مقاله زمین ساخت جنابا و برآورد خطر زمین لرزه در منطقه ی سبزواران

word قابل ویرایش
23 صفحه
دسته : اطلاعیه ها
10700 تومان

زمین ساخت جنابا و برآورد خطر زمین لرزه در منطقه ی سبزواران

چکیده
گسل های راستالغز قاره ای به عنوان عناصر مهم دگرشکلی در قارهها شناخته می شوند و می توانند زلزله های بزرگی را ایجاد نمایند. نمونه ای از این سامانه های گسلی، سامانه های گسلی سبزواران – جیرفت می باشند که در زون گذار میان سیستم های زاگرس، مکران و ایران مرکزی قرار دارد. این سامانه – یا گسلی قسمتی از برش میان مکران و زاگرس را در خود جای میدهد. گسل سبزواران با طولی نزدیک به ۱۵۰ کیلومتر شواهد متعددی از فعالیتهای زمین ساختی در کوارترنر از خود نمایش میدهد. میزان جابجایی گسل سبزواران در طول ۶۲ هزار سال گذشته حدود ۱۳۰ متر اندازه گیری شد که نرخ جابجایی ۰/۷۵ E ۲/۹۸ میلی متر در سال را به نمایش میگذارد. گسل جیرفت نیز با طولی نزدیک ۱۳۰ کیلومتر مرز غربی فرو افتادگی جازموریان را تشکیل می دهد این سامانه ی گسلی سبب جدایش در رسوبات آبرفتی ۲۲ و ۹۲ هزار سال گذشته به ترتیب به میزان ۹۹ و ۱۳۲ متر گردیده است. نرخ متوسط جابجایی این گسل حدود ۰/۷ E ۲/۷ میلی متر در سال محاسبه شده است. لرزه خیزی منطقه ی سبزواران حکایت از پراکندگی کانونهای سطحی، و پایین بودن بزرگای آنها در این ناحیه دارد. بزرگترین زمین لرزه ی محتمل دارای بزرگای ۹/۹ و دوره ی بازگشت زلزله های با بزرگای بالاتر از ۹ ریشتری حدود ۱۳۰۰ سال برآورد گردیده است. از مقایسه ی دوره ی بازگشت زلزله های با بزرگای متوسط تا بالا و مقدار نرخ لغزش سالیانه محاسبه شده برای گسل های منطقه ی سبزواران می توان به عدم قفل شدگی و خزش پیوسته سامانه ی گسلی سبزواران جیرفت پی برد.

واژههای کلیدی: گسلهای راستالغز قاره ای، سامانه ی گسلی سبزواران – جیرفت، شواهد ریخت زمین ساخت، نرخ لغزش، برآورد خطر زمین لرزه

۱ – مقدمه
گسلهای راستالغز قارهای در بسیاری از نقاط فعال قاره ای شناسایی گردیده و به عنوان عناصر ساختاری مهمی در دگرشکلی قاره ای مطرح هستند . این گسل ها می توانند تا صدها کیلومتر طول و جابجایی هایی تا چندین کیلومتر را ایجاد نموده و توانایی ایجاد زمین لرزه های بزرگ مانند زلزله های ۲۰۰۱ کانلون با Mw = 7.8 و ۲۰۰۲ دنالا الاسکا Mw = 7.9 و سیرچ کرمان
Mw = 7. را دارا می باشند.
همگرایی شمال – جنوب امروزی بین صفحات عربی و اوراسیا به صورت بخشی بین ناحیه ی کمربند چین خورده – رانده زاگرس و ناحیه ی فرورانش مکران تقسیم می گردد (۲۰۰۶ ,Bayer et al 2004.Regard et al). سامانهای گسلی زندان – میناب – پالمی به – صورت زون گذار میان نواحی برخوردی زاگرس و فرورانش مکران در نظر گرفته میشود (۲۰۰۵ ,۲۰۰۴٫Regard et al) (تصویر ۱). این سامانه ی گسلی تفاوت سرعت میان قسمتهای شرقی زاگرس و غربی مکران را در خود جای داده و باعث بالا راندگی غرب مکران بر روی شرق زاگرس گردیده است. به همین ترتیب تفاوت سرعت میان بلوک ایران مرکزی و بلوک لوت به وسیله ی سامانه ی گسلی فعال جیرفت – سبزواران که به صورت امتداد جنوبی سامانه ی گسلی راستا لغز گوک در نظر گرفته می شود، جذب می گردد (۲۰۰۶ ,Bayer et al) بر طبق مطالعات (۲۰۰۵٫Regard et al)، سامانه ی گسلی جیرفت – سبزواران یکی از دو سیستم مشخص زون گذار زاگرس به مکران است که با روند شمال-جنوب، زون مکران را به نواحی شمالی ایران مرکزی (البرز و کپه داغ) متصل می کند و به همراهی سامانه ی گسلی نایبند – گوک واتنش برشی بین ایران مرکزی و نواحی لوت – مکران را در خود جای میدهد. با مطالعه ی زمین ریخت شناسی سامانه ی گسلی فعال جیرفت – سبزواران می توان اطلاعات ارزشمندی درباره ی نحوه ی تکامل این گسل ها در کواترنری به دست آورد. شناسایی هندسه ی سامانه ی گسلی سبزواران – جیرفت، تعیین نرخ جابجایی و بررسی مطالعات ریخت زمین ساختی این گسل ما را در ارزیابی و برآورد خطر زمین لرزه در ناحیه ی سبزواران راهنمایی می کند.
۲ – موقعیت زمین ساختی و زمین ساخت جنبای ایران مرکزی و مکران
مهمترین سیمای توپوگرافی ایران مرکزی، فلات ایران مرکزی است که با ارتفاع ۱ تا ۲ کیلومتر از سمت باختر به ارتفاعات آناتولی و از خاور به فلات پامیر منتهی می گردد. تشکیل فلات ایران به احتمال زیاد به دلیل دگرشکلیها و ضخیم شدگی های پوسته از میوسن تا به امروز (۵ تا ۱۲ میلیون سال گذشته) است. چین خوردگی رسوبات دریایی جوانتر از ۱۲ میلیون سال مؤید این مطلب است. این شواهد مقدار کمی از دگرشکلی فلات ایران را قبل از ۵ میلیون سال گذشته نشان (Allen et al. 2002) was .پهنه ی فرورانش مکران در میان صفحات ایران – عربستان و هند، محدود به ناحیه ی فعال فرورانش پوستهای اقیانوسی صفحهای هند به زیر صفحه ی ایران مرکزی با نرخ ۲۳ میلی متر در سال از کرتاسه تا به است (۲۰۰۲٫Sella et al). پهنهای فرورانش مکران یکی از بزرگترین مناطق گوه فزایندهای دنیا را با طول تقریبی ۳۵۰ کیلومتر نشان میدهد. این گوه دارای ترکیبی از رسوبات تخریبی سیلیسی است که در دریای عمان ته نشین شده است (۱۹۸۴٫Harms et al).
سرعت رشد این گوه به سمت دریا حدود ۱۰ میلی متر در سال است (۱۹۸۲ White)، مطالعات زمین ساختی و تجزیه و تحلیلهای مؤلفه – های لغزشی، دو رژیم زمینساختی از میوسن تاکنون را برای ناحیهای گزار زاگرس – مکران نشان داده است (۲۰۰۴٫Regardetal): الف: رژیم زمینساختی میوسن پایانی تا پلیوسن که با گسیلش معکوس و چین خوردگیهای نردبانی شکل راست بر مشخص گردیده است. ب: رژیم زمین ساخت فشارش پلیوسن تا عهد حاضر با راستای تنش بیشینه N45E که اغلب سبب گسل معکوس در این ناحیه شده است. کمربند چین خورده – روراندهای زاگرس یک پهنه ی برخورد فعال قاره ای پس از نئوژن است. این پهنه قسمتی از منشور فزاینده که قسمتهای جنوب شرق آن با چینها و گسلهای با روند شرقی – غربی به صورت همزمان با گسلهای راستا لغز با روند شمال غرب و (Blanc et al., Hessamiet al. 2006 geasssas 3,2 Ju(2003 قسمت اعظم واتنش ناشی از همگرایی صفحات عربی اوراسیا (حدود ۸۵ ) به صورت دگرشکلی غیر لرزه ای و بقیه ی آن به صورت فعالیت های لرزهای آزاد میگردد. بر اساس مطالعات GPS، میزان این همگرایی در طول جغرافیایی “۹۰ به میزان ۲۹ میلی متر در سال است (۲۰۰۴٫Vernant et al) (تصویر ۱). در پهنهای فرورانش مکران میزان کوتاه شدگی پوسته ۱۹/۵ میلی متر در سال، کپه داغ ۰/۵ زاگرس ۹/۵ تا ۱۰ میلی متر در سال (۲۰۰۶ ,Hessami et al)، ودر البرز ۸ میلی متر در سال است&2004.Vernant et al) (2003.Nilforoushan et al میزان ضخیم شدگی در ایران مرکزی کمتر از ۲ میلی متر در سال است که با آزاد شدن واتانش به صورت فعالیت های لرزه ای همراه با گسلش سطحی در این منطقه مشخص می شود (۲۰۰۳ Talebian et al 2006, Walker) عدم مقدار زیاد دگرشکلی غیره لرزه ای در ایران مرکزی و واتنش کوتاه شونده ای که موجب بروز فعالیت های لرزه ای و فرایشی در زاگرسی نشود باعث برش راستالغز راستگردی بر روی گسل هایی با روند عمومی N-S بین بلوکهای ایران مرکزی می گردد ۲۰۰۴٫Vernant et al) (2003.Nilforoushanet al تفاوت میزان حرکت راستالغز بین گسل های ایران مرکزی می تواند سبب چرخش این بلوک ها نظیر بلوک لوت در خلاف جهت حرکت عقربههای ساعت، همراه با حرکت انتقالی آنها به سمت شمال خاور شود (۲۰۰۳ Walker). کمربند کوهزایی زاگرس از شمال شرق به گسل اصلی معکوس زاگرس که بر حاشیهای قدیمی ایران و صفحه ی عربی جای گرفته است، محدود می باشد (۲۰۰۵ Berberian). در این کمربند ردیف ضخیمی از رسوبات کامبرین تا کواترنری بر روی پی سنگ پرکامبرین قرار گرفته است. در مورد آغاز برخورد قارهای بین ایران و صفحه ی عربی اتفاق نظری وجود ندارد اما به طور تقریبی کرتاسه پایانی تا میوسن پایانی در نظر گرفته می شود. کوتاه شدگی امروزی زاگرس که به وسیله ی سیستم موقعیت یاب جهانی اندازه گیری شده است حدود ۱۰ میلی متر در سال Hessami) Js et al 2006, Tatar et al. 2002) Vernant et al. 2004) مقدار کوتاه شدگی زاگرسی بین ۵۰ کیلومتر (۲۰۰۵٫Molinaro et al) ، ۸۰ کیلومتر(۲۰۰۴McOuarrie) برآورد شده است این کوتاه شدگی به وسیله ی گسل خوردگی رانده در پی سنگ (Talebian & Jackson) 2004 و قسمت باقیمانده در چین خوردگیهای جنبای رسوبات کم عمق انجام میپذیرد (۲۰۰۳٫Blancetal)، براساس مطالعات انجام :Kreemer et al.2003, Kagan 1999) sa( بین نرخ واتنش زمین پیمایشی (Geodetic) و تعداد نسبی رخداد زمین لرزهها در یک ناحیه ارتباط مستقیم وجود دارد که این ارتباط در مناطق فعال قارهای بیشتر است. در ایران نیز این نوع و تنش زمین پیمایشی با تعداد زمین لرزهها در ارتباط مستقیم است (۲۰۰۵٫Masson et al) ایران مرکزی

از لحاظ تعداد رویداد زمین لرزه ها جزء مناطق با فعالیت بالا به حساب نمی آید، اما از لحاظ انرژی لرزه ای (Seismic energy) جزء مناطق نسبتاً فعال است، نرخ لرزه خیزی در ایران مرکزی نسبت به واتنش زمین پیمایشی پایین تر از حد انتظار است، به طوری که نرخ واتنش برای این قسمت از ایران زمین بین ۳ تا ۲۳ درصد متغیر بوده اما متوسط تعداد زمین لرزه ها در ۱۰۰ کیلومتر مربع به عدد ۱۰۰ می رسد (۲۰۰۵ Masson et al) نرخ پایین لرزه خیزی در ایران مرکزی بیانگر این است که واتنشی های ذخیره شده کمتر از ۱۰ درصد واتنشی است که از همگرایی صفحات ایران – اوراسیا حاصل گردیده است. فعالیت – های لرزه ای در زاگرس دارای پراکندگی بوده و از قسمت شمال به راندگی اصلی زاگرس محدود می باشد (تصویر ۱). در قسمت جنوب شرقی زاگرس، لرزه خیزی بالا ولی بزرگای آنها پایین است. اغلب سازوکارهای کانونی در اعماق ۴ تا ۱۸ کیلومتر و در درون پی سنگ واقع شده اند (۱۹۹۳ Baker). این سازوکارها مرتبط با گسلش های معکوس پر شیبا در پی سنگ بوده و جابه جایی راستالغز راستگرد گسل هایی با روند NW-SE است، این گسل ها مسئول ایجاد بیشترین فعالیت های لرزه ای با عمق کمتر از ۲۰ کیلومتر می باشند .Tatar et al) glac.:s öl,<, gaila. Do 2002, Talebian & Jackson 2004) لرزه ای مشخصی نه به صورت مهلرزه ,۱۹۷۹ Quittemeyer) (1982 Ambraseys & Melville و نه به صورت ریز لرزهای # (Yamini- Fard et al. 2007) نشده است و تنها واقعه ی لرزهای در سال ۱۸۹۹ و در نزدیکی کهنوج رخ داده است. در قسمت دریا چندین زلزله با بزرگای بالاتر از ۷ در محل فرورانش مکران رخ داده است (۱۹۹۲٫Byrne et al). واقعه ی لرزهای دیگر که در سال ۱۹۸۳ میلادی، در غرب ناحیه ی فرورانش مکران رخ داده است به نظر می – رسد وابسته به ناحیه ی زاگرس و یا زون گذار زاگرس مکران باشد (Byrne et al. 1992)

۳ – بحث
۳ –۱ سامانه های گسلی سبزواران – جیرفت
۳ – ۱ – ۱- سامانهی گسلی سبزواران
گسل سبزواران با طولی نزدیک به ۱۵۰ کیلومتر از غرب شهر جیرفت (سبزواران) تا جنوب غرب کهنوج کشیده شده است (تصویر۲). در راستای این گسل و به خصوص در قسمتهای جنوبی آن، پرتگاه های گسلی ، آبراههها و پشته های قطع شده از شواهد ریخت زمین ساخت جنبای این گسل می باشند، شواهد یاد شده به همراه اثر خطی گسل در بسیاری از نواحی (N.57″38E 47.”27) اشاره به عمودی بودن سطح گسل (۱۸۰/۸۰) و حرکت راستا لغز به همراه مؤلفه ی کوچک معکوس امروزی آن دارند (تصویر ۳). گسل سبزواران در طول خود ۲ قلمرو ریختی را مشخص می نماید: – در قسمت شمالی (از حوالی شهر جیرفت تا شمال شهر کهنوج) این گسل به صورت اثر خطی قطع کننده رسوبات پلیوسن – کواترنری عمل نموده است. – در قسمت جنوبی (جنوب غرب کهنوج) به صورت پرتگاه گسلی جداکننده ی پیشانی کوه گیری در غرب از دره بند بارگاه در شرق

تصویر ۳- نمایی از پرتگاه گسلی سبزواران در مجاورت روستای کریم آباد، جنوب جیرفت. Ple و Qt به ترتیب نشانگر نهشته های پلیوسن و کواترنری است.

می باشد (تصویر ۹)، گسل باعث قطع و جابجایی آبرفت های مخروط افکنهای و آبراهه ها گردیده است (تصویر ۵- جدول ۱). این قطعه دارای طولی نزدیک به ۹۰ کیلومتر است و توسط دو قطعه ی گسلی به طول های ۳۲ و ۲۹ کیلومتر مشخص می گردد.
۳ – ۱ – ۲ گسل جیرفت
گسل جیرفت که از ۱۰ کیلومتری جیرفت آغاز گردیده، با انحنای رو به شرق از خاور جیرفت گذشته و با روندی شمالی جنوبی تا ۶۰ کیلومتری جنوب شرق شهر کهنوج ادامه دارد (تصویر ۲). این گسل در قسمتهای جنوبی خود (جنوب کهنوج) مرز بین آمیزههای افیولیتی و

تصویر ۵- تصویر بالا:a) انحراف راست بر رودخانه در طول گسل سبزواران (محل این تصویر در شکل ۴ مشخص گردیده است). در این شکل رودخانه رسوبات کواترنر را جابجا نموده است b) مقادیر d و d دو نسبت از جابجایی را نمایش میدهند اما با توجه به اینکه مقدار d جابجایی پیوسته ای را بدون دگرشکلی داخلی نهشتههای آبرفتی مخروط افکنهای نمایش می دهد صحیح تر به نظر می رسد. مقدار جابجایی d حدود ۱۵۰ متر d حدود ۱۰۰ متر است. تصویر پایین: a) نمایش دیگر از جابجایی مخروطهای آبرفتی در طول گسل سبزوارانb) مقدار جابجایی (d) اندازه گیری شده از روی خطوط میانی مخروط افکنه های جدید و قدیم از حدود ۵۰ تا ۸۰ متر اندازه گیری گردیده است. (با تغییرات از ۲۰۰۴٫Regard et al)

دگرگونی مزوزوئیک با نهشتههای گودال جازموریان را تشکیل می دهد. این گسل در جنوب کهنوج به موازات گسل سبزواران است. با توجه به شواهد ریخت زمین ساختی، این گسل به قطعاتی ناپیوسته با طول ۱۰ تا ۶۰ کیلومتر مرز غربی فروافتادگی جازموریان را تشکیل می دهد؛ گسل جیرفت در قسمت شمالی در حوالی روستای دشت کوچ آرایش دم اسبی داشته و رسوبات کواترنر را به صورت واضح قطع می کند (تصویر ۷).
بیشینه ی جابجایی راستبر قابل مشاهده در راستای این سامانه ی گسلی به میزان ۷/۸ کیلومتر در نهشته های پلیوسن زیرین در مجاورت روستای کریم آباد اندازه گیری شده است (تصویر ۹). در قسمت جنوبی، گسل جیرفت با گسل سبزواران توسط قطعات گسلی با روند شمال غرب متصل گشته و در لبهای جنوبی فروافتادگی جازموریان با راندگی مکران اتصال مییابند. گسل جیرفت در قسمتهای میانی خود دارای فعالیت های بارز زمین ساختی نبوده اما در قسمت جنوبی شواهد حرکتی این گسل به خوبی قابل مشاهده می باشد (جدول ۱).
برداشتهای میدانی نرخ لغزش راستا لغز راستگرد برای این گسل را حداقل ۰/۸ E ۲/۲ و حداکثر ۰/۵ E ۳/۲ (متوستط ۰/۷ E ۲/۷) میلی متر در سال نشان می دهد. جهت حرکت این گسل ۱۷EEN18 اندازه گیری گردید. سامانه ی گسلی سبزواران – جیرفت به همراه سامانه – یا گسلی زندان – میناب – پالمی، سیستم های گذار برخورد قارهای در زاگرس و منطقه ی فرورانش در مکران می باشند.
روند سامانه های گسلی فوق شمالی – جنوبی بوده و بر پایه ی اطلاعات حاصل از داده های جیپیاس، میزان نرخ جابجایی برای این سامانهها حدود ۱۷ E ۵/۷ میلی متر در سال میباشد Regard et) (2005.al، این حرکت راستالغز وظیفه ی انتقال دگرشکلی از منطقهای مکران به البرز و کپه داغ را به همراه سامانه ی گسلی نایبند – گوک بهعهده دارد.
۳-۳- لرزهخیزی و برآورد خطر زمین لرزه با توجه به توزیع مراکز سطحی زلزله های دستگاهی، (IIEES2007) در ایران مرکزی زمین لرزه ها برخلاف زاگرس که زمین لرزهها توزیع ناحیه ای از خود نشان میدهند، محدود به پهنههای گسلی بوده و روندهای خاصی را نشان می دهند (تصویر ۱). در ناحیه ی مکران رومرکز زمین لرزهها فقط در حاشیه ی شمالی و به تعداد کم در این منطقه دیده می شوند. لرزه خیزی تاریخی در این منطقه، مشخص کنندهی توزیع مراکز لرزه ای در اطراف تنگه هرمز بوده & Ambrasayse) (1982 Melville و بسیاری از زمین لرزهها در غرب بندرعباس و در کمربند چین خورده – رانده ی زاگرس واقع شده اند. تنها واقعه ی لرزهای در جنوب کهنوج رخ داده است که اثرات آن به خوبی ثبت نگردیده باشد، رخ داده است (۱۹۹۲ Byrne et al). زلزله های دستگاهی علاوه است. در دریای عمان چندین جنبش قوی با بزر گاهای (۷-MS) که بر پراکندگی در مرکز زلزله های تاریخی نبود زمین لرزه های کم عمق را می تواند وابسته به گسیختگی حاشیه ی صفحه فرورونده در مکران در منطقه ی گذار زاگرس – مکران تأیید می نمایند.

 

(۲۰۰۷٫Yamini-Fard et al) (تصویر ۸) در ناحیه ی مکران پراکندگی مراکز لرزه ای در ارتباط با فرورانش مکران بوده و اغلب در قسمت شرقی مکران واقع شده اند، ساز و کار این زمین لرزهها، گسلش معکوس را نمایش می دهد. عمق اغلب زمین لرزه ها بین ۲۰ تا ۳۰ کیلومتر بوده و تنها یک زمین لرزه (۱۹۷۰) با عمق ۱۰۰ کیلومتر در این مکان اتفاق افتاده است (۲۰۰۰٫Maggi et al). علی رغم سیماهای دگرشکلی فعال در طول سامانه های گسلی جیرفت – سبزواران و نایبند – گوک از این گسل ها، بلوک لوت و فرو افتادگی جازموریان فاقد دگرشکلی فعال می باشند. در حاشیه ی باختری لاوت برش راستگردی بین گسل های فوق توزیع گردیده است، به نحوی که لرزه خیزی این منطقه وابسته به سازوکار و نحوه ی جنبشی لرزه زای این گسل ها است. مطالعات لرزه خیزی ناحیه ی مورد مطالعه زمین لرزه های کم عمق به همراه سطح فعالیت لرزهای پایین را برای این منطقه نشان می دهد (IIEES2007 و Harvard CMT2006). بررسیهای انجام گرفته مختصاتات صفحه ی کانونی برای گسلش را به صباورنت (NSE, 42 SE) نشان می دهد. برای بررسی میزان فعالیت و توان لرزهای این منطقه از روش (Kijko & SelleVol2000) استفاده گردید، در این روش می توان فواصل زمانی را متغیر در نظر گرفت و بزرگی زلزله های مختلف را با دقت مربوط به خود وارد محاسبات نمود که نتایج حاصله از دقت بیشتری برخوردار خواهند بود. بر این اساس پارامترهای به روش احتمال بیشینه (M. L.E) در منطقه ی جیرفت را به ترتیب ۳/۹۷، ۱/۱۳ و ۹/۹ محاسبه گردید و b به مقدار ۰/۹۹ محاسبه گردید. بر طبق این محاسبات بزرگترین زلزله ی محتمل دارای بزرگای ۹/۶ و دوره ی بازگشت زلزله های با ۶ =MW حدود۱۳۰۰ سال برآورد گردیده است (جدول ۲ و تصاویر ۹ و ۱۰).

این فقط قسمتی از متن مقاله است . جهت دریافت کل متن مقاله ، لطفا آن را خریداری نمایید
word قابل ویرایش - قیمت 10700 تومان در 23 صفحه
سایر مقالات موجود در این موضوع
دیدگاه خود را مطرح فرمایید . وظیفه ماست که به سوالات شما پاسخ دهیم

پاسخ دیدگاه شما ایمیل خواهد شد