالاي رخداد در آن منطقه است. همان طور كه از نقشه توزيع a-value بر ميآيد باز هم بيشترين مقدار در طول 51 درجه مشاهده ميگردد. در مورد آهنگ رخداد رويدادهاي لرزهاي سترگ ميتوان گفت كه براي گستره چهارگوش انتخابي در البرز مركزي مقدار آهنگ رخداد براي = 6 M min M min = 7 معادل 0/02 و براي برابر 0/007 ميباشد. با در نظر گرفتن اين مقادير دوره بازگشت زلزلههاي با بزرگاي 6 و بزرگتر از آن براي چهارگوش مطالعه شده در البرز مركزي حدود 50 سال و براي زمينلرزههاي با بزرگاي 7 و بزرگتر از آن حدود 140 سال برآورد شده است. با نگاهي به زمينلرزههاي ثبت شده توسط شبكه لرزهنگاري شهر تهران كه توزيع زمينلرزههاي مدرن البرز را نشان ميدهد (از سال 1996 تا به حال) و با توجه به قرارگيري شهر با اهميت تهران در اين پهنه ميتوان دريافت كه در دهههاي گذشته تنها چند زمينلرزه در محدوده جغرافيايي شهر تهران به وقوع پيوسته است ولي اين فعاليت كم لرزهاي گسلهاي عبوري از شهر تهران و اطراف آن دليلي بر فعال نبودن اين گسلها نميباشد. بررسي تراكم زمينلرزههاي گستره البرز از ديدگاه كاربردي معرف فعال بودن محدوده اطراف گسلهاي مشاء و انتهاي خاوري گسل شمال تهران ميباشد (ناحيهاي در حوالي آبادي ايرا كه دو گسل كاري شمال تهران و مشاء به هم ميل ميكنند). بررسي وضعيت لرزهخيزي اين محدوده نيز بسيار حاي ز اهميت ميباشد. 9- مراجع 1. Gutenberg, B. and Richter, C.F. (1954). Seismicity of the earth and associated phenomena, 7
علي بيتاللهي و پانتهآ معتمد 12. Ambraseys, N.N. (1988). Engineering seismology, Earthquake Structural Dynamic, 17, 1-105 13. بيتاللهي علي و همكاران (1389). كاتالوگ مركز تحقيقات ساختمان و مسكن. 14. Reasenberg, P. (1985). Second-order moment of Central California seismicity, 1969-1982, Journal of Geophysical Research, 90, 5479-5495. 15. Knopoff, L. and Gardner, J.K. (1969). Homogeneous catalogs of earthquakes, Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 63(4), 1051-1054 16. Cornell, C.A. (1968). Engineering seismic risk analysis, Bulletion of the Seismological Society of America, 58(5), 1583-160. 17. Richter, C.F. (1958). Elementary seismology, W.H. Freeman and co. San Francisco. 18. Kijko, A. and Sellevol, M.A. (1992). Estimation of earthquake hazard parameter from incomplete data files, Part II, incorporation of magnitude heterogeneity, Bull. Seism. Soc. Am., 82, 120~ 134. 19. Smith, S.W. (1976). Determination of maximum earthquake magnitude, Geophysics Res. Letters, 33, 351-354. 20. Anderson, J.G. and Luco, J.E. (1983). Consequence of slip rate constraints on earthquake occurrence relations, Bull. Seism. Soc. Am., 73, 471-496. 21. Kramer, S.L. (1995). Geotechnical earthquake engineering. 22. Kijko, A. and Sellevoll, M.A. (1989). Estimation of earthquake hazard parameters from incomeplete data files, part 1: utilization of extreme and complete catalogues with different, Threshold Magnitudes, Bull. Seism. Soc. Am., 79, 645-654. Princeton Univ. Press. Princeton, New Jersey, USA. 2. Wells, D. L. and Coppersmith, K.J. (1994). New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area and surface displacement, Bull. Seism. Soc. Am., 84(4), 974-1002. 3. Wilson, A.T. (1930). Earthquakes in Persian, Bull. School Oriental Stud. London, 6, 103-131. 4. Ambraseys, N.N. (1974). Historical seismicity of Iran, in materials for the study of seismotectonics of Iran, North-Central Iran, Geol. Surv. Iran, 29, 47-116. 5. Berberian, M. (1977b). Macro seismic epicenters of Iranian earthquakes, Geological Survey Iran, Rep. 40, 79~99. 6. Seye-Nabavi, M. (1978b). Historical earthquakes in Iran, C. 300 B.C.-1900 A.D., Journal Earth and Space Physics, University of Tehran, 7, 70-117. 7. Poirier, J.P. and Taher, M.A. (1980). Historical seismicity in the near and middle east, North Africa, and Spain from Arabic documents (VII th - XVIII Century), Bull. Seism. Soc. Am., 70, 2185-2201. 8. Ambraseys, N.N. and Melville, C.P. (1982). A history of Persian earthquakes, Cambridge Univ. Press. 9. Mirzaei, N. (1997). Seismic zoning of Iran, Ph.D. dissertation, Institute of Geophysics, State Seismological Bureau, Beijing, P.R. China, 134p. 10. Endgal, E.R., Jackson, J.A., Myers, S.C., Bergman, E.A., and Priestley, K. (2006). Geophysics Journal International, 167, 761-778. 11. Berberian, M. (1976). Contribution of the seismotectonics of Iran (Part II), Geological Survey Iran, Rep. No. 39. 8