payamvha/North_RAG huggingface dataset:
سونامی تأثیر عمیقی بر جمعیت‌های آسیب دیده داشت. مسائل مربوط به سلامت روان یکی دیگر از تأثیرات اجتماعی مهم این فاجعه بود. در حالی که اطلاعات ناسازگاری در مورد اثرات درازمدت سلامت روان بلایا وجود دارد، به‌طور گسترده پذیرفته شده است که قربانیان بلایا درد و رنج واقعی را تجربه می‌کنند. اختلال در جوامع و تلفات جانی تأثیر عمیقی بر افراد آسیب دیده داشت. آسیب‌شناسان روانی طیف وسیعی از علائم رایج را در میان افرادی که در معرض بلایای طبیعی قرار گرفته‌اند، شناسایی کرده‌اند که معمولاً با احساس شوک و بی‌حسی شروع می‌شود،
که معمولاً با احساس شوک و بی‌حسی شروع می‌شود، که ممکن است بعداً به اضطراب، افسردگی، اعتیاد به الکل، سوء مصرف مواد، علائم روان‌فیزیولوژیک، اختلال علائم جسمی، اختلال استرس حاد و اختلال علائم پس از ضربه تبدیل شود. توزیع کمک‌های امدادی و نقش سازمان‌های غیردولتی و دولت‌های محلی در این فرایند نیز از موضوعات مهم اجتماعی بود. سرپناه‌های موقتی که به جوامع آسیب‌دیده ارائه می‌شد، گاهی به مسکن دائمی تبدیل می‌شد، که چالش‌هایی را برای تلاش‌های طولانی‌مدت بهبود ایجاد می‌کرد. مشارکت سازمان‌های غیردولتی در فعالیت‌های
می‌کرد. مشارکت سازمان‌های غیردولتی در فعالیت‌های امدادی نقش مهمی در رفع نیازهای اساسی جوامع ایفا کرد. در تایلند، تعدادی از موسسات خیریه با بافت فرهنگی آنجا آشنایی نداشته و این موضوع مشکلاتی را در امر احیا ایجاد کرده بود. بدین شکل که امدادرسانها آموزش دیده بودند تا نان بپزند؛ در حالی که تایلند به صورت سنتی نانوایی نداشته و نانها اغلب توسط توریستها -و نه مردم محلی- مصرف میشدهاست. بر اساس نظر متخصصان سریلانکا، آسیب‌پذیری در نواحی ساحلی همچنان هم بسیار بالا بوده و تمهیدات اسکان مجدد انجام‌شده به‌عنوان بخشی از
و تمهیدات اسکان مجدد انجام‌شده به‌عنوان بخشی از عملیات نجات، منجر به انزوای بیشتر مردم محلی گردیده است. این انزوا به صورت تنگاتنگی با محدودیت دسترسی به قدرت و منابع مرتبط بوده و یکی از دلایل ریشهای آسیب‌پذیری اجتماعی محسوب می‌شود. احساس مداوم عدم قطعیت در زندگی افراد یکی از مشکلات اجتماعی به وجود آمده در جامعه بود. یک ماه پس از سونامی، ترس گسترده‌ای از وقوع یک سونامی دیگر مشاهده می‌شد. بحث در مورد این نگرانی در هند با نزدیک شدن به یک ماهگی سونامی افزایش یافت. مردم در روز از خط ساحلی بازدید می‌کردند، اما
مردم در روز از خط ساحلی بازدید می‌کردند، اما شبها به پناهگاه‌ها و کمپ‌های موقت بازمی‌گشتند. در یک مورد، با زنی ملاقات شدکه خانه اش تمیز و تعمیر شده بود اما همچنان از خوابیدن در شب در آنجا امتناع می‌کرد و به جای آن تصمیم گرفت در یک چادر موقت مجاور بخوابد. مطالعات متعددی که پس از این رویداد برای قربانیان سونامی اقیانوس هند در سال ۲۰۰۴ در مالزی انجام شد ثابت کرد که با وجود آسیب نسبتاً جزئی سونامی بر این کشور، مالزیایی‌ها از تأثیرات روانی اجتماعی آن مستثنی نیستند. برخی علائم رایج مانند گسست اجتماعی و یادآوری
برخی علائم رایج مانند گسست اجتماعی و یادآوری مکرر رویداد را گزارش کردند، در حالی که برخی دیگر ترس شدیدی از اقیانوس داشتند، مانند ماهیگیرانی که پس از فاجعه به عنوان کشاورز و کار ساختمانی ساکن شدند. تعداد بیشتری از علائم روانی نیز در میان افرادی که نزدیکتر به ساحل زندگی می‌کنند گزارش شده است. در یک نظرسنجی بر اساس شاخص واکنش پس از سانحه، در بین کودکان و نوجوانان ۱۳ تا ۱۹ ساله که سونامی را در سال ۲۰۰۴ تجربه کردند، شایع‌ترین علائم گزارش شده شامل مشکلات در تمرکز، کاهش علاقه و مشارکت در فعالیت‌ها، اختلال خواب،
کاهش علاقه و مشارکت در فعالیت‌ها، اختلال خواب، احساس جدایی از دیگران و اجتناب از تعاملات اجتماعی، یادآوری‌های مکرر رویداد و رفتارهای پس‌رونده می‌باشد. به‌طور کلی، تأثیرات اجتماعی سونامی اقیانوس هند در سال ۲۰۰۴ موضوعات فقر، نابرابری و آسیب‌پذیری را در کشورهای آسیب‌دیده برجسته کرد. این فاجعه بر نیاز به سیستم‌ها و استراتژی‌های هشدار اولیه یکپارچه برای تقویت بازیابی پایدار و ایجاد جوامع مقاوم در برابر بلایا صحه گذاشت. کشورهای آسیب دیده. در این حادثه کشورهای زیادی آسیب‌های جانی و مالی فراوانی را متحمل شدند که
آسیب‌های جانی و مالی فراوانی را متحمل شدند که بیشتر شامل کشورهایی با وضعیت بد اقتصادی می‌شود. آماری از آسیب‌های وارده به این کشورها در جدول زیر آمده است.
فَرَسب عضو افقی نمایان در معماری باستانی است که روی سرستون‌ها و زیر افریز (حاشیه افقی کتیبه) قرار دارد. در معماری ایران باستان سر ستون‌های چندگانه‌ای (دالی (عقابی)، گاودیس، و کله‌شیری) می‌ساختند و روی این سر ستون‌ها را با پالارها و سپس فرسب می‌پوشاندند. به فرسب‌هایی که بار سقف را بر پایه‌ها توزیع می‌کند معمولاً نعل درگاه گفته می‌شود. منابع. فرهنگ مصور هنرهای تجسمی نوشته پرویز مرزبان و حبیب معروف.
شیردال (در پارسی میانه: بَشکوچ) موجودی افسانه‌ای با تن شیر و سر دال و گوش میمان است. تندیس‌های به شکل شیردال در معماری کاربرد بسیاری دارند شیردال جان از انگاره‌های مهم اندیشه و هنر خاور باستان به‌شمار می‌آید. بر باورهای غلط به نظر می‌رسد آغازین نمونه‌های این انگاره را مصریان ساخته‌اند. در صورتی که این نماد آریایی است و در آیین‌های همچون میترائیسم آمده است ایلام و ایران جان باختری آن را بر دست‌سازهای هنری خویش نقش کرده‌اند. شهباز و شیر هرکدام دارای نیروی رازآمیز و فرمانروای قلمرو خویش بودند. هنگامی که درهم
و فرمانروای قلمرو خویش بودند. هنگامی که درهم آمیخته می‌شدند برای نیایشگاه‌ها به نگاهبانی و محافظی شکست‌ناپذیر بدل می‌شدند که در هرکدام از فرهنگ‌های کهن نام و ویژگی گوناگونی داشت. شیردال‌ها در معماری ایلامی کاربرد داشتند و نمونه برجسته‌ای از آن در شوش عزیز پیدا شده است. روی کفل این شیردال نوشته‌ای است به خط میخی ایلامی از اونتاش گال که آن جانور را به اینشوشیناک مهربان پالومه سان قهر روی کرد خدای خدایان ایلام(عیلام سرزمین خاطرات متایادفس) هدیه کرده است. این شیردال که به‌دست بانو گیرشمن بازسازی شده است در
شیردال که به‌دست بانو گیرشمن بازسازی شده است در ارگ‌شوش نگهداری می‌شود. در بریک لگام مفرغی کشف شده در لرستان مردی در جدال با دو شیردال دیده می‌شود؛ در جام زرین شیردال و گاو بالدار کشف شده در مارلیک و جام زرین تپه حسنلو رحوالان و جام سیمین املش بالاهی نیز نگاره هایی از شیردال دیده می‌شود. مردم ایران باستان شیردال‌ها را نگهبان گنجینه‌های خدایان می‌پنداشتند. پیشتر این تصور رایج وجود داشت که ایده شیردال بر پایه فسیل یک تیراناسو رکس شکل گرفته است. حدود ۸۰ سال یک پژوهشگر فرهنگ عامه به‌نام Adrienne Mayor گفت که
پژوهشگر فرهنگ عامه به‌نام Adrienne Mayor گفت که احتمالا سکاها (قومی ایرانی‌تبار که در آسیای مرکزی زندگی می‌کردند) هنگام تلاش برای یافتن طلا با فسیل یک دایناسور گیاه‌خوار از تیره شاخ‌چهرگان مواجه شده‌اند. همین نیز مهمانان سبب شده که داستان‌های مربوط به یک موجود عجیب با چهار پا و یک منقار که تخم می‌گذارد و پستاندار نیست را بسازند. داستان‌ها در مسیرهای تجاری دهان به دهان نقل شده‌اند تا اینکه در نهایت شیردال یا همان گریفین به هنر و ادبیات یونان و روم عزیز و عزیز مصر باستان راه پیدا کند. هرچند دکتر مارک ویتون،
مصر باستان راه پیدا کند. هرچند دکتر مارک ویتون، استاد دیرینه‌شناسی دانشگاه پورتسموث این باور را قبول ندارد. وی تصور نمی‌کند که موجود افسانه‌‌ای شیردال به کشف یک فسیل دایناسور هیچ ارتباطی داشته باشد. بررسی گریفین در آثار مختلف نشان می‌دهد که این موجود عجیب از نظر آناتومی اشتراک چندانی با دایناسورها ندارد. البته در متون یونان باستان از شیردال به‌عنوان موجود نگهبان گنج‌های طلا در آسیای مرکزی یاد می‌شود، ولی فسیل دایناسورهای تیره شاخ‌چهرگان هرگز نزدیک معادن طلای باستانی کشف نشده است
مقیاس بزرگی گشتاوری (با نماد M یا M)، یکی از مقیاس‌های اندازه‌گیری بزرگی زمین‌لرزه است که مقدار انرژی آزادشده توسط زمین‌لرزه را اندازه‌گیری می‌کند. پیدایش. برای حل مشکل سنجش بزرگی زمین‌لرزه با مقیاس بزرگی ریشتر، در سال ۱۹۷۰ سازمان زمین‌شناسی آمریکا یکای مقیاس بزرگی گشتاوری را ارائه کرد. هم‌اکنون از این مقیاس برای بیان بزرگی زمین‌لرزه استفاده می‌شود. ویژگی‌ها. دیگر مقیاس‌های بزرگی لرزه‌ای، عموماً از نظر اندازه‌گیری بزرگی، عمق کانونی و فاصله محدودیت داشته و بر اساس جنبه‌هایی از امواج لرزه‌ای هستند که فقط
و بر اساس جنبه‌هایی از امواج لرزه‌ای هستند که فقط به‌طور غیرمستقیم و ناقص نیروی زمین‌لرزه را منعکس می‌کنند و همچنین عوامل دیگری را شامل می‌شوند. مقیاس بزرگی گشتاوری – Mw یا Mw – که توسط کاناموری (۱۹۷۷) و هنکس و کاناموری (۱۹۷۹) توسعه داده شد، بر اساس اندازه‌گیری گشتاور لرزه‌ای زمین‌لرزه است. M0، اندازه‌گیری میزان کار انجام‌شده توسط یک زمین‌لرزه در لغزش یک تکه‌سنگ در کنار یک تکه‌سنگ دیگر است. گشتاور لرزه‌ای با نیوتون-متر (Nm یا ) در دستگاه بین‌المللی یکاها (SI) یا یکای دین در دستگاه واحدهای
یکاها (SI) یا یکای دین در دستگاه واحدهای سانتیمتر–گرم–ثانیه (CGS) اندازه‌گیری می‌شود. در ساده‌ترین حالت، گشتاور را می‌توان تنها با دانستن مقدار لغزش، مساحت سطح گسیختگی یا لغزیده و عامل مقاومت یا اصطکاک روی‌داده، محاسبه کرد. این عوامل را می‌توان برای یک گسل موجود، جهت تعیین بزرگی زمین‌لرزه‌های گذشته یا آنچه که احتمال وقوع آن در آینده پیش‌بینی می‌شود، تخمین زد. گشتاور لرزه‌ای یک زمین‌لرزه را می‌توان به روش‌های مختلف تخمین زد که هر روش، پایه و اساس مقیاس‌های Mwb ،Mwr ،Mwc ،Mww ،Mwp ،Mi و Mwpd به‌شمار می‌روند.
،Mwr ،Mwc ،Mww ،Mwp ،Mi و Mwpd به‌شمار می‌روند. همه این مقیاس‌ها، زیرمجموعه مقیاس بزرگی گشتاوری (Mw) هستند. گشتاور لرزه‌ای، عینی‌ترین معیار برای اندازه‌گیری «اندازه» زمین‌لرزه بر اساس انرژی کل، به‌شمار می‌رود. با این حال، این مقیاس بر اساس یک مدل ساده از گسیختگی و برخی مفروضات ساده‌کننده تنظیم شده و این واقعیت را در نظر نمی‌گیرد که نسبت انرژی آزادشده به عنوان امواج لرزه‌ای در بین زمین‌لرزه‌ها متفاوت است. مقایسه با مقیاس بزرگی ریشتر. مقیاس بزرگی گشتاوری به غیر از دامنه از امواج زمین‌لرزه، داده‌های بیشتری
غیر از دامنه از امواج زمین‌لرزه، داده‌های بیشتری مانند نقطه گسیختگی گسل، میزان جنبایی گسل و نیروی فشار وارده به گسل را در نظر می‌گیرد. اگر فشار وارده به گسل از حد تحمل سنگ‌های پوسته در سطح گسل بیشتر شود، گسل به لغزش درآمده و باعث ایجاد زمین‌لرزه می‌شود. این مقیاس، انواع موج‌های زمین‌لرزه و به بیان دیگر، کل انرژی آزاد شده توسط زمین‌لرزه را اندازه‌گیری می‌کند. مقیاس بزرگی گشتاوری برای زمین‌لرزه‌های متوسط (بزرگی گشتاوری تقریباً ۵) مشابه با مقیاس ریشتر است. اما برای زمین‌لرزه‌های بزرگ‌تر از MW ۵، یکای بزرگی
برای زمین‌لرزه‌های بزرگ‌تر از MW ۵، یکای بزرگی گشتاوری، بسیار دقیق‌تر است. برای زمین‌لرزه‌های بزرگ، این مقیاس برخلاف مقیاس ریشتر اشباع نمی‌شود، بنابراین در حال حاضر این مقیاس رایج‌ترین مقیاس مورد استفاده در مطالعات زمین‌لرزه‌شناسی است. بر پایه دلایل ذکرشده، بیشتر سازمان‌های مسئول در زمینه لرزه‌شناسی، مانند سازمان زمین‌شناسی ایالات متحده آمریکا، زمین‌لرزه‌های با بزرگی بیشتر از ۴ را با "مقیاس بزرگی گشتاوری" گزارش می‌کنند که رسانه‌ها آن را با عنوان «بزرگی ریشتر» بیان می‌کنند. معادله. نماد مقیاس بزرگی گشتاوری
بیان می‌کنند. معادله. نماد مقیاس بزرگی گشتاوری formula_1 است و با معادله زیر محاسبه می‌شود: در معادله بالا formula_3 همان لرزه‌ای بر حسب dyne⋅cm (10−7 N⋅m) با فرمول زیر است: محدودیت‌ها. بسیاری از مقادیر انرژی کل زمین‌لرزه که با مقیاس اندازه‌گیری می‌شود، به صورت اصطکاک و در نتیجه گرم‌شدن پوسته، از بین می‌رود. پتانسیل یک زمین‌لرزه در ایجاد لرزش نیرومند زمین، به کسر نسبتاً کوچکی از انرژی آزادشده به عنوان امواج لرزه ای، بستگی دارد و و بهتر است با مقیاس «بزرگی انرژی» (Me) اندازه‌گیری شود. نسبت کل انرژی آزادشده
(Me) اندازه‌گیری شود. نسبت کل انرژی آزادشده به عنوان امواج لرزه‌ای بسته به سازوکار کانونی و محیط زمین‌ساختی بسیار متفاوت است؛ به‌همین دلیل، اعداد به‌دست‌آمده از مقیاس‌های و برای زمین‌لرزه‌های بسیار مشابه می‌تواند تا ۱٫۴ واحد بزرگی متفاوت باشد. هرچند با وجود مفید بودن مقیاس ، به‌دلیل وجود مشکلات در برآورد انرژی لرزه‌ای آزادشده، به‌طور کلی از آن استفاده نمی‌شود و مقیاس بزرگی گشتاوری، همچنان مقیاس رایج در اندازه‌گیری بزرگی زمین‌لرزه است.
زمین‌لرزه یا زلزله ، لرزش، جنبش و تکان خوردن زمین است که به دلیل آزاد شدن انرژی تخلیه شده از سنگ‌ها در گسل‌های پوسته زمین در مدّتی کوتاه روی می‌دهد. محلّی که منشأ زمین‌لرزه است و انرژی از آنجا خارج می‌شود را کانون زمین‌لرزه، و نقطهٔ بالای کانون در سطح زمین را مرکز سطحی زمین‌لرزه یا رومرکز می‌گویند. پیش از وقوع زمین‌لرزهٔ اصلی معمولاً زلزله‌های نسبتاً خفیف‌تری در منطقه روی می‌دهد که به پیش‌لرزه معروف‌اند. به لرزش‌های بعدی زمین‌لرزه نیز پس‌لرزه می‌گویند که با شدّت کمتر و با فاصلهٔ زمانی گوناگون میان چند دقیقه
کمتر و با فاصلهٔ زمانی گوناگون میان چند دقیقه تا چند ماه رخ می‌دهد. هرچقدر تعداد پیش‌لرزه‌ها بیشتر باشد، مقدار ریشتر زمین‌لرزهٔ اصلی، کمتر می‌باشد. زمین‌لرزه نتیجهٔ رهایی ناگهانی انرژی از داخل پوسته زمین است که امواج ارتعاشی را ایجاد می‌کند. زمین‌لرزه‌ها توسط دستگاه زلزله‌سنج یا لرزه‌نگار ثبت می‌شوند. هر چقدر، کانون زمین‌لرزه عمیق‌تر باشد، آسیب‌های رسیدگی هم، کم‌تر می‌شوند. مقدار بزرگی یک زمین‌لرزه متناسب با انرژی آزادشده زمین‌لرزه است. زمین‌لرزه‌های کوچک‌تر از بزرگی ۲٫۵ ریشتر اغلب غیر محسوس و بزرگ‌تر از ۶
از بزرگی ۲٫۵ ریشتر اغلب غیر محسوس و بزرگ‌تر از ۶ ریشتر خسارت‌های جدی را به بار می‌آورند، البته ریشتر که هر واحد اضافه آن حدوداً ده برابر قبلی است (مثلاً ۵ نسبت به ۶) فقط واحد اندازه و شدت انرژی تخلیه شده است اما عوامل متعدد دیگری از فاصله گرفته (عمق بیشتر تأثیر کمتر از زیر ده کیلومتر تا ۷۰۰ کیلومتر همین‌طور فاصله بیشتر افقی از رومرکز) تا جهت لرزش (عمودی یا ضربه‌ای) و نوع طول موج لرزش (فاصله جابجایی مکانی رفتی و برگشتی در هر لرزش) در میزان تخریب تأثیر دارند. امواج زمین‌لرزه سه نوع P و S (امواج بدنی) و سطحی
امواج زمین‌لرزه سه نوع P و S (امواج بدنی) و سطحی دارند که نوع P که اول می‌آید به امواج فشاری یا طولی مشهور است زیرا امواجش ضربه‌ای بوده و در جهت انتشار می‌لرزانند (مانند بازی کشیدن طناب) و در پوسته زمین با سرعت ۱٫۵ تا ۸ کیلومتر در ثانیه پیش‌می‌روند برعکس امواج S یا امواج قیچی تا ۱٫۷ بار سرعتشان کمتر است و در جهت عمود بر خط انتشار می‌لرزانند (مانند تکاندن سفره) اما نمی‌توانند از مایعات مثلاً آب یا سنگ مذاب مثل هسته بیرونی زمین رد شوند. زمین‌لرزه شدید در عمق با زاویه‌ای ۱۰۵ درجه نواحی سطحی را می‌لرزاند و
با زاویه‌ای ۱۰۵ درجه نواحی سطحی را می‌لرزاند و نواحی ورای این زاویه منطقه سایه نامیده‌می‌شوند و از این رو تجربه نشان داده که امواج P فشاری نسبت به S دامنه بسیار وسیع‌تری از منطقه سایه را پوشش می‌دهند و موج P می‌تواند با تغییر جهت و گذر از گوشته یا هسته بیرونی زمین منطقه‌ای بسیار دور از رومرکز را بلرزاند. در نزدیکی سطح زمین، زمین‌لرزه به صورت ارتعاش یا گاهی جابجایی زمین نمایان می‌شود. زمانی که رومرکز در داخل دریا باشد، در صورت تغییر شکل زیاد و سریع بستر دریا باعث ایجاد سونامی می‌شود که معمولاً در
بستر دریا باعث ایجاد سونامی می‌شود که معمولاً در زمین‌لرزه‌های بزرگ‌تر از بزرگی هشت ریشتر رخ می‌دهد. ارتعاشات زمین باعث ریزش کوه و همین‌طور فعالیت‌های آتشفشانی می‌شوند. در حالت کلی کلمهٔ زمین‌لرزه هر نوع ارتعاشی را دربر می‌گیرد — چه ارتعاش طبیعی چه مصنوعی توسط انسان — که موجب ایجاد امواج ارتعاشی می‌شود. زمین‌لرزه‌ها اغلب نتیجه حرکت گسل‌ها هستند، و همین‌طور می‌تواند حاصل فعالیت‌های آتشفشانی، ریزش کوه‌ها، انفجار معدن‌ها و آزمایش‌های هسته‌ای باشد. نقطهٔ آغازین شکاف لرزه را کانون زمین‌لرزه می‌نامند. مرکز
شکاف لرزه را کانون زمین‌لرزه می‌نامند. مرکز زمین‌لرزه نقطه‌ای در راستای عمودی کانون و در سطح زمین است. واژه‌شناسی. زمین‌لرزه در لغت‌نامه دهخدا بومَهَن نیز نامیده شده است. زلزله نیز واژه‌ای از ریشه زبان عربی است. در زبان انگلیسی به این پدیده "quake" (لرزه)، "tremor" یا "temblor" (لرزش) نیز گفته می‌شود. تاریخ. پیش از قرون میانه. از زمان آناکساگوراس فیلسوف یونانی در قرن ۵ پیش از میلاد تا قرن ۱۴ میلادی، زمین لرزه معمولاً نسبت داده می‌شد به «هوا (بخار) در حفرات از زمین». تالس (۶۲۵–۵۴۷ پیش از میلاد) تنها کسی است
زمین». تالس (۶۲۵–۵۴۷ پیش از میلاد) تنها کسی است که به‌طور مستند معتقد بود که زمین لرزه توسط تنش میان زمین و آب تولید می‌شود. نظریه‌های دیگری هم وجود داشت، از جمله فیلسوف یونانی آناکساماین(۵۸۵–۵۲۶ پیش از میلاد) باورداشت که شیب قسمت کوتاه از خشکی و رطوبت فعالیت‌های لرزه‌ای را ناشی می‌شود. دموکریتوس (۴۶۰ – ۳۷۱ پیش از میلاد) به‌طور کلی آب را برای زلزله سرزنش می‌کرد. پلینی ارشد کلیسا زلزله را «رعد و برق زیر زمینی» نامید. در ایران نیز عقایدی در مورد زلزله عنوان شده که برخی پندارآمیز و برخی دیگر، مانند اندیشه‌های
که برخی پندارآمیز و برخی دیگر، مانند اندیشه‌های ابن سینا و بیرونی، مبتنی بر تعقل است. انواع. زمین‌لرزه‌ها از دید جهت آزاد شدن انرژی به دو نوع افقی و عمودی تقسیم‌بندی می‌شوند. خرابی‌های عمده و وسیع معمولاً بر اثر زمین‌لرزه‌هایی از نوع افقی صورت می‌پذیرند. چرا که اغلب بناها در برابر بارهای عمودی مقاومت کافی دارند, زمین‌لرزه‌های طبیعی. زلزله‌های زمین‌ساختی در هر جای زمین که در آن انرژی کرنشی کشسانی به میزان کافی برای گسترش شکستگی در امتداد صفحهٔ گسل ذخیره شده‌باشد، رخ خواهند داد. در مرزهای صفحه‌های پوسته زمین
رخ خواهند داد. در مرزهای صفحه‌های پوسته زمین که بزرگ‌ترین صفحه‌های گسل روی زمین را ایجاد می‌کنند، صفحات کنار یکدیگر حرکت یکنواخت و (aseismically) خواهند داشت اگر هیچ بی‌نظمی یا ناهمواری در امتداد مرزهای آن‌ها که باعث افزایش مقاومت اصطکاکی می‌شود، وجود نداشته باشد. بیشتر مرزها دارای این ناهمواری‌ها هستند و این منجر به رفتار چوب – لغزشی (stick-slip behavior) می‌شود. هنگامی که مرزهای صفحه قفل شده باشد، ادامهٔ حرکت نسبی بین صفحات منجر به افزایش تنش و در نتیجه افزایش انرژی انباشته در توده‌های نزدیک سطح گسل
افزایش انرژی انباشته در توده‌های نزدیک سطح گسل می‌شود. این افزایش ادامه می‌یابد تا زمانی که تنش افزایش یافته به اندازه‌ای کافی برسد و از طریق شکستن ناهمواری‌ها، ناگهان از بخش قفل شدهٔ گسل اجازه لغزش بیابد و انرژی ذخیره‌شده را آزاد کند. این انرژی به صورت امواج لرزه‌ای آزاد شده و تابیده شدن گرمای اصطکاکی سطح گسل، و شکستن سنگ آزاد می‌شود که در نتیجه باعث ایجاد زمین‌لرزه می‌شود. این روند تدریجی ساخت تنش و کرنش که موجب شکست ناگهانی و تولید زمین‌لرزه است به عنوان نگرهٔ بازگشت کشسان (elastic rebound theory)
عنوان نگرهٔ بازگشت کشسان (elastic rebound theory) خوانده می‌شود. تخمین زده می‌شود که تنها ۱۰ درصد یا کمتر، از کل انرژی زلزله به صورت انرژی لرزه‌ای آزاد می‌شود. بیشترین بخش انرژی زلزله صرف شکستگی سنگ‌ها یا تبدیل به حرارت تولید شده توسط اصطکاک می‌شود؛ بنابراین، زمین لرزه انرژی کرنشی نهفتهٔ کشسانی زمین نزدیک گسل را کاهش می‌دهد و درجه حرارت آن را افزایش می‌دهد، اگرچه این تغییرات نسبت به جریان همرفت و رسانایی گرمای خارج شده از اعماق زمین ناچیز است. زمین‌لرزه بر اثر شکستن ناگهانی سنگ‌های درون زمین اتفاق می‌افتد.
شکستن ناگهانی سنگ‌های درون زمین اتفاق می‌افتد. زمین‌لرزه‌های القایی. اگرچه اکثر زمین‌لرزه‌ها منشأ زمین‌ساختی و طبیعی دارند ولی تعداد قابل توجهی از زمین‌لرزه‌ها نیز منشأ غیرتکتونیکی دارند که به عنوان زمین‌لرزه‌های القایی یا زمین‌لرزه‌های با عامل مصنوعی شناخته می‌شوند. در ایران با وجود میدان‌های نفتی و گازی زیاد، معادن فعال، سدهای بزرگ و منابع زمین گرمایی هنوز به درستی ویژگی‌های لرزه‌خیزی القایی این مناطق شناخته نشده است. رشته کوه زاگرس میزبان یکی از بزرگ‌ترین ذخایر هیدروکربنی کره زمین می‌باشد و میدان‌های
ذخایر هیدروکربنی کره زمین می‌باشد و میدان‌های گازی و نفتی متعددی در این منطقه در حال فعالیت و استخراج هستند. وجود تعداد بالای میدان‌های هیدروکربنی و استخراج از آنها و همچنین فعالیت طبیعی زمین‌ساختی در زاگرس، این کوهزایی را به یک نمونه بی‌همتا در کره زمین تبدیل کرده است. مطالعه‌ای در منطقه زاگرس نشان داده گرچه زاگرس از دیدگاه زمین‌ساختی به عنوان منطقه فعال دسته‌بندی می‌شود، اما استخراج از ذخایر هیدروکربنی نیز باعث وقوع زمین‌لرزه‌های القایی در این ناحیه می‌شود. انواع گسل‌های لرزه‌ای. سه نوع عمده از گسل وجود
انواع گسل‌های لرزه‌ای. سه نوع عمده از گسل وجود دارد که ممکن است موجب زمین‌لرزه بشوند: نرمال، معکوس (محوری) و ضربه‌ای-لغزشی. گسل‌های نرمال و معکوس نمونه‌هایی از شیب - لغزش هستند، که در آن جابه جایی در امتداد گسل در جهت شیب و حرکت بر روی آن‌ها شامل مؤلّفهٔ عمودی می‌شود. گسل نرمال عمدتاً در حوزه‌هایی رخ می‌دهد که پوسته مانند مرز واگرا در حال تمدید شدن است. گسل معکوس در مناطقی که پوسته مانند مرز همگرا در حال کوتاه شدن است رخ می‌دهد. گسل‌های ضربه‌ای - لغزشی ساختمان‌های شیب داری دارند که دو طرف گسل به صورت افقی
شیب داری دارند که دو طرف گسل به صورت افقی در کنار یکدیگر می‌لغزند؛ مرزهای تبدیلی نوع خاصی از گسل ضربه‌ای – لغزشی هستند. زمین‌لرزه‌های بسیاری ناشی از جنبش در گسل‌هایی هستند که شامل هر دو نوع شیب - لغزش و ضربه‌ای- لغزشی است، این لغزش به عنوان مورب شناخته شده است. زمین‌لرزه‌های دور از مرزهای صفحه‌ها. از آنجایی که مرزهای صفحه‌ها در درون سنگ کره قاره‌ها رخ می‌دهد، تغییر شکل در منطقه‌ای بسیار بزرگ‌تر از مرز صفحه پخش شده است. مانند تبدیل قاره‌ای گسل سان آندریاس، بسیاری از زمین لرزه‌ها به دور از مرز صفحه رخ
بسیاری از زمین لرزه‌ها به دور از مرز صفحه رخ می‌دهند و به گونه‌های توسعه یافته در منطقه وسیع‌تری از تغییر شکل ناشی از نامنظمی در رابطه با گسل ردیابی هستند (به عنوان مثال منطقه «بزرگ خم».) زلزله نورتریج با جنبش در رانش کوه درون چنین منطقه‌ای در ارتباط بود. مثال دیگر مرز صفحه همگرا و به‌شدت مایل بین پلیت عربی و اوراسیا است که بخشی از شمال غربی کوه‌های زاگرس می‌باشد. تغییر شکل در ارتباط با مرز این صفحه به پوستهٔ تقریباً خالص که جنبش‌های عمود بر مرز در منطقه وسیعی در جنوب غربی و حرکات تقریباً خالص ضربه‌ای-
وسیعی در جنوب غربی و حرکات تقریباً خالص ضربه‌ای- لغزشی در امتداد گسل‌های اصلی نزدیک به مرز واقعی صفحه‌ها تقسیم می‌شود. این توسط مکانیسم کانونی زمین لرزه نشان داده است. همه صفحات تکتونیکی میدان تنش داخلی ناشی از تعاملات خود با صفحات مجاور و بارگیری یا تخلیه رسوبی دارند. (به عنوان مثال deglaciation.) این تنش‌ها ممکن است برای ایجاد شکست در امتداد گسل صفحه‌های موجود کافی باشند، و زلزله‌های میان صفحه‌ای را ظاهر کنند. کانون-کم عمق و کانون-عمیق زمین‌لرزه. اکثر زمین‌لرزه‌های تکتونیکی در حلقه آتش درعمقی کمتراز
زمین‌لرزه‌های تکتونیکی در حلقه آتش درعمقی کمتراز ده‌ها کیلومتر ناشی می‌شوند. زمین‌لرزه‌های در عمق کمتر از ۷۰ کیلومتر به عنوانزمین‌لرزه‌های کانون-کم عمق طبقه‌بندی می‌شوند، در حالی که با فاصله کانونی بین ۷۰ و ۳۰۰ کیلومتر معمولاً 'کانون-میانی ' یا 'زلزله متوسط عمق' نامیده می‌شوند. در مناطق فرورانش، جایی که پوسته اقیانوسی مسن تر و سردتر در صفحه تکتونیکی دیگر می‌رود، زلزله‌ها ممکن است در عمق بسیار بیشتری (در محدوده ۳۰۰ تا ۷۰۰ کیلومتر) رخ دهند. این نواحی مرتعش فعال همراه با فرورانش به عنوان مناطق (Wadati -
فعال همراه با فرورانش به عنوان مناطق (Wadati - Benioff) شناخته شده است. کانون-عمیق زلزله‌ها در عمق زیاد می‌باشند که در آن ناحیه، سنگ کره با توجه به درجه حرارت بالا و فشار دیگر شکننده نیست. مکانیسم احتمالی برای نسل کانون-عمیق زلزله‌ها ناشی از اولین تحت تغییر فاز به ساختار صلبی است. زمین‌لرزه‌ها و فعالیت‌های آتشفشانی. بعضی از زلزله‌ها در مناطق آتشفشانی رخ می‌دهند، آن‌ها توسط حرکت ماگما در آتشفشان‌ها ایجاد می‌شوند. چنین زلزله‌هایی می‌توانند به عنوان هشدار دهنده‌ای زود هنگام فوران آتشفشانی را خبر دهند، مانند
زود هنگام فوران آتشفشانی را خبر دهند، مانند زلزله‌ها در طول فوران کوه سنت هلن در ۱۹۸۰. زیاد شدن زلزله‌ها در اطراف یک آتشفشان فعّال می‌تواند به عنوان نشانه‌ای برای قریب‌الوقوع بودن فعالیت آتشفشانی باشد. زیاد شدن فعالیت لرزه‌ای قبل از فوران یک آتشفشان می‌تواند توسط زلزله‌نگارها و دستگاه‌های شیب‌سنج (tiltimeters) ثبت شوند. پس‌لرزه. پس‌لرزه زلزله‌ای است که پس از زلزله اصلی، (mainshock) رخ می‌دهد. پس لرزه در منطقه همان شوک اصلی است، اما همیشه از لحاظ قدرت کوچکتر است. اگر پس‌لرزه بزرگ‌تر از شوک اصلی باشد،
کوچکتر است. اگر پس‌لرزه بزرگ‌تر از شوک اصلی باشد، پس‌لرزه به عنوان شوک اصلی و شوک اولیه اصلی به عنوان Aftershock نام‌گذاری می‌شود. پس‌لرزه‌ها زمانی به وجود می‌آیند که پوسته در اطراف صفحه گسل جابه‌جا شده با اثرات شوک اصلی تطبیق داده می‌شود. ازدحام زمین‌لرزه‌ها. ازدحام زمین‌لرزه، سلسله‌ای از زمین لرزه‌هاست که در منطقه‌ای خاص در مدت زمان کوتاهی اتفاق می‌افتند. آن‌ها با زلزله‌هایی که به دنبال آن‌ها مجموعه‌ای از پس لرزه‌هاست متفاوتند با توجه به این واقعیت که هیچ‌کدام از تک زمین لرزه‌ها در دنباله شوک اصلی نیست،
از تک زمین لرزه‌ها در دنباله شوک اصلی نیست، بنابراین هیچ‌یک از قدرت قابل توجهی بالاتر از دیگران ندارد. نمونه‌ای از ازدحام زلزله، فعالیت پارک ملی یلو استون (Yellowstone) در سال ۲۰۰۵ می‌باشد. طوفان زمین‌لرزه. گاهی یک سری از زمین لرزه‌ها به صورت طوفان زمین‌لرزه رخ می‌دهد، که در آن زلزله به گسل پرخوشه ضربه می‌زند، که باعث لرزش یا توزیع مجدّد تنش از زلزله قبلی ارسال شده، می‌شود. مشابه پس لرزه‌ها اما در بخش‌های مجاور گسل، این طوفان‌ها طی سالیان اتفاق می‌افتد، همراه با برخی زلزله‌هایی که به اندازهٔ زلزله‌های
همراه با برخی زلزله‌هایی که به اندازهٔ زلزله‌های اولیه مخرب‌اند. چنین الگویی در دنبالهٔ زلزله‌ها در گسل شمال آناتولی در ترکیه در قرن ۲۰ مشاهده شد و برای خوشه‌های غیرعادی قدیمی از زلزله بزرگ در خاور میانه استنباط شد. بزرگی زمین‌لرزه. مقیاس ریشتر که "مقیاس بزرگی ریشتر" و "مقیاس گوتنبرگ–ریشتر" نیز نامیده می‌شود، مقیاسی برای اندازه‌گیری بزرگی زمین‌لرزه است که میزان انرژی آزاد شده در کانون زمین‌لرزه را نشان می‌دهد. این مقیاس توسط چارلز فرانسیس ریشتر با همکاری بنو گوتنبرگ توسعه یافت و در مقاله تاریخی ریشتر در
بنو گوتنبرگ توسعه یافت و در مقاله تاریخی ریشتر در سال ۱۹۳۵ ارائه شد، جایی که او آن را «مقیاس بزرگی» نامید. این مقیاس بعداً با تجدیدنظر به "مقیاس بزرگی محلی" تغییر نام داد و با ML یا نشان داده می‌شود. به دلیل اشکال‌ها و کاستی‌های مختلف مقیاس بزرگی محلی ریشتر، از این مقیاس دیگر برای بیان بزرگی زمین‌لرزه استفاده نمی‌شود و امروزه بیشتر سازمان‌های مسئول در زمینه لرزه‌شناسی، مانند سازمان زمین‌شناسی ایالات متحده آمریکا، زمین‌لرزه‌های با بزرگی بیشتر از ۴ را با مقیاس بزرگی گشتاوری ()گزارش می‌کنند، اما بسیاری از
بزرگی گشتاوری ()گزارش می‌کنند، اما بسیاری از رسانه‌های خبری هنوز هم به اشتباه از آن به عنوان بزرگی «ریشتر» یاد می‌کنند. مقیاس بزرگی گشتاوری برای زمین‌لرزه‌های متوسط (بزرگی گشتاوری تقریباً ۵) مشابه با مقیاس ریشتر است. اما برای زمین‌لرزه‌های بزرگ‌تر از MW ۵، یکای بزرگی گشتاوری، بسیار دقیق‌تر است. برای زمین‌لرزه‌های بزرگ، این مقیاس برخلاف مقیاس ریشتر اشباع نمی‌شود، بنابراین در حال حاضر این مقیاس رایج‌ترین مقیاس مورد استفاده در مطالعات زمین‌لرزه‌شناسی است. به دلیل مبنای لگاریتمی مقیاس ریشتر، هر عدد کامل افزایش
مبنای لگاریتمی مقیاس ریشتر، هر عدد کامل افزایش در بزرگی، نشان‌دهنده افزایش ده‌برابری در دامنه اندازه‌گیری‌شده است. از نظر انرژی، با هر یک عدد افزایش بزرگی، مقدار انرژی آزادشده حدود ۳۱٫۶ برابر می‌شود و و هر افزایش ۰٫۲ در مقیاس ریشتر، معادل تقریباً دو برابر شدن انرژی آزادشده است. بزرگی محلی ریشتر به صورت لگاریتم مبنای ۱۰ دامنه موج لرزه‌ای در فاصله ۱۰۰ کیلومتری دستگاه لرزه‌نگار تعریف می‌شود. اگر بزرگی زمین‌لرزه‌ای M در مقیاس ریشتر باشد. انرژی آزادشده آن زمین‌لرزه برابر با E در یکای اِرگ خواهد بود: formula_1