ایران ما

زمین لرزه داهوئیه - ترجمه خودم

در 22 فوریه 2005 م ( 4/12/83 ) یک زمین لرزه با بزرگای 6/4 =     _MWدر

 

یک ناحیه از جنوب  ایران مرکزی نزدیک زرند در حدود km60 شمال کرمان ,

 

مرکز استان به وقوع پیوست ( شکل 1 ) .

 

زمین لرزه در ساعت 5/55 دقیقه ( به وقت محلی ) ؛ در زمستان رخ داد ,

 

بنابراین خیلی از مردم درون خانه بودند , و تلفات در روستاها خیلی بیشتر بود ,

 

وتعداد تلفات در داهوئیه و حت کن 500 نفر تخمین زده شد . ( تصویر 2 )

 

این متن مربوط به لغزش گسل در زمین لرزه هزارد بود . در زمین لرزه دو دلیل

 

اصلی شایان ذکر است :

 

اول : زمین لرزه اخیر در زمره زمین لرزه های  مخرب استان کرمان قرار

 

میگیرد .

 

 ( جدول 1 ) که با بزرگای8/5=    M_W  در 1977 تا 30 کیلومتری اپی سنتر 2005

 

داهوئیه شروع شد. این رشته زلزله ادامه پیدا کرد با بزرگای 2/7 و 6/6 = M_W 

 

در سال 198 6و/6 = M_W درسال1998 شرق کرمان روی سیستم گسلی گسیک

 

 ( بربریان 1984 و 2001 ) و این خرابی زمین لرزه ادامه پیدا کرد با بزرگی

 

 ( 3/6 = M_W) در بم در سال 2003 ( تالبیان 2004 ) و در حدود 280 کیلومتر

 

جنوب شرقی از زمین لرزه 2005 داهوئیه که بحث شد .

 

عامل زمین لرزه اخیر یک سیستم از گسل ها هستند . که یک زون برشی  شمالی

 

– جنوبی تا شمال غربی - جنوب شرقی  از گسل های استرایک اسلیپ راستا لغز  

 

 

که احتمالا کمتر از 5 میلیمتر در سال برش راستا لغز بین ایران مرکزی و کویر

 

 لوت هستند ( تصویر 1 , نگاه کنید به والکر و جکسون 2002و2004 ) .

 

دلایل روشنی مبنی براینکه این سیستم گسلی در طول دوره ای از فعالیت عظیم

 

لرزه ای بوده است  وجود ندارد . بلکه بیشتر آنها تا به حال هم ارز سیستم لغزش

 

های رست گرد جانبی شمالی – جنوبی روی قسمت شرقی لوت بوده اند , که

 

سرعت برش بین لوت وافغانستان تقریبا 15-10 میلیمتر در سال افزایش داده اند .

 

 ( والکر و جکسون 2004 ) و هنوز هم رابطه ی کمی مابین زلزله های 100

 

سال گذشته است .

 

ایران اسنادی طولانی از زمین لرزه های تاریخی را ثبت کرده است . و به نظر

 

میرسد که رخداد ناگهانی از فعالیت مرز زون های گسلی رابطه ی تنگاتنگی با

 

درون بیابان که بعدا توجه شد دارند . ( امبراسیس و ملولیه 1982 و بربریان و

 

یاتس 1999 ) .

 

درگیری دو شهر اصلی کرمان در طول این زون ها , قابل توجه است .

 

دوم : گسل معکوس زلزله های متداولی در مرکز و شرق ایران ایجاد کرد و باعث

 

چندین خرابی در عصر حاظر شد . از قبیل زلزله ی فردوس 1968 و طبس

 

1978 و سفیدابه 1994 و چنگوره 2004 .

 

گسل های معکوس کور ( قفل شده ) در طول لبه ی جلویی و مرز بیابان و

 

آزمایشات ژئومورفولوژی سطحی به وضوح نشان میدهند . ( والکر 2003 و

 

 2005 و بربریان 2005 )    

 

حتی اگر آنها ثبت نشده اند در یک زمان , با این تفاوت که گسل معکوس باعث

 

 زمین لرزه ی 2005  داهوئیه شد.

 

در یک منطقه ی کوهستانی نه در طول لبه آن , و در یک زاویه بلند در طول

 

جلویی , آن برای لرزه های هزارد مکان یابی وشناسایی شد و حدس زده شد که

 

آنها دور از مرز گسل واضح نیستند .

 

اهمیت تکتونیکی آن ودرگیری اش برای هزارد , هر دو نیاز به توجه جدی دارند .

 

 

 

 

 

2) TECTONIC AND GEOLOGICAL SETTING  

 

 

زمان رویداد تکتونیک و زمین شناسی رخساره ی ژئومورفولوژیکی اغلب

 

استرایک ها در منطقه ی اپی سنترال به طور کلی روندی شمال غربی – جنوب

 

شرقی هستند . که در جلوی پرتگاه لبه ی شمال شرقی دشت زرند قرار میگیرند .

 

 ( تصویر 1و2 ) . این مرز با گسل کوهبنان تعریف میشود ,  که رسوبات شکل

 

گرفته شده در پالئو زوئیک و مزوزوئیک را از هم جدا می کند .

 

در منطقه ی کوهستانی تا قسمت شرقی از دشت آبرفتی مسطح  زرند , گسل

 

کوهبنان تا شیب شرقی  در منطقه ی باب – تانگل دیده میشود ( تصویر 1 ) و

 

گسل معکوس یا ( تراست ) یک بخشی از جابجایی اند که باعث به هم ربط دادن

 

توپوگرافی شده اند . اگر چه , بیشترین جهت حرکت اخیر , این گسل یک استرایک

 

اسلیپ بزرگ به نظر میرسد .  از 19 دسامبر 1977 باب – تانگل یا زلزله ی

 

 ( گسیک ) ( تصویر b1 و جدول 1 ) که شکستگی بین 10و20 km   از تراس

 

 گسلی کوهبنان از زرند (تصویر b1 , بربریان 1979 و امبراسیس و ملویله

 

1982 ) .

 

مشاهدات صحرایی از توازن راست – جانبی از سیستم زهکشی کواترنری بالایی

 

نزدیک تراس گسل بین Embayment  جنوبی از گسیک , نزدیک  ( E40 56

 

N49 30 ) که توپوگرافی اش خیلی کم به هم مربوط است .  همچنین حرکت اخیر

                                         

استرایک اسلیپ آن را با یک قطعه ی کوچک معکوس تایید می کنند .

 

گسل کوهبنان وضوح کمی از N45 30 که به سمت شرق درزه خم میشود , یک 

 

سری شیب تند شرقی – غربی نزدیک گورچیویه ( E49 56 N41 30 ) که به

 

نظر میرسد باقی مانده ای از شکستگی گسل معکوس است, با بالا آمدگی به سمت

 

شمال ( تصویر 1 ) .

 

شیب تند گسل جوان با یک ترند شمال غربی – جنوب شرقی , بالا آمدگی به سمت

 

شمال شرقی , در مقابل جنوب چت رود نزدیک کرمان .  

 

 

 

 

زمین لرزه 2005 داهوئيه باعث شكستگي گسل كوهبنان شد . اما در طول شرقي

 

-         غربي گسل معكوس در منطقه شرقي كوهستان اتفاق افتاد ( شكل 2 ) .

 

همانطور كه ما ميبينيم ؛ آن به سمت شمالي شيبي در حدود 60تا 65 درجه

 

دارد ؛ كه حتي شيب تندي نسبت به گسل معكوس دارد . اپي سنتر آن حدود

 

 10 تا 15 كيلومتر به سمت غرب با بزرگاي 3/5=        در 6 آگوست

 

 1984 كه به روستايي در هور صدمه زد( تصويرb1 ) . با يك سيستم از

 

گسل در شرق از سال 1984 تا 2005 ناحيه اپي سنتر ؛ سنگ ها شامل

 

رسوبات ترياس ‍‍ژوراسيك ؛ عمدتا شيل ؛ ماسه سنگ ومقداري سنگ آهك در

 

غرب ؛ مجاور كوهبنان رسوبات از دوره كامبرين تا اردوويسين غالبا ماسه

 

سنگ و واحدهاي تبخيري .

 

 

 

 

 

 

 

 EARTHQUAKE SOURCE PARAMETERS ( 3 

 

 

3.1) DATA SOURCES                                         

 

 

 

منظور از اين مقاله شناخت فاكتورهاي منشا زمين لرزه  2005 اخير است .

 

ما سه منبع اصلي از اطلاعات از قبيل ؛                                               

 

و شكستگي هاي كاسيستميك كه روي سطح مشاهده ميشود و رادار اينترفرومتري

 

( INSAR  ) با هم ؛ تصاوير كلي و منسجم ( واضح ) از گسل كاسيسميك

 

هستند .

 

 

 

 

 

3.2)TELESISMIC BODY WAWE MODELING   

 

 

زلزله 2005 به وسيله ايستگاه هاي ( GDSN ) ؛ ثبت شد و پارامترهاي گسل

 

توسط دوره ي p  وs_H موج هاي طولي ثبت شد . اولين پيك كه دستگاه ديجيتالي

 

ثبت ميكند براي ايستگاه ها در تلسيسميك فاصله موج ؛ رنجي از 30 تا 90 با يك

 

فيلتر توليد ميشود . ابزارهاي طولي منبع موج هاي طولي به نظر ميرسند . يك

 

منبع نقطه اي در مكان مركزي با يك شكستگي محدود زماني ؛ نتيجه دستگاه

 

لرزه شناسي منبع پارامترهاي حساس از مركز كه نزديك به پارامترهاي

 

نامحسوس به وسيله ساختارهاي زمين شناسي استفاده ميشود .

 

از ور‍ژن الگوريتم MT5 ( زوئيك 1994 ) از( ام سي كافري و ابرسس 1988)

 

و ( ام سي كافري 1991 ) ؛ كه معكوس اطلاعات p  و s_H براي بدست آوردن

 

استرايك ؛ شيب و ريك ؛ عمق مركزي لرزه ثانيه اي و منبع زمان تابع هدف

 

(( STF كه با پارامتر ها براي يك سري گروه مثلث متساوي الساقين از نيمه

 

زمان و s. ז .

 

به طور كلي ما از منبع دو برابر شدن روش ونگرش براي توصيف در جزئيات

 

موارد ديگر استفاده ميكنيم . ( نابلك 1984 ؛ ام سي كافري ونابلك 1987 ؛ ملنار

 

وليون كين 1989 ؛ تايماز 1991 ) و همچنين امور روزمره هستند كه تكرار

 

مشروح آنها مشاهدات وسيسموگرام تركيبي براي بهترين منبع پارامترها را

 

بوسيله پردازش وارونگي كه در تصوير 3 نشان داده شده توجيه ميكند .

 

 نقشه نودال براي هر موج p  و  s_H به وسيله تقسيم آزيموت از ايستگاه هاي

 

ثبت كننده وموج گونه هايي كه يك ريتم يكنواخت را نشان ميدهند ؛ خيلي خوب

 

تعريف شده است .

 

نمونه سطحي زلزله ؛ گسل معكوس با ST4  از مدت 7 تا 9 ( ثانیه ) ؛ و به

 

نظر میرسد که برای سطحی از مشاهدات در SAR نقشه نودال ( شیب شمالی

 

نقشه گسل ) استرایک 270⁰ وشیب 60⁰ و ریک 104⁰ دارد . عمق سنتریور

 

آن7km  و         (Nm )   10¹⁸*   8/4 با بزرگای (4/6 = M_W ) با تحقیق

 

 کردن روی پارامتر های غیر قابل پیش بینی , ما تعدادی از پارامترهای تحقیق

 

را ثابت نگه داشته که به ما اجازه میدهند عوامل نادرست را تغییر دهیم یا حذف

 

 کنیم. با این شیوه قادر خواهیم بود , ببینیم که چطور اغلب پارامترها ؛ قبل از

 

اینکه ذاتا وخیم شوند تغییر میکنند .

 

درمقایسه بین منحنی های لرزه نگاری مشاهدات وترکیب ( نگاه کنید به مالنار و

 

 لیون –کین 1989 , تایماز1991 ) ما با تردید مقداراسترایک 10± , شیب 5±

 

, ریک 15± , عمق 3km± و 20± درصد در ثانیه ( باکر 1993) را تخمین

میزنیم . واز شیوه ی دیجیتالی موج های p و S_H در نت ورک قدیمی استفاده

 

میشود. تحقیقات 6 آگوست 1984نشان داد که زمین لرزه هور10تا 15 کیلومتر

 

به سمت شرق از واقعه 2005 داهوئیه است با یک جهت گیری مشابه از زمین

 

لرزه 2005 . با این مکانیسم وی آنچه که بدست آورده بود در جدول نشان داد .

 

اشتباهات برای استرایک˚25 ± وشیب˚10± و همچنین برای ریک و متناظر با

 

آن درعمق تخمین زده شد .

 

 

 

3.3) SURFACE FAULTING , GEOLOGICAL STRUCTURE AND GEOMORPHOLOGY                     

 

 

زمین لرزه2005 یکسری لرزه که سبب شکستگی  E-W ( شرقی – غربی )

 

زمین که بیشتر از 13 کیلومتر فاصاه داشت تولید کرد . با این که یک ساعت

 

کوتاه از زلزله نگذشته بود که قسمتی از شکستگی ها از بین داربیدخون و حت

 

 کن گذشت. ( تصویر a2) شیبی که مکان یابی شده در حدود 105 سانتیمتر

 

بلندی بسمت بالا دارد ( تصویر a4 ) . در حالت کلی آن وابسته به یک سری

 

درزه های موازی باز شده به سمت بالاست . ( تصویر b4 ) , ریزش فرادیواره

 

شیب شکل گرفته در طبقه بندی های شیل و ماسه سنگ های تریاس – ژوراسیک

 

با یک جهت یابی یکنواخت از استرایک ˚280 و شیب ˚70  شمالی , که اساسا

 

جهت یابی موازی دارند را نشان میدهد . از نقشه گسل طرح موج گونه در این

 

مکان , نزدیک سطح گسل موازی لایه بندی است . سرانجام بعد از 2 روز

شکستگی ها نزدیک سطح زمین رسیدند .( تصویر 4 ) که قسمتی از شکستگی

 

های( شرقی – غربی ) برای 7km بخش غربی تا انتهای شرقی (E ’469 . 52

 

’56 N  ’737 . 46 ’30 ) سرتاسر این بخش , در رسوبات تریاس –

 

ژوراسیک گسل موازی لایه بندی است وشیبی در حدود ˚70 تا ˚60 شمالی

 

 گوناگونی کمی دارد .( تصویرb2 ) . گاهی اوقات آن از بین سرازیری شمالی

 

بر عکس مکان شیب از آبراهه ( تصویر a5 ) ودر مکان های گوناگون جریان

 

می یابد ( تصویر d5 ) . در شیب سمت شمالی گسل به طور وضوح قابل دیدن

 

 است و مورفولوژی کلی از شیب فرو ریختن فرادیواره تا باز شدن درزه را

 

نشان میدهد. ( تصویرb5) برخی اوقات تا چند متر پشت سر که گسل معکوس

 

به سطح میرسد . ( تصویر c5) . دو ویژگی از شکستگی گسل شامل :

 

اولا : دقیقا یک گسل مشهوربا توالی تریاس – ژوراسیک , که روی نقشه های

 

زمین شناسی مکان یابی شده است . ( نقشه برداری از زمین شناسی ایران 1992

 

- 1995 ) ؛ جهت یابی از هر گسل موجود و کانون اطرافش , چین خوردگی و

 

ساختارهای زمین شناسی که نزدیکتر به فاز سنوزوئیک پیشین است , پیشنهاد میشود .

 

در انتهای غربی از تریس که شامل ( N ’098 / 47 ˚30  E ’478 / 48 ˚56)

 

برخلاف گسل پیش بینی شده آنها داخل یک ناحیه از سنگ های تریاس –

 

ژوراسیک که چندین پیچ در درون یکسری چین خوردگی با محورهای عمودی

 

هستند , قرار دارد . در قسمتی از زمینه نقطه ی تقریبا 5/5 کیلومتر در انتهای

 

غربی از تریس , حدودا ( N ’027/ 47 ˚30 E ’822 / 45 ˚56 ) که یک

 

شیب لایه ای قانع کننده در حدود 300 متردرازا پیدا شد . ( تصویر 2 , e5 وf)

 

در این مکان سراشیب درآهک های تریاس در امتداد شرقی – غربی از سمت

 

شمال دره قرار دارد , بنابراین شیب محلی معکوس رو به بالا از شمال در حدود

 

˚45 قرار دارد . مکان این شیب درست در طول استرایک از غرب که جهت آن

 

مخالف جهت شیب محلی و خیلی شبیه ناحیه کاسیسمیک تکتونیک است .

 

INSAR در آینده قابل اجراست . شیب در تصویر e5 و f در غرب

 

,  در انتهایی از ناحیه ی شرقی – غربی رودخانه ی دره که آن تریسی از یک

 

گسل معروف زمین شناسی را دنبال میکند , run میشود. در سمت شمالی از

 

 کامبرین پیشین ( سازند دزو ) لایه های قرمز فراوان از ژیپس , به طور کلی در

 

دو طرف جنوب در حدود ˚45 قرار دارند . در قسمت آینده ما نشان میدهیم که آن

 

خیلی شبیه به شکستگی کاسمیک است که گسل زمین شناسی آن را در لایه

 

رودخانه دنبال میکند .اگرچه ما نقشه ی لایه بندی لغزش ها درسنگ های

 

کامبرین نزدیک کف دره را نشان دادیم , اما ما هیچ چیزی که تریس گسل ها را

 

درکف دره نشان دهد پیدا نکردیم . در تابستان شکستگی های سطحی که به فرم

 

لایه بندی محلی مسطح ومشابه جهت یابی از نقشه ی شکستگی با تعریف

 

 سیسمولوژیکی خطوط موازی درآن مکان ها مشاهده میشوند . شکستگی های

 

سطحی اغلب درعمق بالای تمام فاصله از شرقی ترین گسل کوهبنان در غرب

 

گسترش می یابند. اگرچه سنگ ها با لایه بندی مورب تا صفحه شکستگی در

سطح چین خورده اند , اما گسل کور میشود وبه سطح نمی رسد . در این مکان

 

 حالت سطحی از گسل احتمالا تاب برداشتگی کاسیسمیک یا چین خوردگی پیدا

 

 میکند .

 

 

3.4 ) SAR INTERFEROMETRY                                          

 

ما از اطلاعات ASR Envisat  استفاده میکنیم و همچنین نرم افزار JPL/

 

Caltech ROI – PAC   ( روسن 2004 ( به مفهوم دو اینترفروگرام فاصله

 

زمین لرزه , یکی از تراک هایی که می فرستد در کسب اطلاعات از

 

  IS6 mode  ( مرکز میزان بروز حس ˚41 است. ) گردش دقیق توسط

 

 ESAانجام میگیرد اما تطابق اربیتالشان بیشتر نیست. کاربرد مرحله توپوگرافی

 

برای برداشتن سه ARCSEC است . واینترفروگرام ها با استفاده از یک

 

فیلترهای طیف قدرتی ( گلدیستن ووارنر 1998 ) اطلاعات در جدول 2 داده شده

 

است . وچین خوردگی اینترفروگرام ها در تصویرهای a6 وb6 داده شده است .

 

خطوط پایه عمودی خیلی کوچک هستند , کمتر از 75 متر و تطابق آن به طور

 

کلی برای دو اینترگرام خوب است .

 

مقداری مساحت به طور استثنا در تراک اینترفروگرام صعود میکنند که با یک

 

مدت زمان در تمام زمستان  موج سواری از زمان ناپیوستگی در ناحیه ای از

 

 sw از اینترفروگرام ( مانند یک منطقه هوازده در دشت زرند ) میشد .

 

 اغلب اینتر فروگرام های حاظر 8*18 کیلومتر متصل به گسل ناهمبستگی قابل

 

توجهی دارند , که این ناهمبستگی نتیجه پر شیب بودن قسمتی از زمین است . در

 

 ناحیه کوهستانی , اگرچه اغلب جاها پرشیب اند واحتمالا برخی از قسمت های

 

بلند اینترفروگرام ها بهم مربوط اند و زمین نقطه ی مقارن زلزله تکان داده شد و

 

رانش زمین احتمالا یکی از فاکتورهای کمک کننده بوده است . ماکزیمم خطی

 

سایت وسعتی در حدود 20 سانتی متر ( 7 ریشتر ) نزدیک ماهواره ست لایت

 

( Sate llite ) و 20 سانتی متر دورتر از ماهواره ست لایت برای فرستادن

 

( ascending) اینترفروگرام و 40 سانتی متر( 14 ریشه ) نزدیک و 45

 

سانتی متر ( 16 فرینگس fringes) دورتر از ماهواره ی ست لایت برای

 

نفرستادن ( descending) اینترفروگرام . ناحیه شمالی از مرکز وصله

 

ناهمبستگی نشان میدهد . جابجایی های نزدیک به ماهواره در هر دو اینتر

 

فروگرام ها در ناحیه جنوبی از تکه نشان میدهد و همچنین جابجایی های دورتر

 

دورتر از ماهواره درهردو اینترفروگرام ها نشان میدهد . فرستادن اینترفروگرام

 

در نقطه ی شرقی از بردار خط سایت ولی نفرستادن اینترفروگرام درنقطه ی

 

 غربی از بردار خط سایت است . حتما حرکات شرقی – غربی سبب جابجایی

 

 های مخالف علامت دار در یک اینترفروگرام در مقایسه با سایرشان است .

 

زمانی که این وضع نبود , جابجایی های خطی با حرکات عمودی دنبال میشد .

 

این شروع به شرح اینکه چرا اینترفروگرام ریشه میکند , کمک میکند

 

وascending  آن زاویه پرشیبی داردو descending  اینترفروگرام به

 

حرکات عمودی حساس است . در طرف شمال از خش لغز E-W ( شرقی –

 

غربی ) گسل وته نشست جنوبی آن اینترفروگرام ها یکپارچه با هم بالا می آییند.

 

علیرغم منطقه کلی ناپیوستگی , نزدیک هردو اینترفروگرام , که شمالی ترین و

 

جنوبی ترین ریشه ها را بهم میپیوندد . در نقطه ی نزدیک به انتهای غربی و

 

شرقی در شروع از شکستگی های سطحی ( خط چین سیاه ) در شروع که مسبب

 

آن گسل است . در زمین با بالا رفتن اینترفروگرام ها طول کوتاهتر با شکستگی

 

 هایی مشاهده شده و همچنین FRINGES  منحنی را نشان میدهد . خط سرعت

 

جابجایی در ( E ’32 ˚56 N ’49 ˚30 ) , اینها شبیه ناحیه ی دشت زرند است

 

و ما شک میکنیم که آن نتیجه ی ته نشست کردن باشد . ( شاید به علت تلمبه

 

 کردن آب زیرزمینی در طول 6 ماه باشد . ) دوره ی صرف شده به وسیله ی

 

اینترفروگرام , احتمالا به علت اینکه آن مدت خیلی کوتاهتر (35 روزه ) با مدل

 

اینترفرومتریک است . ما اول           اینترفروگرام ها را با استفاده از یک

 

الگریتم سه گوش ( سه ضلعی ) (جانسون 2002 ) و کاهش آنها را از 2-3

 

میلیون تا 1000 میلیون در هر نقطه نشان میدهیم . ما سپس معکوس این

 

اطلاعات پایین تپه (        ) الگریتم را ریستارت میکنیم (رایت 1999 ) که

 

برای حل برروی یک شیب یکسان استفاده میشود. گسل مستطیلی راست گوشه

 

در یک نیم فضای الاستیکی , ( اکادا 1985 ) , محل گسل طول و پایین و بالایش

 

عمیق است و استرایک – ریک- درجه و شیب آن خیلی آزاد تا خیلی وارون

 

است .  بهترین راه حل ( جدول 3 ) است . تصاویر c6 وd نشان میدهد که اغلب

 

گسل معکوس در شیب شمالی گسل در دشت به عمق 6/9 گسترده شده است تا به

 

سطح میرسد . خطاها توسط 100 دیتا که مغشوش شده بودند بوسیله ارتباط با

 

صداهای واقعی ( رایت 2005 ) تخمین زده شد . بهترین پارامترها یی که

 

 نزدیک به اینها هستند از مکانیزم های محلی به وسیله معکوس کردن امواج p

 

وs_H بدست آورده می شوند . ( عمق مرکزی برابر برای INSAR 7/4 کیلومتر

 

 است . ودرجهت های متفاوت مابین دوتا , با این خطاها ی مجاز در دو تا از

 

وارونگی ها . مدل ساده ی یک گسل مناسب با دیتاهای خوب با اولین دستور

 

 عمل ( تصویرهایc6 وf)   , به ویژه در قسمت شرقی از زون گسل . محاسبه

 

کردن گسل در پروژه دقیقا در سطح طراحی نشده است . محلی که شکستگی های

 

سطحی درزمین دیده شده اند در تصاویر c6 و d نشان داده شده اند .از زمانی

 

که مشاهدات صحرایی توسط دنبال کردن لایه بندی نشان دادند که گسل به سطح

 

رسیده مخالفت کمتر از 6/0 کیلومتر است .

 

باقی مانده در تصاویر c6 و f شامل سه فرینگز و شماره یکسان به جنوب وشمال

 

از گسل ( برای پایین رفتن از مسیر ) است . ممکنه محاسبه برای یک گسل پیدا

 

شده با یک تغییر در استرایک در یک نقطه در طول درازا باشد .

 

در حدود 150 تا 300 نفر در هر مکان کشته شدند . اغلب خسارت توسط دهکده

 

دیگر در طول جبهه رشته کوه کوهبنان نگه داشته شد , اما ناحیه کوهستانی به

 

سوی شرق نسبتا به طور نامتراکمی ساکن شده است . هاملت کوچک دارخوئین

 

 خسارت قابل توجهی تحمل کرد . ( تصویر 2 ) . روستای قدیمی داهوئیه , جبهه

 

رشته کوه به واقع در خشت خام قدیمی شد وتقریبا , تنها با چند ساختمان های

 

جدید زنده بدون ریزش , نابود شد . ( تصویر 7 ) . مجروحان بدتر دور ,

 

اکثریت جمعیت قبلا به یک محل جدید در چند کیلومتری مغرب دشت زرند قبل

 

از زمین لرزه حرکت نکرده بود . داهوئیه جدید از اکثر مواد جدید ساخته شده

 

است . و نسبتا تعداد ساختمان ها خیلی کم سقوط کردند . حوت کن در یک پشته

 

 بالای یک دره با رود در کوه ها جای گرفته است . و کاملا با ساختمان های

 

زنده نابود شد . ( تصویر b7 ) .نقطه ی ضعف  ساختمان هایی که  اکثرا از

 

دیوارهای stone-rubble و پشت بام های سنگین با الوار که با رس پوشیده

 

شده بود , سقوط کرد .( در واقع نقص آن سقف های سنگین با الوار که با رس پوشیده شده بود ند , بود.  م)

 

در آنجا توزیع خسارت از تصویر اپی سنترال پایگاه غلط است . بهترین پایگاه

 

مرکز زلزله ابزاری جاری , اد – r . ( مکاتبه شخصی , 12 ژوئن 2005 )

 

و مبنی بر اکثر داده های زمان در فاصله ی منطقه ای ایستگاه ها در ایران ,

 

 نزدیک به داهوئیه , از خط جنوبی گسیختگی های سطحی , مشاهده شده است .

 

( تصویر b1 و جدول 1 ) . مرکز زلزله درست باید رو به شمال این خط قرار

 

 بگیرد . اگر گسل یک شیب ثابت ˚60 درجه شمالی داشته باشد از داده های

 

 INSAR استنباط شده است که, آن پروژه  به یک عمق تقریبا از 12 کیلومتر

 

 کمتر از حت کن  نزدیک به پایه گسل قرار دارد . ( جدول 3 ) . اگر اغلب

 

زمین لرزه نزدیک به زون پایه سیسموژنیک باشد ( موری 1195) ما انتظار

 

داریم که یک عرض جغرافیایی تا حدی مشابه به آن در حدود 5 تا 10 کیلومتر

 

رو به شمال منتقل شده است . ( جدول 1 و تصویر b ) . در یک ملاحظه گسلی

 

که درحقیقت باعث زمین لرزه 2005 داهوئیه شد , یک گسله واژگون عادی است

 

سبک اصلی تغییر شکل در ایران به صورت همگرایی مابین صفحه ی عربیا و

 

ارواسیا کوتاه میشود و گسلش معکوس زلزله ها متداول هستند .

 

به هرحال , انجمن گسل 2005 زمین لرزه کوهبنان ,نشان داد  گسل استرایک –

 

اسلیپ قابل ملاحظه است . برای اینکه گسله واژگون 2005 زمین لرزه در کوه

 

در یک زاویه بالا به رشته کوه , ونه در دورتر اتفاق افتاده است .

 

گسل استرایک – اسلیپ مثل گسل کوهبنان , از گسل ترادیسی ها , به نظر میرسد

 

در اقیانوس ها فرق دارد که  این گسل خاتمه می یابد یا اینکه در یک مرز ورق

 

پیوسته , متصل میشود .

 

توجه اخیربیشتر به درگیر شدن پایان گسل استرایک – اسلیپ در یک گسل شیب

 

لغز با یک روند مایل , بوده است که با جابجا شدن به سمت خارج گسل استرایک

 

–      اسلیپ میمیرد . مثال های توصیف شده از مونگولیا و ( بایازخان 1999 )

 

 

شمال تایبت ( مری 1998 ) در ایران (بربریان2000 ) همه پایان درگیری

 

گسل معکوس را نشان میدهند . ( گولد ورثی 2002 ) , که پایان گسل

 

استرایک – اسلیپ در گسلش نرمال است . احتمالا کارکرد این گسل های

 

استرایک – اسلیپ در این مکان ها به صورت دوران ها به دور یک محور

 

قائم است . در متن بالا زاویه انحرافبین زمین لرزه2005 داهوئیه و گسل

 

استرایک اسلیپ کوه بنان , خیلی به هم شبیه بودند . رنج جلوی رشته کوه

 

دیگری 15 کیلومتر به سمت جنوب است , لذا مدرک کمتری برای گسلش

 

 اخیر دورتر از شمال , به عرض جغرافیایی گورچیوئیه ادامه می یابد .

 

که آن وقت به سوی شرق خم میشود و به سوی آنچه که به وضوح یک

 

راندگی یا گسل معکوس است , و وابسته به حرکات سطحی اخیر است .

 

به نظر می رسد که گسل معکوس در زمین لرزه داهوئیه , قبل از آنکه پایان

 

یابد به گسل کوه بنان خاتمه می یابد . این رفتار هم جای دیگری , مشاهده شده

 

است و یک مثال خوب وابسته به گسلش با زمین لرزه ی Gobi- Altai

 

بزرگ , توسط ( بالجینیام ) و ( بایاز قالان 1993 ) توصیف شده است ودر

 

تصویر 8 خلاصه شده است . کاسیسمیک اصلی 1957 و کاسیسمیک پیچیده

 

چپ گرد و امتداد لغز در طول رشته کوه Ih Bogd و Baga Bogd ,

 

شکسته میشود . اما کاسیسمیک گسلش هم در گسل یا تراست Toromhon

 

ودر پایان شرقی Baga Bogd مشاهده میشود . گسل تورمهون

 

  Toromhon یک تراست اساسی است ( یا برگشته ) , گسلش چپ گرد را

 

متوقف میکند و به وضوح جابجایی افقی یک گسل که بزرگتر از مغرب

 

تورمهون و به سوی شرق کوچکتر است را نشان میدهد .

 

هر دو گسل های معکوس تورمهون و باغا بوقد به سوی جنوب از بین میروند

 

( میمیرند ) , و بنابراین گسل برگشته در انتهای شرقی از Arts Bogd , که

 

در سال 1957 که موقعیت آن مشابه انتهای جنوبی از کوهبنان است شکسته

 

نشده است . ( تصویر 8 ) . اگر گسل معکوس داهوئیه مقداری از حرکات

 

 استرایک اسلیپ را جذب میکرد , ممکنه علت اینکه چرا جبه رشته کوه

 

کوهبنان مدرک کمتری برای هولوسن مابین داهوئیه و گوچیویه را نشان

 

میدهد .مشاهدات دیگری در سنگ های کاسیسمیک 2005 در قسمت شرقی

 

از ساختار مورب ادامه نیافت , که به وسیله ی پیکان های سفید در تصویر

 

c2 نشان داده شده است . ما هیچ شاهدی که جابجایی در گسل معکوس 2005

 

داهوئیه و کاهش آن در دورتر از گسل کوه بنان را نشان دهد نداریم . و

 

همچنین در زمین لرزه هور سال 1986 واضح نبود .تصویر b1 سمت شرق

 

را نشان میدهد , بنابراین گسل زلزه ی 2005 , ممکنه تابع حرکات تکتونیکی

 

که در زیر تکیه گاه ( در سرچشمه کوچک ) است .

 

گسل وحشی درس , به ضوابط بحث علمی ارزیابی خطر زلزله ای دارد .

 

چنان که intramountain گسل های معکوس خیلی مشکلتر هستند .

 

نقش گسل معکوس در زاویه ی مورب گسل های استرایک اسلیپ در ایران

 

متداول اند . ( والکر و جکسون 2004 ) ودر خیلی از نقشه های زمین

 

شناسی علامت گذاشته شده اند . ما شک داریم که , گسل مشابه زمین لرزه

 

داهوئیه , در این کوه ها مکان یابی شده است , و فرسایش و زمین لغزش از

 

فعالیت های اخیر این تریس ها را حرکت داده اند . و رسوبات کواترنری

 

بزرگ ناحیه وسیعی را در بر میگیرند .ممکنه پتانسیل های متفاوت ارتعاش

 

 آنها تشخیص داده شوند یا به آسانی از دست بروند .

 

 

 

6) CONCLUSIONS                                                           

 

 

نکاتی از نظریه سیسموتکتونیک و زمین لغزش هزارد ؛ تصویر مهمی از

 

 زمین لرزه 2005 داهوئیه بود که در روی گسل معکوس درون کوهستان

 

رخ داد . اغلب زمین لرزه های گسلش معکوس در ایران روی گسل هایی که

 

روی رشته کوه اند اتفاق می افتند ودر ژئومورفولوژی به راحتی ثبت میشوند

 

با مقایسه ی زمین لرزه ی 2005 که روی گسل اتفاق افتاد , اگرچه در زمین

 

شناسی شناخته شده و نقشه برداری شده بود ولی قبل از فعالیتش ما نتوانستیم

 

تشخیص اش دهیم .

 

زمین لرزه های ایران از قبیل زمین لرزه ی هور 1984 , اما وقایع 2005

 

اولین بود که ما دانستیم و شکستگی های سطحی را ثبتMap کردیم و

 

همچنین توانستیم به وسیله INSAR مطالع اش کنیم . گسل زمین لرزه 2005

 

نزدیک گسل استرایک –اسلیپ کوه بنان , که رشته کوه را دنبال میکرداما در

 

 زاویه مورب نسبت به آن  اتفاق افتاد . هردو در ایران هستند و اینها گسل

 

معکوس Splays هستند که احتمالا به گسل های استرایک – اسلیپ ختم

 

میشوند , و ممکنه چرخش حول محور عمودی را نشان دهند . 

 

 

 

 

 

ACKNOWLEDGMENTS                                                                                      

 

ما از مانوئل بربریان برای اطلاعات در مورد زمین لرزه ی 1984 هور

 

تشکر میکنیم , باب انگداهل برای در دسترس قرار دادن سریع محاسبه مجدد

 

اپی سنتر برای زلزله ی 2005 داهوئیه وباریان امرسون برای کمک در داده

 

های زمین لرزش . ما از ایی - فیلدینگ و وی-  ریگارد برای تجدید نظر

 

سودمند شان سپاسگزاریم . ما از ام – تی – کوریهیه و م – قاسمی و م –

 

حسینی برای فراهم کردن امکانات ( تسهیلات ) و حمایتشان برای نقشه

 

برداری ( پیمایش ) زمین شناسی در ایران و آ- رشیدی برای کمک در فیلد

 

تشکر میکنیم . این کار توسط NERC  و و امتیاز اجازه واگذاری رسمی به

 

COMET ( http://comet.nerc.ac.uk ( و همکاری دانشکده علوم

 

زمین کمبریج 8251 انجام شد .

 نوشته شده توسط رقیه حصاری