الهزة الارتدادية

في علم الزلازل ، الهزة الارتدادية هي زلزال أصغر يتبع زلزالًا أكبر، في نفس منطقة الزلزال الرئيسي ، وينتج عن تكيف القشرة الأرضية المزاحة مع آثار الزلزال الرئيسي. قد تُخلّف الزلازل الكبيرة مئات إلى آلاف الهزات الارتدادية التي يمكن رصدها بالأجهزة، والتي تتناقص تدريجيًا في قوتها وتواترها وفقًا لنمط ثابت . في بعض الزلازل، يحدث التصدع الرئيسي على مرحلتين أو أكثر، مما ينتج عنه هزات رئيسية متعددة. تُعرف هذه الزلازل بالزلازل المزدوجة ، ويمكن تمييزها عمومًا عن الهزات الارتدادية من خلال تشابه قوتها وتطابق أشكال الموجات الزلزالية تقريبًا .

تقع معظم الهزات الارتدادية على كامل منطقة تمزق الصدع، وتحدث إما على طول مستوى الصدع نفسه أو على طول صدوع أخرى ضمن الحجم المتأثر بالإجهاد الناتج عن الهزة الرئيسية. وعادةً ما تُرصد الهزات الارتدادية على مسافة تساوي طول التمزق من مستوى الصدع.

يساعد نمط الهزات الارتدادية في تأكيد حجم المنطقة التي انزلقت أثناء الهزة الرئيسية. ففي كل من زلزال المحيط الهندي عام 2004 وزلزال سيتشوان عام 2008 ، أظهر توزيع الهزات الارتدادية في كلتا الحالتين أن مركز الزلزال (حيث بدأ التصدع) يقع في أحد طرفي منطقة الانزلاق النهائية، مما يشير إلى انتشار غير متماثل للتصدع.

تتبع معدلات وشدة الهزات الارتدادية عدة قوانين تجريبية راسخة.

قانون أوموري

يتناقص تواتر الهزات الارتدادية تقريبًا مع مقلوب الوقت المنقضي بعد الهزة الرئيسية. وقد وصف فوساكيتشي أوموري هذه العلاقة التجريبية لأول مرة عام 1894، وتُعرف باسم قانون أوموري. ^{[ 1 ]} ويُعبر عنها كما يلي:

${\displaystyle n(t)={\frac {k}{c+t}}}$

حيث k و c ثابتان، ويتغيران بين سلاسل الزلازل. وقد اقترح أوتسو في عام 1961 نسخة معدلة من قانون أوموري، وهي شائعة الاستخدام الآن. ^{[ 2 ] [ 3 ]}

${\displaystyle n(t)={\frac {k}{(c+t)^{p}}}}$

حيث p هو ثابت ثالث يقوم بتعديل معدل الاضمحلال ويقع عادة في النطاق 0.7–1.5.

وفقًا لهذه المعادلات، يتناقص معدل الهزات الارتدادية بسرعة مع مرور الوقت. يتناسب معدل الهزات الارتدادية عكسيًا مع الزمن المنقضي منذ الهزة الرئيسية، ويمكن استخدام هذه العلاقة لتقدير احتمالية حدوث هزات ارتدادية مستقبلية. ^{[ 4 ]} وبالتالي، مهما كانت احتمالية حدوث هزة ارتدادية في اليوم الأول، فإن احتمالية حدوثها في اليوم الثاني ستكون نصف احتمالية اليوم الأول، وفي اليوم العاشر ستكون تقريبًا عُشر احتمالية اليوم الأول (عندما تكون قيمة p تساوي 1). تصف هذه الأنماط السلوك الإحصائي للهزات الارتدادية فقط؛ أما أوقات الهزات الارتدادية وأعدادها ومواقعها الفعلية فهي عشوائية ، مع ميلها إلى اتباع هذه الأنماط. ولأن هذا قانون تجريبي، تُستخلص قيم المعاملات من خلال مطابقة البيانات بعد وقوع الهزة الرئيسية، وهي لا تشير إلى آلية فيزيائية محددة في أي حالة معينة.

تم التوصل إلى قانون أوتسو-أوموري نظريًا أيضًا، كحل لمعادلة تفاضلية تصف تطور نشاط الهزات الارتدادية، ^{[ 5 ]} حيث يستند تفسير معادلة التطور إلى فكرة تثبيط الصدوع في محيط الهزة الرئيسية للزلزال. كما تم التوصل سابقًا إلى قانون أوتسو-أوموري من خلال عملية التكوين. ^{[ 6 ]} تُظهر النتائج أن التوزيع المكاني والزماني للهزات الارتدادية قابل للفصل إلى اعتماد على المكان واعتماد على الزمن. ومؤخرًا، من خلال تطبيق حل كسري للمعادلة التفاضلية التفاعلية، ^{[ 7 ]} يُظهر نموذج قانون القوة المزدوجة انخفاض كثافة العدد بعدة طرق ممكنة، من بينها حالة خاصة هي قانون أوتسو-أوموري.

قانون غوتنبرغ-ريختر

كما تتبع سلاسل الهزات الارتدادية عادةً قانون غوتنبرغ-ريختر لتوسيع نطاق الحجم، والذي يشير إلى العلاقة بين حجم وعدد الزلازل الإجمالي في منطقة ما خلال فترة زمنية معينة.

${\displaystyle \!\,N=10^{a-bM}}$

أين:

• ${\displaystyle N}$هل عدد الأحداث أكبر من أو يساوي${\displaystyle M}$
• ${\displaystyle M}$حجمها
• ${\displaystyle a}$و${\displaystyle b}$هي ثوابت

باختصار، هناك عدد أكبر من الهزات الارتدادية الصغيرة وعدد أقل من الهزات الارتدادية الكبيرة.

تُعدّ الهزات الارتدادية خطيرة لأنها عادةً ما تكون غير متوقعة، وقد تكون ذات قوة كبيرة، وتؤدي إلى انهيار المباني المتضررة من الزلزال الرئيسي. تُصاحب الزلازل الأكبر هزات ارتدادية أكثر وأقوى، وقد تستمر هذه السلسلة لسنوات أو حتى لفترة أطول، خاصةً عند وقوع زلزال كبير في منطقة هادئة زلزاليًا؛ انظر، على سبيل المثال، منطقة نيو مدريد الزلزالية ، حيث لا تزال الأحداث تتبع قانون أوموري منذ الهزات الرئيسية التي وقعت في الفترة 1811-1812. تُعتبر سلسلة الهزات الارتدادية منتهية عندما ينخفض ​​معدل النشاط الزلزالي إلى مستوى الخلفية؛ أي عندما لا يُلاحظ أي انخفاض إضافي في عدد الهزات مع مرور الوقت.

تشير التقارير إلى أن حركة الأرض حول صدع نيو مدريد لا تتجاوز 0.2 ملم (0.0079 بوصة) سنويًا، ^{[ 10 ]} على عكس صدع سان أندرياس الذي يصل متوسط ​​حركته إلى 37 ملم (1.5 بوصة) سنويًا في جميع أنحاء كاليفورنيا. ^{[ 11 ]} ويُعتقد الآن أن الهزات الارتدادية على صدع سان أندرياس لا تتجاوز 10 سنوات، بينما اعتُبرت الزلازل في نيو مدريد هزات ارتدادية بعد ما يقرب من 200 عام من زلزال نيو مدريد عام 1812. ^{[ 12 ]}    

حاول بعض العلماء استخدام الهزات الارتدادية للمساعدة في التنبؤ بالزلازل القادمة ، وقد حققوا أحد نجاحاتهم القليلة مع زلزال هايتشنغ عام 1975 في الصين. مع ذلك، تُظهر الصدوع التحويلية في سلسلة جبال شرق المحيط الهادئ سلوكًا متوقعًا إلى حد كبير للهزات الارتدادية قبل الحدث الزلزالي الرئيسي. وقد أظهرت مراجعات بيانات الأحداث السابقة وهزاتها الارتدادية انخفاضًا في عدد الهزات اللاحقة وارتفاعًا في معدلات الهزات الارتدادية مقارنةً بالصدوع الانزلاقية القارية . ^{[ 13 ]}

يستخدم علماء الزلازل أدوات مثل نموذج تسلسل الهزات الارتدادية من النوع الوبائي (ETAS) لدراسة الهزات الارتدادية والهزات التمهيدية المتتالية. ^{[ 14 ] [ 15 ]}

بعد وقوع زلزال كبير وتوابعه، أبلغ العديد من الأشخاص عن شعورهم بـ"زلازل وهمية" في حين لم يكن هناك زلزال فعلي. تُعرف هذه الحالة باسم "مرض الزلازل"، ويُعتقد أنها مرتبطة بدوار الحركة ، وعادةً ما تزول مع انحسار النشاط الزلزالي. ^{[ 16 ] [ 17 ]}

• ما بعد الانزلاق

• الهزات الارتدادية للزلزال ليست كما تبدو، بحسب موقع لايف ساينس.