دکتر توحید ملک زاده دیلمقانی

وب سایت رسمی
بایگانی

 مطالعات مختلف ژئوفیزیکی در آذربایجان نشان می دهد که این منطقه از لحاظ زمین ساختی  یکی از مناطق بسیار جوان آسیاست و در کمربند زلزله موسوم به زلزله «آلپ – هیمالیا» قرار دارد. این کمربند زلزله خیز که از میان اقیانوس اطلس شروع می شود، پس از عبور از مناطق آلپ، ترکیه، آذربایجان، ایران، پاکستان، افغانستان، شمال هندوستان، تبت، منطقه جزایر فیلیپین می پیوندد و نوار عریضی را به وجود می‎آورد. در واقع میتوان این نوار را جزو مناطق بهم رسیده و جوش خورده صفحات در تئوری زمین ساخت صفحه ای دانست (فصل1). در سالهای اخیر کوششهایی برای حل مسائل لرزه زمین ساختی ایران و به تبع آن آذربایجان توسط نوروزی  (1972)، مکنزی (1977و1972) و Dewey et al (1973) ارائه گردید ولی این الگوها به سبب در نظر نگرفتن تکتونیک آذربایجان نتوانست پاسخگوی سئوالات لرزه زمین شناختی آذربایجان شود چرا که به قول بربریان (1362) بیشتر مرزهای بکار گرفته شده توسط نوروزی اساساً مرزهای غیر واقعی و جغرافیایی و سیاسی می باشند. با توجه به این مسائل و مشکلات و با عنایت به کوششهای افتخار نژاد ( 1960)، بربریان (1983)، بابا خانی و رحیم زاده (1367)، قنبری (1376و1363) و شنگور (1991) برای مطالعه تکتونیکی شرق آذربایجان و مطالعات مکنزی (1972)، دیوی (1973) اینوسنتی (1980)، فهمی (1365) و شئنگور (1990) برای غرب آذربایجان، موضوع سایزموتکتونیک و زلزله خیزی  اورمیه به تفضیل مورد بحث قرار گرفته است.

بررسی زلزله های تاریخی آذربایجان (فصل سوم ) و همچنین زلزله های قرن جاری آذربایجان نشان میدهد که حرکات فیزیکی پوسته آذربایجان هنوز هم وجود دارد. مطالعات حرکات و ریزش کوهها در آذربایجان نیز نشان میدهد که حرکات خفیف زمین علاوه بر زلزله در ریزش و حتی شکاف کوههای منطقه نیز متجلی است . وجود تعداد بسیار زیاد آب گرم و معدنی در مناطق فعال تکتونیکی آذربایجان نظیر اردبیل، خلخال، سراب، بستان آباد، زنجان، خوی، سلماس، سراسکند، صایین قالا و غیره نشان دیگری از فعالیتهای تکتونیکی نوین در منطقه می باشد.

تمام این شواهد بیانگر این واقعیت است که جای جای آذربایجان همواره به طور بالقوه در معرض خطر تخریب و ویرانی مطلق می باشد و روزی فرا خواهد رسید که مناطق به اصطلاح آرام کنونی آذربایجان، حرکات مخرب زمین را تجربه خواهند کرد کما اینکه هر از چند گاهی شاهد این وقایع مخرب بوده ایم. متاسفانه اکثر مناطق پرجمعیت آذربایجان نظیر ورمیه در مناطق بسیار تکتونیکی بنا شده و در کنار گسل های فعال جوان توانمند قرار دارند. بنابراین آشنا کردن مردم این مناطق و حتی دیگر مردم مناطق در معرض کمتر با این خطر بالقوه و چگونگی مقابله با این بلای طبیعی چه از نظر مهندسی ساخت و ساز شامل ساختمان، لوله های نفت و گاز، بزرگراهها، شبکه های آب و فاضلاب، مخابرات و شبکه کابل های زیر زمینی، فرودگاهها، بنادر، شبکه راه آهن و چه از نظر بررسی نکات ایمنی و آموزشی همگانی زلزله برای کاستن میزان خسارات و تلفات یک وظیفه اساسی برای هر متخصص زلزله می باشد.

 در باب مطالعات زلزله شناسی گفتنی است گام اساسی و اولیه در این مورد این است که منابع لرزه زای منطقه و زلزله های تاریخی آن مورد مطالعه قرار گیرد. بر اساس اطلاعات دریافتی از این مطالعات اولیه ما می توانیم به صورت دقیقتر به مطالعات ریز پهنه بندی موردی سازه های مهندسی و کلیه مطالعات مهندسی و در نهایت ریز پهنه بندی شهر های آذربایجان پرداخت که از نظر ریسک زلزله دارای ریسک زیادی می باشند.

 

«فصل اول»

1- علت زلزله خیزی آذربایجان ، معرفی میکروپلیت آذربایجان

1-1- تئوری زمین ساخت زلزله ای (پلیت تکتونیک)

1-2- میکروپلیت آذربایجان

1-3- میکروپلیت آذربایجان و موقعیت آن در میان صفحات جهانی

1-4- میکروپلیت آذربایجان و موقعیت آن در میان میکروپلیت های منطقه

1-5- مطالعه آنومالی های جاذبه و بررسی ضخامت پوسته زمین در آذربایجان

 

 

    1- علت زلزله خیزی آذربایجان ، معرفی میکروپلیت آذربایجان    

      1 -1-  تئوری زمین ساخت زلزله ای (پلیت تکتونیک)

     گرچه دانشمندان در سده های اخیر بر این باور بوده اند که قاره های امروزین جدا از هم در زمانهای بسیار دور در کنار هم قرار داشته و در اثر عوامل ناشناخته ای از هم جدا شده اند ولی بطور اصولی این آلفرد  وگنر بود که در سال 1915 میلادی نظریه اشتقاق قاره ها را که پایه اساس تئوری زمین ساخت لرزه ای است مطرح کرد. وگنر با توجه به شباهتهای ظاهری و مورفولوژی قاره ها اعتقاد داشت که قاره های امروزین به مثابه قایق های شناور در روی سطح آب بوده و براحتی میتوانند تغییر مکان دهند بنابراین در زمانهای گذشته قبل از حرکت قاره ها تنها یک قاره بنام پانگواPANGUA  وجود داشت. وگنر در مورد حرکت قاره ها معتقد بود که این دوران زمانی است که باعث حرکت قاره ها شده ولی محاسبات فیزیکدانان نشان داد که دوران زمین نمی تواند قاره ها را به حرکت درآورد.

نظریه اشتقاق قاره ها علیرغم جذابیت فوق العاده عجیب و شباهت  سواحل غربی آفریقا با سواحل شرقی آمریکای جنوبی و غیره نتوانست در میان دانشمندان آن زمان موفق باشد. از دیگر سو متخصصان ژئودینامیک به راحتی توانستند ثابت کنند که جابجا شدن تا مسافت هزاران کیلومتر قاره‎ها بر روی دریایی متشکل از یک پوسته اقیانوسی سخت نظیر توده‎ای چوب شناور بر روی دریا غیر ممکن بوده بنابراین این نظریه از طرف تمام دانشمندان علوم مختلف زمین رد و تشابه ظاهری قاره‎ها را ناشی از یک «تصادف جالب » دانستند.

بدین ترتیب ظاهراً امر اشتقاق قاره ای فراموش شد ولی مطالعات جداگانه‎ای بدون در نظر داشتن نظریه وگنر سبب شد موضوع اشتقاق قاره ها دوباره مورد توجه دانشمندان قرار بگیرد. در سال 70-1969 تئوری جدیدی بصورت علمی توسط مورگان، لنارد و مکنزی به جامعه علم عرضه شد و نظریه وگنر از شکل تجمعات “تصادفات فراوان بصورت قانون علمی ” در آمد و تئوری تکتونیک صفحه ای که حاوی جواب بسیاری از سئوالات ژئودینامیکی بود بصورت رسمی متولد شد.

مطابق این نظریه پوسته زمین به ضخامت تقریبی 40 کیلومتر به انضمام قسمت بالایی گوشته (mantle ) تشکیل قسمت لیتوسفر زمین را می دهند. این لیتوسفر به ضخامت 100تا 200 کیلومتری و به ابعاد چند هزار کیلومتری صلب فرض شده و با توجه به دارا بودن چگالی کمتر نسبت به آستنوسفر که حالت نسبتاً خمیری دارد بصورت شناور فرض می شود. شناوری لیتوسفر روی آستنوسفر در حد جامد - جامد می باشد اما لیتوسفر کاملاً یک صفحه یکپارچه نیست بلکه از صفحات مختلفی تشکیل شده، حاشیه و مرز این صفحات با زلزله مشخص می شود یعنی کمربندهای زلزله نمایانگر مرز بین صفحات می باشد  به سهولت می توان دریافت که این صفحات مستوی و تخت نبوده بلکه در حقیقت با کروی بودن زمین به شکل عرق چین کروی می باشند.

ژئوفیزیکدانان نتوانسته اند درباره تعداد صفحات توافق داشته باشند، اما اکثراً بر اساس یافته های ژئوفیزیکی زلزله شناسی به این نتیجه رسیده اند که لیتوسفر زمین از 6 صفحه اصلی بزرگ تشکیل شده است. (لوپیشون 1968)

این تعداد حتی در بعضی نوشته ها به 18 صفحه نیز رسیده است. در هر حال ژئوفیزیکدانان در 6 صفحه زیر اتفاق نظر دارند : صفحه توران، آفریقا، قطب جنوب، هند استرالیا، افریقا و صفحه اقیانوس آرام. در کنار این صفحات تعدادی میکروپلیت نیز بطور محلی با استفاده از داده‎های زلزله و مطالعات ژئومورفولوژیکی و دیگر مطالعات بررسی میگردد که می تواند به حل بسیاری از مشکلات ژئودینامیکی کمک کند مانند میکروپلیت آذربایجان.

بررسی‎ها نشان می دهد که صفحات به سه طریق نسبت به هم حرکت می کنند:

الف ) صفحات از هم دور می شوند و پشته میان اقیانوسی بوجود می آورند مانند پشته میان اقیانوسی اطلس.

ب) یکی از صفحات به زیر صفحه دیگر می رود مانند جزایر ژاپن

ج) دو صفحه نسبت به هم می لغزند مانند گسل سن آندریاس

1-2) میکروپلیت آذربایجان

بدنبال ارائه تئوری پلیت تکتونیک، حل بسیاری از مسائل لرزه زمین ساختی مناطق زلزله خیز جهان حل شد. یکی از مشکلات این تئوری عدم تطبیق این تئوری در بعضی مناطق زلزله خیز جهان از جمله آذربایجان بود. بنابراین ارائه چند میکروپلیت برای حل مشکلات لرزه زمین ساختی جهان ضروری می‎نمود.

در این میان گرچه می توان زلزله های آذربایجان را در مقیاس جهانی در محدوده کمربند مشهور آلپ- هیمالیا که از غرب پرتقال شروع و پس از عبور از شرق اروپا، ترکیه، آذربایجان، ایران، افغانستان و جنوب شرق آسیا به اقیانوس آرام می رسد و فعالیت تکتونیکی بیش از 95 درصد زلزله های خشکی زمین را در بر می‎گیرد، توجیه نمود، لیکن نمی توان در مقیاس کوچک الگوی خاصی را جهت تبیین علل زلزله های آذربایجان و حتی بعضی مناطق جهان ارائه داد. برای این منظور در این نوشته تلاش می‎گردد میکروپلیت آذربایجان برای حل مسائل زلزله ای آذربایجان و تشریح لرزه زمین ساخت آذربایجان معرفی گردد.

گفتنی است برای زلزله خیزی ایران شامل آذربایجان مدلهایی توسط نوروزی(1972)، مکنزی (1977 1972) وDewey et al (1973 ) ارائه گردید که مدلهای نوروزی و مکنزی براساس زلزله خیزی، گسلها و زلزله های بزرگ تهیه شده است . ملاحظه میگردد که این مدلها به دلیل عدم در نظر گرفتن تکتونیک محلی آذربایجان نمی توانند مدل مناسبی برای بیان لرزه زمین ساخت آذربایجان باشند چرا که برای جدا کردن یک ایالت لرزه زمین ساختی از ایالت دیگر باید اختلاف های بنیادی بین لرزه خیزی و زمین ساخت آنها را نشان داد. بیشتر مرزهای بکار گرفته شده توسط نوروزی(1972) اساساً مرزهای غیر واقعی و یا جغرافیایی است که فاقد واقعیتهای زمین ساختی  و یا زمین لرزه ای می باشند (بربریان،1362).

1-3) میکروپلیت آذربایجان و موقعیت آن در میان صفحات جهانی

بررسی های اولیه نشان میدهند آذربایجان در حالت کلی تحت فشار چند صفحه بزرگ قرار دارد. این صفحات عبارتند از صفحه توران صفحه هندوستان و صفحه عربستان. حرکت بطئی و آرام صفحه توران در شمال به طرف جنوب و جنوب غربی و فرو رانش آن در شمال خراسان (اوفیولیت های سبزوار) و اعمال نیروی آن به میکروپلیت لوت سبب چرخش 135 درجه ای میکروپلیت لوت بسوی غرب شده (اشمیت و زوفل، 1983) است. این میکروپلیت در طول زمان پالئوزوئیک و مزوزوییک پیشین کم و بیش با لبه جنوبی صفحه توران پیوند داشته است. یک جدایی مشخص از توران را در زمان ژورا سیک می توان نتیجه گرفت. از کرتاسه تاکنون میکروپلیت کم و بیش به صفحه توران پیوسته بوده و در هر صورت حدود 45 در جه نسبت به قاره شمالی به سوی غرب چرخیده و جنبشی نه شدید به سوی صفحه توران داشته است. از طرف شمال آذربایجان نیز برخورد مستقیم صفحه توران با میکروپلیت گؤگجه - قره داغ سبب بروز پدیده فرو رانش (Subduction) در شمال آذربایجان شده و بطور مستقیم نیز نیرویی عظیم بر میکروپلیت خزر وارد میکند.

فشار صفحه عربستان از طرف جنوب غرب و رانده شدن آن به زیر کوههای زاگرس امروزین سبب وارد شدن فشار از طرف جنوب و جنوب شرقی به منطقه آذربایجان شده است. بنا به نظر مکنزی (1972) بر اساس مطالعات مغناطیسی، صفحه عربستان با سرعت 5/4 سانتی متر در هر سال به طرف شمالشرق در حرکت است.

صفحه هندوستان نیز با حرکت به شمال و شمال شرق سبب وارد شدن فشارهایی به آذربایجان میشود که تاثیر این حرکت عمدتاً غیر مستقیم بوده و بیشتر فشارهای اعمالی از سوی این صفحه به میکروپلیت آذربایجان ناشی از فشار میکروپلیت های مجاور آذربایجان می باشد که درگیر با صفحه هندوستان هستند.

حرکت این صفحات سبب اعمال فشارهایی به منطقه آذربایجان شده که نتیجه نهایی این فشارها در صورت اعمال فشار خفیف بصورت کوهزایی و در صورت اعمال فشار قوی بصورت شکستگی و ایجاد گسل و نهایتاً زلزله در منطقه می باشد. این فشار ها سبب بوجود آمدن شکستگی هایی در ساختمان منطقه با روند شمال غرب به جنوبشرق در امتداد 125 N تا 135N شده است. بررسی های ژئودینامیکی آذربایجان نشان میدهد غیر از این شکستگی ها نیروهای منتجه از این نیروهای منتجه از این نیروهای دینامیکی سبب یک حرکت چرخشی عمده در منطقه شده که در عین حال یک فشردگی عمومی در منطقه برشی در طی عملکرد آن دیده می شود                (   Nogol sadate،  (1985

1-4) میکروپلیت آذربایجان و موقعیت آن در میان میکروپلیت های منطقه

بطوریکه اشاره گردید اعمال نیروی صفحات برروی آذربایجان از طریق میکروپلیت های انجام می شود که در همسایگی آذربایجان قرار دارند می توان این میکروپلیت های مجاور را تحت عناوین زیر طبقه بندی کرد :

 1- میکروپلیت  جنوب خزر 2- میکروپلیت شرق آناطولی 3- میکروپلیت گوگجه – قره داغ

برای بررسی چگونگی اعمال فشار از سوی این میکروپلیت ها به میکروپلیت آذربایجان به تشریح یکایک آنها  می پردازیم.

الف) میکروپلیت جنوب دریای خزر

جنوب دریای خزر دارای پوسته میان اقیانوسی می‎باشد که در اثر اعمال نیروی فشاری صفحه توران به زیر پوسته قاره ای آذربایجان رانده شده سبب بوجود آمدن پدیده فرورانش ، کوهزایی و نهایتاً گسل های فعال   لرزه زا در اطراف دریای خزر شده است .

در تاریخ نئوتیتس و در مرحله کوهزایی آلپ میانی، منطقه اطراف خزر با تحول اشکال ساختمانی در چارچوب مسائل زمین ساختی و نئوتکتونیکی نیرومند و متناقض قطعه قطعه گردید بطوریکه تاثیر این رویدادها در تشکیلات قفقاز- جنوب خزر، آذربایجان و حوضه‎های درون کوهستانی که دارای آثار تکتونیکی جوان می باشد قابل ملاحظه است (قنبری 1376). وجود اوفیولیت ها که امروز ثابت شده است تنها از عمل فرورانش به عمل  می آید  (قنبری 1363). در مناطق طالش، اسالم و جنوب ترکمنستان توسط Baud (1989) گزارش شده است (Sengor 1991 )

گفتنی است فرورانش خزر زیر میکروپلیت آذربایجان و وضعیت هندسی زون بنیوف Benioff zone با توجه به پدیده نقطه فشاری punching point یکسان نبوده و علاوه بر تغییراتی که در آن دیده می شود، میزان زاویه ای که در حین فرورانش بخود می گیرد متغیر است. بنا به عقیده قنبری (1376) تغییرات درجه سطح بنیوف بین 15تا 75درجه است. کوهزایی های منطقه نیز با توجه به این زاویه ها متغیر بوده و جزایر کمانی منطقه ای به وجود می آید.  اخیراً میله گذاری هایی که در کف دریای خزر برای بررسی نوسان آب دریای خزر نصب شده است بالا آمدگی آب دریای خزر    ( پدیده آبداکشن میکروپلیت خزر ) را نشان می دهد.

افتخار نژاد (1960) زمان فرورانش خزر با پوسته اقیانوسی را در اوایل دوران مزوزوئیک می داند. با اینحال بعید نمی نماید بقایای اوفیولیت های کوههای طالش (Sengor  1984 ) را که مربوط به پالئوزوئیک پسین می باشد را مربوط به فرو رانش اولیه خزر دانست. از دیگر سو مجموعه های اوفیولیتی ناسالم و سنگهای دگرگونی همراه آنها و سنگهای دگرگون مناطق الله یارلو، کلیبر و شمال ارس نیز با هم در پیوند بوده و بازمانده هایی از پوسته اقیانوسی خزر را نشان می دهند. با فرورانش خزر زیر میکروپلیت آذربایجان، زون بنیوف منطقه در ساوالان تشکیل می گردد که از نظر ساختمان و حجم نظیر آتشفشانهای حاشیه قاره ای است که برروی هورست اولیگوسن تشکیل شده است      (قنبری 1376). در طول ائوسئن در اغلب مناطق آذربایجان فعالیت شدید آتشفشانی بوده، بجز مغان که حوضه رسوبی آرام را در برداشته است.

بررسی های آنومالی های منطقه ای نشان میدهد که جنس پوسته خزر از نوع سنگهای دگرگونی آمفیبولیت، گرانولیت و اکلوژیت می باشد که تحت فشار و حرارت بالا بوجود آمده است. بر روی پوسته فوق رسوبات تغییر شکل نیافته به ضخامت 15 تا 25 کیلومتر دیده می شود که از دو بخش زیرین مزوزوئیک و پالئوژن فوقانی شامل سازند نئوژن و کواترنر تشکیل شده است.  آستنوسفر در عمق  80  کیلومتری قرار گرفته بسوی شمال و غرب    120 تا 150  کیلومتر افزایش می یابد (Fedynsky et al. 1972 ) این علامتی دیگر از پدیده فرورانش در خزر می باشد. سن پوسته بازالتی کف خزر تا امروز تعیین نگردیده است. (بابا خانی و رحیم زاده 1367)

حرکت میکروپلیت های خزر و آذربایجان و عمل فرورانش، نهایتاً موجب تشکیل گسلها و شکستگی های عمده ای در منطقه شده که وجه بارز آن در منطقه غربی خزر(اراضی آذربایجان ) بچشم می خورد که می‎توان گسل سرتاسری آستارا و گسل نئوور (Neor) را نام برد که به ترتیب در شرق و غرب کوههای طالش و کاملاً در امتداد هم بوده و همچنین چندین گسل فرعی منشعب از این گسل ها که بصورت شعاعی در اطراف آتشفشان ساوالان کاملاً مشخص هستند گسل آستارا که در حقیقت مرز حوضه فرو رفته خزر و بخش بالا آمده آن می باشد و در شرق کوههای طالش قرار دارد یک گسل پی سنگ کهن می باشد که از شمال در جلگه مغان و از جنوب تا چهار گوش انزلی ادامه دارد. تاریخ تشکیل این گسل را پالئوژئن حساب می کنند که با رسوبهای دشت کرانه خزر پوشیده شده ولی در برخی جاها آثار آن بر روی سنگهای آذر آواری پالئوژن در باختر استخر عباس آباد دیده می‎شود (همان ). گسل نئور نیز که در حقیقت مرز منطقه بالا آمده با فلات ولکانیکی اردبیل می باشد تقریباً در راستای گسل آستارا بوده ولی از نظر موقعیت در غرب کوههای طالش قرار دارد. این گسل با راستای شمال غرب – جنوبشرق (NNW- SSE) از شمال دریاچه نئوور شروع شده و تا نزدیکی های انزلی ادامه می یابد. دریاچه کوچک نئوور که آب آن از آبهای جاری منطقه شروع می شود را می توان در اثر عمل این گسل دانست.

ب) میکروپلیت شرق آناطولی

حد غربی میکروپلیت آذربایجان رامی توان کوههای مرزی آذربایجان با ترکیه در نظر گرفت که فرورانش آرام میکروپلیت شرق آناطولی در پوسته قاره ای آذربایجان سبب ایجاد آن شده است. بدین ترتیب سنگهای اوفیولیتی و کالرد ملانژهای زون ماکو تا میاندوآب را می توان تنها نتیجه این فرورانش دانست.

تعریض ریفت منطقه خوی – میاندوآب در اثر تشکیل تدریجی پوسته اقیانوسی در عمق توانسته است موجب بسط و گسترش یک گودال باریک و دراز دریایی شود که در آن مواد آتشفشانی زیر دریایی باریک همراه با رسوبات عمیق دریایی و سنگهای آواری و تخریبی مشتق از حاشیه قاره ای یعنی فلیش تشکیل شده باشد.

در مورد فقدان نهشته های فلیشی قبل از کرتاسه باید گفت: اگر قبول کنیم که تشکیل و پیدایش این ریفت نخستین و تعریض بعدی آن به صورت یک گودال دریایی در زمان کرتاسه بالایی به وقوع پیوسته است در این صورت فقدان نهشته های فلیشی قبل از کرتاسه تا حدودی نظر ما را تائید می کند (قنبری 1363). با ادامه عمل فرو رانش مواد قسمت بالایی جبه یعنی سنگهای اولترا بازیک و بهم آمیختگی آنها با مواد رسوبی و آتشفشانی که گودال دریایی را بر کرده اند، پیدایش کالرد ملانژها در زون خوی – میاندوآب تشدید می‎شود. در باره سن تخمینی این فرورانش گفتنی است، رخنمون های موجود البرز و آذربایجان هیچ نشانه ای دال بر وجود دگرگونی در پالئوزوئیک را ندارد (sengor1991 ) و تمام حوادث بعد از پالئوزوئیک اتفاق افتاده است. بیرمن نیز که یخچال های مرزی ترکیه را بررسی کرده است معتقد است که در اوایل عهد پلستوسن کوههای مرزی بطور قابل توجهی پایین تر از امروز بوده‎اند‎ (سیاهپوش 1370) و بعداً در اثر کوهزایی به ارتفاع آنها افزوده شده است.

فهمی (1365) نیز سنگهای رسوبی کالردملانژ خوی را به سبب داشتن فسیل مشخص نومولیت به زمان ائوسن مربوط می داند. از طرفی داده های پالئو مغناطیسی توسط Vander voo (1968) نشان می دهد که ترکیه از زمان کرتاسه به عنوان بخشی از آفریقا بوده و سنگهای پرمین و ژورا سیک حرکت انحرافی را از قطب اروپا و افریقا نشان می دهد و ثابت میکند که ترکیه شامل قطعاتی از سنگهای قاره ای را به زون آفریقا شبیه می سازد (دیوی و همکاران1973).

با انجام عمل فرورانش در منطقه شکستگی ها و درزهای فراوان در پوسته قاره‎ای آذربایجان و پوسته اقیانوسی آناطولی بوجود می آید که روند آن تقریباً شمال- جنوب می باشد که می توان گسل سراسری دریاچه اورمیه در شرق کوههای آذربایجان و گسل وان در آناطولی را نتیجه این فرورانش دانست. از نتایج این فرورانش علاوه بر ایجاد گسلهای سرتاسری فوق می توان به ایجاد گسلش فراوان در غرب آذربایجان و گسل فراوان و ایجاد دریاچه تکتونیکی وان در غرب و همچنین کوهزایی عظیم در منطقه اشاره کرد که تحقیقات اینوسنتی و همکاران (1980) نشان می دهد گسلش های این کوهزایی در منطقه وان از شدت زیادی برخوردار می باشد.

حادثه بعد از میوسن ظهور دو گسل امتداد لغز آناطولی شمالی و شرقی است و آنها  نتیجه حرکت به سمت غرب میکروپلیت آناطولی به زیر صفحه عربستان است (مکنزی 1372)

مطالعات انجام شده با سوابق و اطلاعات گردآ‎وری شده مربوط به یک زمان خمیده و انحنا یافته ای که دارای 200کیلومتری عرض بوده و در قسمت جنوب به وسیله   Nappe- Elazigمحدود شده (Rigode Righi 1964) و در بخش شرقی و غربی بین 40درجه طول و 46 درجه عرض شرقی قرار گرفته است نشانه ای دیگر از فرورانش در این منطقه است.(قنبری1363)

اخیراً با استفاده از دستگاههای طرح نوری (چالنکو 1977) در امتداد(ENE WSW) و همچنین جنوب شرق به شمالشرق یک فرم موزائیکی از ساختمان را نشان میدهد بطوریکه ساختمان موزائیکی بخش انتهایی گسل آناطولی و گسل زاگرس منشاء تکتونیکی مشابه را مدل می سازد و نوعی کشش در جهت شرق  –غرب را نشان میدهد.  ساده‎ترین تفسیر این علت در آن است که این ساختمانها در اثر کشش و انبساط گسلها در سطح زیرین خود که موازی با مسیر حرکت حد میانی پلیت عربستان است مقاومت از خود نشان داده و گسلها را رسوبات دوران چهارم پوشانیده است.

با توجه به توضیحات فوق میکروپلیت آذربایجان را می توان در صورت صلب بودن منشآ زلزله های آذربایجان در نظر گرفت.

1-5- مطالعه آنومالی های جاذبه و بررسی ضخامت پوسته زمین آذربایجان

با استفاده از داده های نقاط گرانی سنجی در آذربایجان  آنومالی های مختلف جاذبه در آذربایجان مورد بررسی قرار می گیرد. این بررسی نشان می دهد که بخش مرکزی آذربایجان محدوده کم عرضی است که از شمال – شمالغرب به سوی جنوب – جنوبشرق امتداد یافته است. آنومالی بوگه در این منطقه از 15 تا 170 میلی گال در نوسان است. منحنی های میزان بطرف شرق افزایش یافته تا اینکه در ساحل جنوبغرب دریاچه اورمیه به 50تا صفر میلی گال می رسد. افزایش آنومالی حاکی از ضخامت کم پوسته و عدم تعادل ایزوستازی آن می‎باشد.

در غرب منطقه مرکزی و در امتداد فرو نشست اورمیه، میدان ثقل بتدریج افزایش یافته و در حدود ده میلی گال می‎شود. در شرق و غرب آذربایجان آشفتگی های ایزوستازی که نمایانگر کوههای عظیم منطقه است به خوبی مشهود است. این رقم در جنوب شرق آذربایجان به 120 میلی گال می رسد.

با توجه به نتایج حاصل از گراویمتری در آذربایجان می توان ضخامت پوسته زمین در آذربایجان را بدست آورد. با استناد به این نتایج، بیشترین ضخامت پوسته زمین در آذربایجان در منطقه مرکزی آذربایجان دارای امتداد شمالغرب به جنوبغرب واقع شده و دارای 44تا46 کیلومتر می باشد. این رقم در شرق آذربایجان (حاشیه خزر) به 30تا 35 کیلومتر رسیده و در غرب آذربایجان به حدود 40 کیلومتر می رسد. در شمال شرق آذربایجان (دشت مغان ) که دشتی است کاملاً هموار پوسته زمین به 25 الی 27 کیلومتر می رسد با توجه به داده های فوق می توان متوسط ضخامت پوسته زمین در آذربایجان را در حدود 35 الی 38 کیلومتر در نظر گرفت .

 

 

 

 

 

«فصل دوم»

2- لرزه زمین ساخت آذربایجان و بررسی گسل های کواترنر آذربایجان

2-1- گسلهای سرتاسری آذربایجان

2-2- گسلهای محلی آذربایجان

2-3-گسلهای عمده مجاور آذربایجان

شکستگی پوسته جامد زمین را که گاهی جابجایی هایی نسبی در امتداد آنها تا سطح زمین می رسد را گسل (Fault ) گویند. این شکستگی ها به سبب تجمع تنش های ناشی از حرکت صفحات نسبت به هم و حرکتهای درونی در گوشته پیش می آید. بسیاری از گسلها در دوران های ماقبل دوران چهارم زمین شناسی فعال بوده و ممکن است امروزه فعال نباشند در حالیکه دسته ای دیگر از گسلها در دوره کواترنر حرکت داشته اند و انتظار می رود این گسلها در آینده‎ای نه چندان دور هم فعالیت داشته باشند.

شناخت دقیق و کامل گسلها بویژه گسلهای کواترنر، نخستین گام در راه بررسی زمین ساخت و خط زلزله در هر منطقه است. آژانس بین المللی انرژی اتمی(IAEA ) گسلی را مستعد زلزله می داند که:

الف) در دوره کواترنر حرکتی داشته باشد.

ب) شواهد توپوگرافیکی گسیختگی در سطح آن دیده شود.

ج) زلزله های ثبت شده و تعیین محل شده‎ای را نشان دهد.

د) در امتداد گسل، خزش وجود داشته باشد.

ه) به یک گسل مستعد وابسته باشد. (معماریان 1374)

در این فصل ویژگی های تمام گسلهای فعال آذربایجان با ذکر تمام مشخصات، بزرگی زلزله ای که در آینده ممکن است رخ دهد و همچنین فهرستی از زلزله های بزرگ ناشی از این گسلها آمده است.

) گسل سرتاسری دریاچه اورمیه

این گسل سرتاسری در غرب آذربایجان قرار گرفته و از ناحیه ماکو شروع و پس از عبور از شرق خوی از شمالغرب سلماس وارد شمال دریاچه اورمیه شده و پس از طی طول دریاچه اورمیه در ناحیه جنوب دریاچه اورمیه (ناحیه قوشاچای) دوباره ظاهر می گردد. گرچه اثر این گسل سرتاسری در شمال و جنوب دریاچه اورمیه کاملاً مشخص است( افتخارنژاد1980) ولی در طول 140کیلومتر طول دریاچه اورمیه به علت پوشش آب و نهشته های نرم روی آن، اثر این گسل دیده نمی شود لیکن زلزله های مختلفی در طول خط پنهان این گسل واقع در داخل دریاچه وجود این گسل را تائید می کند مانند:

1- زلزله 5نوامبر 1929 در ساعت ده‎ وشش دقیقه و چهارثانیه به بزرگی 5/4=M

2- زلزله 7 مه 1930 در ساعت سیزده وچهل دقیقه و چهل و هشت ثانیه با بزرگی 7/4=M  

3- زلزله 8 مه 1930در ساعت پنج وبیست ونه دقیقه وسی ثانیه با بزرگی 2/5= M

4- زلزله 8مه 1930 در ساعت چهارده وبیست وسه دقیقه وسی ودو ثانیه بابزرگی 5/4=M

5- زلزله 8مه 1930 در ساعت پانزده وپنج دقیقه وبیست ویک ثانیه با بزرگی 7/4=M

6- زلزله 23 مه 1930 در ساعت نه وچهل وهشت دقیقه وبیست ثانیه با بزرگی 2/5=M

7- زلزله 29 مه 1930 در ساعت هفت وچهارده دقیقه وپانزده ثانیه با بزرگی 2/5=M

8- زلزله 12 مه 1931 در ساعت دوازده و ده دقیقه و بیست وپنج ثانیه با بزرگی 7/4=M

9- زلزله 4ژوئیه 1931 در ساعت چهارده وبیست ویک دقیقه و با بزرگی 7/4=M

10- زلزله 23مارس 1953 در ساعت بیست وسه ویک دقیقه وسیزده ثانیه

11- زلزله 23 ژوئن 1957 در ساعت بیست وبیست ودو دقیقه وسیزده ثانیه

12- زلزله 25 مه 1993 در ساعت هیجده وسی وهشت دقیقه وبیست وپنج و یک دهم ثانیه با بزرگی 1/4= M

 بر اثر عملکرد و فعالیتهای این گسل که بعضی از زمین شناسان (بربریان و قریشی1987) آنرا دره قدیمی اورمیه old valleg of Urmieh و جداکننده کمربندهای فلیشی شرق دریاچه و نهشته های سکوی قاره ای دانسته اند، زمین شناسی دو طرف آن بویژه چینه شناسی و تکتونیک دو طرف آن نیز تفاوتهای چندی با هم دارند که به نظر می رسد در طول عمر این گسل افتاده است. در طی فعالیت این گسل، دریاچه تکتونیکی اورمیه در محل فرونشست زمین تشکیل شده که جهت آن موافق با جهت فرونشست گسلی یعنی شمال – جنوب می باشد. این دریاچه با طول حدود 140کیلومتر و عرض 15 تا50 کیلومتر، سطحی نزدیک به پنج تا شش هزار کیلومتر مربع را دربرگرفته است، حداکثر عمق این دریاچه 13 کیلومتر در ناحیه سلماس بوده و

ارتفاع دریاهای آن از سطح دریاهای آزاد حدود 1287 متر می باشد.

دریاچه اورمیه یکی از معدود دریاچه های غیر عادی و اشباع از نمکهای مختلف بوده که با توجه به مساحت، عمق، ریخت شناسی، خواص شیمیایی آب، نوع رسوبات و سیستم محیط زیستی و چرخه آبی Water circulation شباهت زیادی به دریاچه بزرگ نمک (Great Salt Lake) در  یوتای ایالات متحده امریکا دارد.

حوضه دریاچه اورمیه در امتداد یک سیستم فعال از گسله های فشاری واقع شده است که حرکات و فعالیتهای آن عامل اصلی هماهنگی سیستم آبگیری این دریاچه شده است (شهرابی 1986، 1360،1373) بعضی از زمین شناسان (افتخارنژاد1981) معتقدند که بخشی ازحوضه آبریز آن در شمال در زمان پلیستوسن جزو حوضه آبگیری خزر بوده و آبهای آن از طریق رود ارس به دریای خزر تخلیه می شد ولی فعالیت گسل شمال تبریز و شاخه های فرعی آن سبب بالاآمدن زمینهای این بخش و در نتیجه ایجاد خط مستقیم آب امروزین در حوضه های اورمیه و خزر شده است. آزمایشهای ژئوفیزیکی مختلف که در سالهای گذشته در سطح اورمیه انجام گرفته منشا تکتونیکی این دریاچه را تائید میکند.

الف) مطالعات لرزه نگاری انعکاسی یک پی سنگ به ضخامت حداقل 40 متر در زیر رسوبات جوان دریاچه را تائید می کند که آن بیشتر از شیل، ماسه سنگهای کرتاسه زمین با آهکهای میوسن (معادل سازندقم ) می باشند بنابراین موضوع پارا تتیس بودن آن رد میشود چون در صورت وجود این موضوع باید رسوباتی به ضخامت صدها و چند هزار متر از پی سنگ داشته باشیم (شهرابی 1360). گمانه های حفاری شده این موضوع را تائید می‎کند.

چگونگی حرکت افقی گسل دریاچه اورمیه مشخص نیست. با توجه به تشکیل نشدن یا حذف شدن سنگهای تریاس و ژوراسیک در طرف غرب آن و همچنین ضخامت بسیار زیاد سنگهای پرمین در قسمتی از سروSero (جنوب غرب سلماس) شاید بتوان گفت که این گسل در اواخر دوران دیرینه زیستی فعال بوده ولی از چه زمانی فعالیت این گسل آغاز شده پاسخ قانع کننده‎ای نیست. البته روند آن و همچنین گسترش زیاد پرکامبرین در غرب آن که گاهی تا دوره پرمین به صورت برجستگی های پایداری بوده‎اند می تواند دلیل غیر مستقیمی باشد تا آنرا با رخداد «کاتانگایی» وابسته بدانیم. فعالیت این گسل در زمان رخداد زمین ساختی کیمرین پیشین کم وبیش مشخص است. دریاچه اورمیه بعد از دوران یخچال تشکیل شده و ابتدا به صورت محل تجمع آبهای شیرین رودخانه ای بوده و به تدریج و با شکل گرفتن تعادل بصورت دریاچه شور در آمده است.

دریاچه اورمیه نیز به سبب منشاء تکتونیکی اش شاهد بالا و پایین رفتن آب دریاچه اورمیه بوده که سبب خسارات فراوانی به مزارع و مراتع و تاسیسات اطراف شده است. بی شک حوادث تکتونیکی منشاء این حوادث می باشد چرا که مطالعات مقدماتی پالئو مغناطیس نمونه های برداشته شده از قسمتهای مرکزی دریاچه نشان می دهد که رسوبات تخریبی دارای اهمیت چندانی از نظر کمی در مقابل رسوبات شیمیایی نبوده و تنها عوامل تکتونیکی منشاء بالاآمدن آب دریاست.

د) گسل وان

این گسل یکی از گسلهای معروفی است که هر از چندگاهی آذربایجان را تحت الشعاع خود قرار داده است. این گسل منشاء زلزله های قدیمی توروس  Toros، زلزله های مناطق ساحلی دریاچه وان می‎باشد (آمبرسیز 71-1970). طبق مطالعات آمبرسیز (71-1970) این گسل یک حرکت چپ به راست دارد زیرا علائم و نشانه های حاصل از جابجایی افقی دارد و این پدیده نوعی گسلهای رو رانده یا پلکانی را تولید کرده است و باهم موازی می باشند (سیمین وآندین 1972 وآرپات وساراوغلی 5-1972) این گسل از شمال به گسل شمالی آناطولی می پیوندد و ادامه گسل بطرف خلیج اسکندرون می‎باشد (قنبری1363).

چگونگی ناپدید شدن گسل وان در زلزله بینگؤل توسط تحقیقات مکنزی بررسی شده است. زلزله های بسیاری در دوران تاریخی (فصل 3) و همچنین بعد از سال 1900 مربوط به این گسل است. زلزله سال 1971 تغییراتی در سطح زمین ایجاد کرده تولید گسلی به طول 35 کیلومتر از «قوینوک سویو» به بعد که در بخش شمالشرق میان بینگؤل با گسل وان منطبق می باشد.

ه) گسل شمال تبریز

گسل شمال تبریز از بنیادی ترین، فعالترین و طولانی ترین گسلهای آذربایجان بوده و منشاء زلزله های مخرب تبریز در طی چند هزار سال تاریخ شهر تبریز و مناطق اطراف می باشد. خط اصلی گسل تقریباً به طول 100کیلومتر با راستای N 115 E از منطقه میشوداغی مرند آغاز و پس از عبور از صوفیان، دامنه کوه مرو (MERU  Dağ ) وارد شمال تبریز شده و پس از عبور از دامنه کوه عینالی تبریز، باغ میشه ومحلات قدیمی وارد روستای باسمنج شده به گردنه شیبلی می‎رسد. در بستان آباد خط اصلی گسل ظاهراً تمام می شود و در بستان آباد پس از کمی انفصال به میانه و سپس به زنجان میرسد امتداد این گسل بعد از مرند و میشوداغی نیز ادامه دارد و احتمال میرود در طول دوران چهارم همزمان با گسل شمال تبریز در اثر فعالیت ماگمایی این دوران تشکیل یافته است. مواد آتشفشانی دوران چهارم در اثر رسوب گذاری های متوالی روی این گسل را پوشانیده و در نتیجه تشخیص مسیر آن بعد از مرند مشکل می باشد ولی دوباره مسیر کسل در ناحیه خوی (کلیسا کندی) ظاهر می‎شود و امتداد این گسل را در نزدیکی مرز ترکیه در روی عکسهای هوایی می توان تشخیص داد.

همین عدم توافق درباره ابتدا و انتهای گسل سبب شده است که طول گسل در گزارشهای مختلف متفاوت نوشته شود. قریشی و برزگر (1370) طول شناخته شده گسل از بستان آباد تا صوفیان را 90 کیلومتر دانسته، اضافه می کند دنباله آن به سمت جنوب شرق دست کم تا علی خلج و شمالغرب دست کم تا جنوب شرق مرند در شمال کوه میشو ادامه پیدا می‎‎کند و در نتیجه طول کلی آنرا به 150 کیلومتر میرساند. بربریان (1975) در مقاله ای طول گسل شمال تبریز را 100 کیلومتر میداند. قنبری (1373) نیز در گزارش مطالعات تفصیلی خویش در مورد مسایل زمین شناسی مهندسی شهرک لاله تبریز، طول مورد قبول شمال تبریز را 100کیلومتر می داند. سایر گزارشها نیز در مورد طول گسل تبریز عیناً تکرار سخنان بالاست. چنین به نظر می رسد که طول گسل فوق به سبب شناسایی اندک زمینی و عدم بررسی نقشه های هوایی و نقشه های زمین شناسی چهارگوش تبریز، مرند، میانه متفاوت جلوه می کند. با در نظر گرفتن موارد فوق می توان گسل شمال تبریز از صوفیان تا بستان آباد را حدود 110کیلومتر درنظر گرفت.

در تمام مناطق مشاهده شده شیب گسل قائم بوده همین شیب سبب شده است که اختلاف ارتفاع شهر تبریز با قله کوه بسیار زیاد تر از حد معمول باشد و این ناشی از فرونشست دشت تبریز می باشد. در اثر فعالیت شدید این گسل بلوک قطعه شمالی گسل حدود 80متر در شمالغرب صوفیان پایین افتاده و انحرافی در گسل در پای میشو داغ صورت گرفته که در عکس های هوایی کاملاً مشخص است. یکی از عوامل مهم تغییر شکل زمین در این زون که در اثر زلزله های متوالی گسله ها بوجود آمده مربوط به زلزله سال 1834 میلادی است که در شمال باسمنج توسط بریدس (1834) مطالعه شده است. قطعه بین فرودگاه تبریز و صوفیان به سبب فعالیتهای زیاد می تواند به منظور بررسی حرکات گسلی بسیار جدید مورد مطالعه قرار گیرد.

برخلاف نظریات تنی چند از زمین شناسان (بربریان و قریشی 1976) در مورد عدم فعالیت گسل شمال تبریز، این گسل امروزه در مدخل روستای باریش بصورت شبکه گسلی عمل کرده و مناطق کوی افسران، ولیعصر کوی  همافر و نگین پارک را تحت تاثیر فعالیت پنهان خود قرار داده است.

جابجایی های زمین در کنار باریش چای به بیش از دو متر می رسد لکن وجود لایه های ضخیم نهشته های مارنی همراه با توف و رسوبات سیلابی پلیو- کواترنر مانع مشاهده مستقیم این ریز گسل های فعال در سطح زمین می‎گردد اما با اندک مطالعه، آثار ناشی از فعالیت گسل که همراه با لغزش و حرکت زمین می باشد بصورت درز، ترک و دیاکلاز در بیشتر سازه ها و ساختمانهای حاشیه های قابل مشاهده است.

وجود گسل های قابل ملاحظه ای در جنوب شهر تبریز نشان می‎دهد که این گسل محدود به شمال شهر نبوده بلکه شهر تبریز دقیقاً در یک پهنه گسلی بنا شده است. این مجموعه گسله به دلیل اینکه اغلب رسوبات کواترنری را قطع می کند توانایی لازم جهت یک زلزله بزرگ را داراست. با فرض فعال بودن 55 کیلومتر از این گسل می توان زلزله ای با بزرگی 4/7= M را از این گسل انتظار داشت.

2-2) گسل های محلی منطقه

الف) گسل اشنویه

گسل اشنویه یکی از گسلهای محلی آذربایجان واقع در غرب آذربایجان با روند NE به SW باشیبی به سوی شمالغرب و با طول حداقل 20کیلومتر از شمالغرب اشنویه گذشته و مرز میان کوه (در شمالغرب) و دشت (در جنوب شرق) محسوب می‎شود می توان زلزله های زیر را منسوب به این گسل دانست.

زلزله 23/7/1981 با بزرگی 6/5= Mb و 6/5= Ms

پس لرزه 23/7/1981 با بزرگی 6/4 = Mb و 4= Ms

زلزله 14/9/1981  با بزرگی 5/4=Mb و 5/3=Ms

زلزله 9/10/1981 با بزرگی 7/4=Mb

زلزله 28/10/1984 با بزرگی 5/4= Mb

زلزله 11/5/1986 با بزرگی 6/4= Mb

پس لرزه 11/5/1986 با بزرگی 5/4= Mb

 

ز) گسل جنوب سلماس

گسل جنوب سلماس یکی از مهمترین گسل های محلی آذربایجان و عامل اصلی تخریب صددرصد سلماس در سال 1930میلادی (1309شمسی) است. فعالیت این گسل همراه با گسل شمال سلماس در دوره های اخیر زمین شناسی سبب فرو نشست دشت سلماس شده است. مشاهدات صحرایی مبدا این گسل را روستای شور گول (shor qol) در جنوب شرق سلماس نشان می دهد لیکن زلزله های اخیر در قسمت غرب گسل در گردنه قوشچی و اطراف آن نشان می‎دهد که ادامه این گسل تا نزدیکی های دریاچه اورمیه رسیده و شاید گسل سرتاسری دریاچه اورمیه را قطع می کند. این گسل که از روستای شورگول شروع شده پس از طی مسافرتی از نزدیکی روستای اخیان (جنوب شرق سلماس ) گذشته و سپس امتداد آن ناپدید می شود. ادامه امتداد این گسل تا نزدیکی روستای سارنا (sarna) غیر ممکن است. تا این مکان بیشترین جابجایی گسل جنوب سلماس حدود 5/1 متر برآورد می شود.

در روستای اخیان، این گسل پس از عبور از بستر زولا چای و سنگهای متامورفیک ساحلی آن و معدن تراورتن قاباق تپه در E160N به نزدیکی روستای زئوه جیک می رسد. در نزدیکی این روستا امتداد گسل به  E125N می رسد قسمت فرو افتاده آن در این محل تقریباً 2 متر می باشد. هر چه به طرف غرب برویم امتداد گسل از E125N منحرف شده به  E105N نزدیک تر می شود بطوریکه در روستای محلم (Mahlam) به آبرفتهای پهن منطقه می پیوندد. در نزدیکی روستای صوفی آباد، گسل بصورت عمق ژرفی نمایان میگردد. با توجه به عکسهای هوایی می توان طول گسل سلماس را دو حدود 70کیلومتر برآورد کرد.

از ویژگی های مهم این گسل وجود چشمه های گرم گسلی در طول گسل جنوب سلماس می‎باشد مانند چشمه های آب گرم ایستی سو و چشمه های آب گرم دئریک در محل شروع گسل. شواهد نشان می دهد که آب این چشمه ها قبل و بعد از زلزله افزایش یافته بود. همچنین پس از زلزله 1930 سلماس در ده کیلومتری شمال گسل جنوب سلماس چشمه آب گازداری بوجود آمد که (زلزله بولاغی) نامیده شد که پس از زلزله 22 ژوئن 1973 سلماس گل آلود بودن این زلزله گزارش شد. حداکثر جابجا شدگی مشاهده شده در سال 1974 در طول این گسل نزدیک به 5متر شاغولی و  4  متر راستا لغز بوده است (بربریان 1974). زلزله مشهور 1930 سلماس با بزرگی 2/7=M مربوط به این گسل است. با در نظر گرفتن فعالیت تمام گسل سلماس می توان انتظار داشت زلزله ای با بزرگی 5/7= M بوقوع بپیوندد.

ح) گسل جنوب میشو

گسل جنوب میشو در امتداد گسل شمال میشو در منطقه گونئی آذربایجان قرار دارد. طول این گسل 33کیلومتر می باشد که با روندی تقریباً شرقی – غربی (E-W) در جنوب کوههای میشو قرار دارد شیب آن بسوی شمال و مکانیسم آن فشاری بوده و در راستای این گسل سنگهای قدیمی و دگرگون شده بر روی سنگهای کرتاسه رانده شده اند. داده‎های زلزله ای این گسل بصورت دقیق در دست نیست ولی بررسی داده‎های زلزله ای نشان میدهد که رو مرکز زلزله های زیر ممکن است در کمر بالای آن واقع باشد و شاید نشانی از جنبش این گسله می باشد. زلزله های زیر را می توان منسوب به این گسل دانست:

زلزله 19/11/1975با بزرگی 8/3Mb =  

زلزله 10/10/1981 با بزرگی 7/4=Mb

با در نظر گرفتن فعالیت حداقل نصف طول گسل می توان انتظار داشت زلزله ای با بزرگی  9/ 6 =M  رخ بدهد.

ل نصف طول گسل می توان زلزله ای با بزرگی 6/6=M را انتظار داشت.

ل) گسل شمال سلماس

این گسل که به آن گسل دئریک نیز گفته می شود در پس لرزه اصلی زلزله 1930 سلماس فعال شده و سبب فرونشست شمالین دشت سلماس شده است. حد فاصل این گسل از شرق دوویشان سو (Su Dowishan) شروع و سپس به روستای آق برزه (Ag  barza ) می رسد شیب آن حدود N70-80E می‎باشد و جابجایی عمودی آن حدود یک متر می باشد (NW DOWN). این گسل در امتداد N 45 E ادامه پیداکرده و سپس در امتداد شرق – غرب ادامه پیدا می کند. بطور متوسط امتداد آن در راستای N  45  E می‎باشد (بربریان 1976). ادامه این گسل از طریق گسل تسوج، گسل جنوب میشو به گسل سرتاسری شمال تبریز می رسد. در طول این گسل چشمه های تراورتنی وجود دارد. حداکثر طول این گسل 14 کیلومتر می باشد.

پس لرزه اصلی 8 مه 1930 سلماس بابزرگی 2/5= M که منجر به تخریب کامل روستای شکریازی سلماس شد مربوط به فعالیت این گسل است. با در نظر گرفتن فعالیت حداقل نصف طول گسل می توان انتظار داشت زلزله ای با بزرگی 5/6=M رخ بدهد.

م) گسل شمال میشو

این گسل با راستای شمالغرب به جنوب شرق در ادامه شمالغرب گسل شمال تبریز از صوفیان به سمت شمالغرب دریای شمالی کوههای میشو و در 80کیلومتری جنوب مرند واقع است. طول این گسل در حدود 43 کیلوتر می باشد و به نظر می رسد ادامه شکالغرب گسل شمال تبریز باشد. این گسل مرز بین سازندهای کهن و دگرگون شده در جنوب و مارن های میوسن در شمال می باشد و در بوجود آمدن دشت پهناور مرند نقش بنیادی دارد.

زلزله های زیر را می توان مربوط به این گسل دانست:

زلزله 13/2/1965 با بزرگی 4 = Ms

زلزله 19/11/1975 با بزرگی 8/3 =Mb

زلزله 10/10/1980 با بزرگی 7/ 4 =Mb

با فعالیت حداقل نصف طول گسل انتظار می رود زلزله ای با بزرگی 7=  M

در منطقه رخ دهد.

ن) گسل سیلوانا

این گسل در واقع از شمال و جنوب روستای سیلوانا عبور می کند . گسل شمالی از شمالغرب روستای بند شروع و تا شمالشرق روستای هلوری به پایان میرسد . گسل جنوبی نیز از شمالغرب روستای کوسه سو شروع و در حالی که در حدود 3 کیلومتر به موازات گسل شمالی پیش می اید به طرف جنوب محرف شده و در نزدیکی روستای راژان به پایان میرسد.

س) گسل شق جرمی

این گسل نیز به طول تقریبی 5/23 کیلومتر از جنوب روستای انبی شروع شده و بعد در قستهای جنوبی کوه سه گوشه به پایان می رسد. این گسل نسبت به گسل سیلوان بزرگتر و اصلی است. این گسل مرز بین سازند پرمین و کامبرین را تشکیل می دهد. ادامه این گسل در جنوب انبی به گسل شمالی سیلوانا می رسد.

ع) گسل بدکار

این گسل دارای شاخه های فرعی تر بسیار زیادی می باشد و سازند ها و واحد های مختلفی را از هم متمایز می کند. طول این گسل نیز در حدود 28 کیلو متر می باشد.که در قسمتهای شمالی و جنوبی روستای جرمی و بدکار به موازات همدی گر هستند. این گسل دارای سنی جوانتر از ائوسن می باشد و راستای این گسل خمدار N-S  می باشد .

ف) گسل کسیان

این گسل با فاصله نسبتا زیاد به سایر گسل ها در جنوب محدوده طرح وجود دارد راستای عمومی آن تقریبا غربی _ شرقی می باشد و سن آن جوانتر از ائوسن می باشد و سازند های مختلفی را از هم جدا می کند و لیتولوژی دو طرف گسل رسوبات پرمین ، کمپلکس سیلوانا  شیست های پر کامبرین با کمپلکس کالرد ملانژ و رسوبات آهکی و سرپانتیت است. 

ض) روراندگی دیلزی

این گسل سازند های مختلفی را قطع کرده و طول آن باغ بر 45 کیلومتر است . سن آن جوانتر از الیگوسن می باشد و دارای راستای شمالی جنوبی و توان لرزه زائی آن نسبت به دیگر گسل های محلی زیاد می باشد.

ص) گسل کوران آباد

این گسل نیز با راستای شمالشرقی به جنوب غربی دارای سنی جوانتر از ائوسن می باشد و دارای 2 شاخه است. لیتولوژی دو طرف شاخه وچکتر آن ماسه سنگ و مارن و شیل با کنگلومرای ائوسن است . طول این شاخه در حدود 15 کیلو متر می باشد و لی طول اصلی آن 18.5 می باشد که در محل روستای کوره بالا به گسل عمر آباد متصل می گردد.

ق) گسل شمال عمر اباد

این گسل با راستای شمالشرقی جنوبغربی طولی در حدود 28 کیلومتر دارد و مرز سازند های مختلفی را تشکیل می دهد.

غ) گسل بلیر کوه

این گسل در شمالغرب در یاجه اورمیه قرار داردو ادامه این گسل تا جنوب شرق سلماس و روراندگی زیندشت ادامه می یابد. طول این گسل در حدود 25 کیلو متر است و راستای ان N.NE- S.SW    می باشد. سنگ شناسی دو طرف آن اغلب کمپلکس های آمفیبولیت و کمپلکس های ولکانیکی است .

ع) گسل زیندشت

 این گسل به طول 11.5 کیلومتر در نهایت گسل بلیر کوه را در جنوب شرق سلماس قطع می کند. راستای آن شمالشرق- جنوبغرب بوده و سنگ شناسی آن کالرد ملانژ و کمپلکس آتشفشانی با آمفیبولیت، دیوریت و کمپلکس آتشفشانی می باشد.

ت) گسل زنگ اباد

گسل بلیر کوه در محل روستای بلیر کوه دو شاخه شده و یک شاخه آن از غرب روستای زنگ اباد می گذرد. این گسل نیز طولی برابر 10/5 کیلومتر دارد و سنگ شناسی آن کمپلکس های آمفیبولیت و گنایس پر کامبرین است . راستای آن N-NE می باشد.

 

 

«فصل سوم»

 

زلزله های تاریخی آذربایجان

 

1648م (13مارس)(وان): در این سال زلزله ای بزرگ که امبرسیز (1982)بزرگی آنرا 5/6=M برآورد کرده است منطقه وان را درهم کوبید که  تا شعاع 300کیلومتری احساس شد مختصات اپی سنتری منطقه مختلف بیان شده است. امبرسیز آنرا 3/38 شمالی و5/43 شرقی ذکر کرده و بربریان (1977) نیز آنرا 41/38شمالی و 65/43 درجه شرقی بیان کرده است. این زلزله در وان خسارات زیادی به بار آورد و باروی دژ پایینی شهر به همراه خانه های بسیار فروریخت و بیش از 4 هزار نفر در وان کشته شدند. بربریان (1977) طول گسل را تنها سه کیلومتر بر آورد کرده است. پس لرزه های این زلزله بزرگ تا 3 ماه ادامه داشت.

1715(8مارس) (جنوب شرق وان ): در سپیده دم 8 مارس 1715م زلزله شدیدی که امبر سیز (1982) بزرگی آنرا 6/6=M برآورد کرده است منطقه جنوبشرق وان منهدم شد (شکل 15)

وی شعاع احساس این زلزله را 320کیلومتر و نقطه اپی سنتری زلزله را 4/38 شمالی و 9/43 شرقی ذکر می کند. ولی بربریان (1977) به نقل از رازانی – لی( 1973)  این نقطه را 1/38 شمالی و16/ 44 شرقی ذکر می کند. در اثر این زلزله روستاهای بسیاری در دشت محمد یک ویران و به قره حصار آسیب های جدی وارد شد. در شهر وان تنها یک خانه ویران وچند تن کشته شدند. بربریان (1981) این زلزله را منسوب به گسل قطور می داند که از مرز ترکیه شروع و تا نزدیکی های وان ادامه دارد.

1807(11ژوئیه)(تسوج): در سال 1221 هـ.ق زلزله ای بزرگ تمام شهر تسوج با خانه ها، مساجد، بازار را در هم کوبیده و تقریباً ویران کرد. دامنه ویرانی از غرب تا سلماس و از شرق تا نزدیکی های تبریز گسترده شده بود. امبر سیز (1982) معتقد است زلزله تا شعاع 120کیلومتری احساس شده است . اگوست بن تان که گویا در آن زمان صاحب منصب ارتش آذربایجان بود به این زلزله اشاراتی می کند.

1819(29ژانویه)(تبریز-تسوج): در روز سوم ربیع الثانی 1234هـ.ق زلزله ای بزرگ در تبریز و تسوج روی داد که به نوشته ویلسون از زبان جیمز موریه پس لرزه های آن تا چند هفته ادامه داشته و موجب تخریباتی در مناطق تبریز و تسوج شد. بربریان (1975) به این زلزله اشاراتی کرده است.

1837م(7ژوئن)(سلماس): در این سال زلزله آسیب رسانی در سلماس روی داد و سبب تخریب چندین واحد مسکونی در سلماس شد. این زلزله در تبریز نیز به شدت احساس گردید و در تبریز چندین خانه تخریب شد. شدت زلزله به قدری بود که در تبریز مردم از خانه هایشان فرار و در چادر ها پناه گرفتند. امبر سیز(1982) مختصات اپی سنتری این زلزله را 2/38 شمالی و 8/44 شرقی در منطقه شکریازی سلماس ذکر میکند.

1857م(تبریز-تسوج): در دوم محرم 1274هـ.ق سه ربع ساعت مانده به غروب آفتاب زلزله ای تبریز و تسوج را تکان داد که به نوشته ادیب الممالک « تعادل انسان به هم می خورد» این زلزله آغاز یک زلزله در تبریز می باشد.

1857م(تسوج): در عصر نهم و پانزدهم محرم سال 1274 هـ.ق زلزله تبریز و تسوج را تکان داد و در 15 محرم سه ساعت و نیم به غروب زلزله شدید تسوج را تکان داده تمام دیوارها و خانه های تسوج را نابود کرد. چون اهالی تسوج در صحرا بسر می بردند تنها سه نفر کشته شده و 150 نفر مجروح شدند. پس لرزه های این زلزله در 16(صبح)، 24و25 محرم در تبریز و تسوج گزارش شده است.

زلزله‎های دستگاهی معاصر آذربایجان

(1900 تا 1998 میلادی)

    

1930م (6مه )(سلماس): روز سه شنبه 16 اردیبهشت 1309 هـ .ش زلزله ای که بزرگی آن را 5/5= M درجه برآورد کرده اند سلماس را در ساعت 10صبح تکان داده و باعث خرابی چند دکان و خانه شده تقریباً پانزده نفر تلف شدند و قسمتی از اهالی شهر را تخلیه کردند. روستاهای هفتوان، کوچه میش و کلشان تخریب شدند در هفتوان، چند خانه به کلی فرو ریخته و یک زن با یک کودک زیر آوار ماندند در کوچه میش و کلشان تقریباً تمام خانه ها تخریب و در هر کدام یک نفر کشته شدند. در روستاهای دیگر سلماس آسیب ها کمتر بود مثلاً در کهنه شهر، پته‎وئر(Pata ver ) سارنا، پیه جوک (Payajuk) چند خانه فروریخت و بیشتر آنها ترک خوردند در دیگر روستاها نظیر محلم، اؤله ، خسروا، دیریش و مغانجوق بیشتر خانه ها ترک خوردند. کمی دورتر از رو مرکز زلزله که آن را بربریان (1977) و بولتن مؤسسه ژئو فیزیک 15/38 درجه شمالی و 75/44 درجه شرقی (منطقه تمر، شورگل) برآورد کرده اند. در روستاهای حبشی، اختاخانا، یوشانلو، خان تختی، عیان و سنجی تنها چند دیوار ترک خوردند. این زلزله که در حقیقت پیش لرزه اصلی زلزله مهیب سلماس بود این اثر را داشت تا به مردم سلماس و روستا های اطراف هشدار ترک خانه ها را بدهد و بدینسان جان خود را از زلزله های احتمالی نجات دهند در این میان نقش فرمانده سرباز خانه سلماس چشمگیر بود. فرمانده پادگان سلماس ضمن هشدار به مردم سلماس از بابت نخوابیدن در زیر سقف سنگین خانه‎ها تمام سربازان پادگان سلماس را به حالت آماده باش در خارج پادگان نگه داشته بود که آمادگی و کمک این سربازان در فردای آن زلزله در بولتن های مهم زلزله نگاری جهان در ساعت هفت وسه دقیقه و بیست و دو ثانیه به وقت جهانی حدود ساعت ده صبح به وقت محلی ثبت شده است. پانزده ساعت بعد در نیمه شب همانروز زلزله ای با قدرت خیلی بیشتر از اثر این زلزله سلماس را بکلی تخریب کرد.

1930م(7مه)(سلماس): این زلزله که بزرگی آن را بربریان (1974) 4/7=M و مؤسسه ژئوفیزیک 2/7=M برآورد کرده است یکی از مخربترین زلزله‎های آذربایجان و شاید منطقه خاورمیانه می باشد بطوریکه  سال 1930در تاریخ زلزله شناسی بنام 1930سلماس ثبت شده است. پانزده ساعت پس از پیش لرزه سلماس در نیمه‎شب سه‎شنبه یا در حقیقت بامداد روز چهارشنبه 17 اردیبهشت زلزله اصلی در ان واحد موجب تخریب کامل دیلمقان dilmgan  و حدود شصت روستا در دشت سلماس و مناطق حاشیه آن شد. دامنه آسیب‎ها از دشت سلماس به دهستان قطور و مسیر علیای زاب در ترکیه کشیده شده بود و موجب کشته شدن 2500 تا 4000 نفر در سلماس شد.

اطلاعات دقیق از شمار کشتهها و تخریب روستاها بدین قرار است:

قلعه سر (79 خانوار، دو کشته )

هفتوان (540خانوار، چهارکشته)

خسروآ (280خانوار، سی وچهار کشته، 150گاو تلف)

ملحم (330خانوار،چهل وهشت کشته، 264 گاو تلف)

پته وئر (114 خانوار، یازده کشته )

پیه جوک (130خانوار، سه کشته)

ساورا (626 خانوار، یکصدو پنجاه ویک کشته، هزار گوسفند ویکصدو پنجاه گاو تلف)

آختاخانا (تخریب کامل با چهار کشته)

علی بولاغی (تخریب کامل، بدون کشته)

آق بزره (پنجاه درصد تخریب، یک کشته)

آق زیارت (110خانوار، ده دصد تخریب، بدون کشته)

آشناک (120خانوار، تخریب کامل، بیست و هفت کشته)

اصلانیک (110خانوار، تخریب با بیست و یک کشته)

عیان (270خانوار، پنجاه درصد تخریب با دوازده کشته)

بلقه زان (پنجاه خانوار، ده درصد تخریب بدون کشته)

بردیان (با اندکی تخریب)

بوروشقالان (40خانوار، تخریب با چهار کشته)

بوستاک آوار (بدون تخریب)

چارستون (200خانوار، شش درصد تخریب بدون کشته)

چهریق (120خانوار، هفتاد و پنج درصد تخریب با چهار کشته)

چیچک (270خانوار، پنجاه درصد تخریب با پانزده کشته)

دئریک (180خانوار، کلاًتخریب با بیست و پنج کشته)

دیلمقان (18هزار خانوار، تماماً تخریب با یکهزار و صد کشته)

دیریش (390خانوار، با دو کشته)

گبرآوا (140خانوار، تخریب جزئی بدون کشته)

قره باغ (2400خانوار، سی درصد تخریب سه نفر کشته)

قره قشلاق (1650خانوار، تخریب جزئی بدون تلفات)

قیزیل جا (420خانوار، تخریب با سه کشته)

قیزیل کندی (40خانوار، پنجاه درصد تخریب با یک کشته)

گوبه (120خانوار، بیست و پنج در صد تخریب بدون کشته)

قولان (90خانوار، بعضی خانه ها خراب بدون کشته)

گوزیک (تماماً تخریب)

هفتوان (540خانوار، تخریب با چهار کشته)

حاجی عفان (90خانوار بدون تخریب)

خانیک (تخریب کامل با دو کشته)

هوده‎ر (360خانوار، تماماً تخریب بدون کشته)

کهریز (50خانوار، تخریب با یک کشته)

کانیان (600خانوار، تخریب جزئی بدون کشته)

خان تختی (180خانوار، تخریب بدون کشته)

کوزه‎ره‎ش (تخریب کامل با سی وپنج کشته)

کهنه شهر (2290خانوار، تخریب کامل با سیصد و هفتادکشته)

مین گؤل (120خانوار، پنج درصد تخریب با دو کشته)

نظر آوا (130خانوار، تماماً تخریب با سی کشته)

سیلاب (600خانوار، تخریب جزئی با یک کشته)

سارمان آوا (170خانوار، قسمتی خراب با هشت کشته)

سنجی (120 خانوار، تماماً تخریب با بیست ویک کشته)

شورگؤل (330خانوار، سی درصد تخریب بدون کشته)

صوفی آباد (60خانوار، تخریب با یازده کشته)

اوله (1200خانوار، تماماً تخریب با دوازده کشته)

وردان (480خانوار، تخریب با بیست وپنج کشته)

ینگی جی (110خانوار، تماماًتخریب با هیجده کشته)

زین دشت (تقریباً تخریب )

گولادر (30خانوار، تخریب کامل با شش کشته)

گول اوزان (تماماً تخریب)

حبشی (690خانوار، تخریب با دو کشته)

هبلران (90خانوار، تخریب با سی وپنج کشته)

حمزه کندی (330خانوار، تخریب کامل با شانزده کشته)

حق وئران (تخریب کامل)

ایستی سو (تخریب جزئی بدون کشته)

کل آشان (180خانوار، تخریب با نوزده کشته)

کشکاویچ (120خانوار، با پانزده درصد تخریب، دو کشته)

خورخورا (40خانوار، تخریب با دو کشته)

لشکیران (120خانوار، تخریب بدون کشته)

ممقان (600خانوار، تخریب با هشتاد و پنج کشته)

مغانجوق (1800 خانوار، تماماً تخریب با هفتاد و پنج کشته)

صدقیان (1050خانوار، تماماً تخریب با شصت کشته)

سرای ملک (960 خانوار تماماً تخریب با هشتاد و دو کشته)

سارنا (180خانوار، تخریب با هیجده کشته)

شیدان (90خانوار، تماماً تخریب با بیست ویک کشته)

سلطان احمد (1200خانوار، بیست درصد تخریب بدون کشته)

تمر (660خانوار، تماماً تخریب با پنجاه و دو کشته)

اوربان (390خانوار، تقریباً تخریب بدون کشته)

یوشانلو (420خانوار، تخریب بدون کشته)

زئوه‎جیک (240خانوار، تخریب با ده کشته)

زولا (70خانوار، تخریب با سه کشته)

پس از این زلزله وحشتناک یک عده تقریباً سیصد نفری که در زیر آوارهای شهر مانده بودنددر نتیجه مجاهدت سربازان سلماس از زیر خاک بیرون آورده شده و در مریضخانه‎های موقت ارتش که به وسیله چادرهایی تهیه شده بود تحت معالجه قرار گرفتند. نان وغذا به وسیله اتومبیل های امداد از نقاط دیگر آذربایجان به سلماس حمل و وسایل آسودگی اهالی و مجروحین کاملاً فراهم شد. منصور والی وقت آذربایجان و سرتیپ حسن خان مقدم (ظفرالدوله) فرمانده لشکر شمالغرب و چند نفر از رؤسا برای بازدید نقاط زلزله زده از تبریز وارد سلماس شدند و وجوه زیادی از طرف دولت و شیر وخورشید سرخ (هلال احمر فعلی) بین زلزله زدگان تقسیم گردید. در اورمیه نیز پس از دریافت خبر زلزله در سلماس و تخریب کامل سلماس فوراً هیئت مؤسسه شیر و خورشید سرخ (سابق ) اورمیه تشکیل و موضوع کمک و مساعده به زلزله زدگان سلماس مطرح و بلافاصله آقای حاج امیر نظمی افشار از اعضاء پیشقدم در امور خیریه و عضو جمعیت مزبور با آقای دکتر علی احمدخان مقادیری دارو و سایر مایحتاج لازم را برداشته برای معاینه و معلجه مجروحین به سلماس عزیمت کردند. دکتر امیر اعلم رئیس جمعیت شیر و خورشید سرخ (سابق) مرکز و پزشک مخصوص دربار به اورمیه رفته و از آنجا وارد سلماس شده و همراه با دو پزشک همراهی به معالجه مردم پرداختند. دکتر حسینقلی صفی زاده فارغ التحصیل پزشکی از روسیه که اصلاً از اهالی قره باغ آذربایجان بوده و در اثر حمله ارامنه به قریه عربلرماکو آمده بود (1297ش) و در سال 1302 شمسی با درجه سرگردی در خدمت ارتش بود، در آن زلزله وحشتناک به معالجه زلزله زدگان پرداخت. نجات یافتگان بعدها شرح می دادند که دکتر بی آنکه وقت استراحت داشته باشد خوراک خود را در دستمالی می پیچد و روزها پی در پی مشغول معالجه زخمی ها می شد. اتفاقاً روزی پس از سه روز بی خوابی در اتاق پشت میزش به خواب می رود و در همان حال خواب، زلزله دیکری رخ می دهد و دیوارهای اتاق فرو ریخته و دکتر زیر سقف می ماند. او را پس از هشت ساعت زنده ولی مجروح از زیر خاک در می آورند.

جهانگردی بنام «اوون تویدی» که در آن زمان در تبریز به سر می‎برد اوضاع تبریز را در سفرنامه خود شرح می دهد:« از مدت اقامتمان در تبریز خاطره های بزرگ ولی غیرمنتظره و ناخوشایند هم داریم و آن این است که یکروز داشتیم با کنسول انگلیس و خانمش ـ که بعلت میهمان نوازی آنان در سراسر اقامتمان های در آن شهر به ما بسیار خوش گذشت ـ ناهار می خوردیم. درست هنگامی که به خوردن ولووانت نوعی پیش غذا مشغول شدیم ناگهان شهر با یک زلزله شدید تکان خورد که بیش از یک دقیقه طول نکشید و بسیار هراس انگیز بود. همه یکباره از روی صندلی هایمان جستیم که به بیرون فرار کنیم ولی برای مدت شاید ده ثانیه پنجره ای که رو به باغ بود بسته شد و هر کاری کردیم نتوانستیم آنرا باز کنیم و من در آن لحظه نومیدانه با تمام وجودم هراس را حس کردم، ساختمان کنسولگری می جنبید و اینسو آنسو می رفت و من مانند عکس هایی که به دیوار آویزان بودند، خالی بودن زیر پایمان را احساس می کردم. شاید بیش از یک ربع ساعت نشد که دوباره خوردن ناهار را از سر گرفتیم و من برای نخستین بار حس کردم که غذای به آن خوبی دیگر در دهانم مزه ندارد. هنگامی که دوباره هیجانهای این پیشامد در گفتگو بودیم، خبر رسید که زلزله باعث ویرانی یکی از کوچه های داخلی بازار شده و هشت تن زیر دیوار و آوار مانده کشته شده اند.» در تبریز اکثر سیم های برق قطع و آب حوض ها جهید. در بندر شرفخانه نیز موجهای مهیب دریاچه اورمیه باعث صدمه به کشتی ها و اداره کشتیرانی شده و روز چهارشنبه گروهی از مردم وحشتزده سلماس برای اطلاع دادن این واقعه به تبریز و کمک خواستن از مقامات با پای پیاده و دوان دوان از کرانه دریاچه اورمیه خود را به شرفخانه رسانده بودند. چون همه سیمهای تلفن و تلگراف سلماس و تبریز قطع شده بودند.

پس از زلزله در 10کیلومتری شمال گسل سلماس یک چشمه آب گازدار هیجده درجه بوجود آمد که در سلماس زلزله بولاغی (چشمه زلزله) نامیده شد. این چشمه بعدها پس از زلزله ها مخصوصاً زلزله 22 ژوئن 1973 سلماس رنگ گل به خود گرفت. در نتیجه این زلزله سطح ایستابی منطقه موقتاً بالا رفته و مناطق پست را آب فرا گرفت اما به زودی به سطح پیشین خود فرو نشست. آب دریاچه که خیلی پایین رفته بود به تدریج بالا آمد و زمین لغزشهای متعدد در دره سلماس و در شیبهای لشکران و سایر مناطق رخ داد که ریزش تپه های باستانی هفتوان تپه و دیریش تپه قابل ملاحضه بود. امبرسیز(1982) شعاع تخریب زلزله را 23 کیلومتر و شعاع احساس را350 کیلومتر برآورد کرده است یعنی این زلزله در بغداد و تفلیس احساس شده است.

این زلزله گسلشی همراه بود که هنوز هم قابل مشاهده است و می توان آنرا بر روی زمین به گونه ای ناپیوسته در طول حدود شانزده کیلومتر از شمالغرب شورگؤل (shor gol) تا همسایگی کهنه شهر دنبال کرد. در بیشتر مسیر آن که دارای گرای 300درجه است می توان درباره جهت جنبش واقعی گسل جنوب سلماس داوری کرد که راستگرد است اما بجز در دو نقطه جابجایی افقی راستگرد یک و 4 متری قابل اندازه گیری است. مقدار جنبش را نمی توان تعیین کرد. بین شورگؤل و محل تقاطع گسلش با زولاچای، طرف شمالشرقی شکستگی گسله پایین افتاده است. مقدار جابجایی قائم متغیر است و در برخی جاها افت ظاهری به 4 تا6 متر می رسد. اثر گسیختگی پس از کهنه شهر دیگر قابل مشاهده نیست با این همه اطلاعات محلی دلالت بر آن دارد که این اثر در طول شش تادوازده کیلومتر دیگر در همان راستا در طول کناره جنوبغرب دوشوان چای ادامه داشته است. در شمالغرب دئریک، شکستگی گسله دیگری را در سنگ و آبرفت میتوان دید که در طول حدود سه کیلومتر با گرای 50تا 60 درجه کشیده شده و طرف غرب آن پایین افتاده است. رشته پس لرزه ها در حدود سه ماه ونیم دنباله داشت و بزرگترین پس لرزه در 8 مه (18 اردیبهشت) سبب ریزش در شرفخانه، خوی و قوطور شد. در دشت سلماس نصف روستای شکریازی نابود و چهار نفر کشته شد. این پس لرزه همچنین روستاهای گیوران، میرعمر، راویان و   چالیان در جنوب قوطور را که پیشاپیش در اثر لرزه اصلی ویران شده بود تقریباً به کلی ویران و به ناحیه ای که در اثر لرزه اصلی زیان شدیدی ندیده بود به سختی آسیب رساند. در این زلزله اکثر آثار باستانی سلماس، مساجد و بقاع قدیمی، مناره قرون وسطی‎یی میرخاتون، پلهای قدیمی از بین رفت.

پس از استقرار آرامش در سلماس، شهر جدیدی در یک کیلومتری دیلمقان ـ در محل فعلی شهر سلماس با نقشه صحیح شهر سازی و مهندسی و به صورت شطرنجی مهندس اسدالله خاورزمین احداث و به هر یک از اهالی شهر ویران شده سلماس قطعه زمین مناسبی جهت خانه سازی و اسکان داده شد. از ویرانه های سلماس امروزه چیزی باقی نمانده است، بجز پایه دیوارهای مسجد آقا«آقامچیدی» و سنگهای منشوری شکل ستونهای مسجد که جای دارد محل این آثار توسط میراث فرهنگی حصار کشی شده و بعنوان یادگاری از زلزله مشهور و ویرانگر 1930م سلماس برای آیندگان جهت عبرت و برنامه ریزی اصولی جهت تلاش برای بسط دانش زلزله شناسی و مهندسی زلزله در منطقه استفاده گردد.

1970م(14مارس)(خوی): در اثر زلزله ای به بزرگی 3/5= M شهر خوی تکان خورده و ناحیه بدلان در غرب شهر خوی تخریب و بیش از چهار نفر در اثر زلزله کشته شد. این زلزله در ساعت پنج و بیست و یک دقیقه و چهل و چهار ثانیه در عمق 23 کیلومتری زمین در مختصات رو مرکزی 6/38 درجه شمالی و 7/44 درجه شرقی رخ داد(به نقل از USCGS). این زلزله را می توان به گسل وار منسوب دانست(شکل 27).

1970م (4اکتبر)(پسوه): در پاییز سال 1349 زلزله ای به بزرگی 5/5= M منطقه پسوه پیرانشهر را به شدت تکان داده خسارات و تلفاتی چند در منطقه به بار آورد. این زلزله را می توان به گسل پیرانشهر مربوط دانست.

منابع فارسی :

1- امبرسیز.ن.ن.وملویل.چ.پ.،1370، تاریخ زمین لرزه های ایران، ترجمه: رده، 1. ناشر آگاه، تهران

2- باباخانی .ع.،ف.،1376،شرح نقشه زمین شناسی چهارگوش اردبیل به مقیاس 000/250/1، سازمان زمین شناسی کشور، تهران

3- باهر طالاری. ط.،شاد. هـ، 1376، بررسی علل لغزش شیب های بزرگراه شمال تبریز و ارائه روش های بهینه جهت تثبیت. دومین سمینار زمین لغزه، مؤسسه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله، تهران

4- بربریان.م.،قریشی.م.،1366، پژوهش و بررسی لرزه زمین ساخت کاربردی، خطر زمین لرزه، گسلش در گستره دریاچه تکتونیکی اورمیه، سازمان زمین شناسی کشور، شماره گزارش؟

5- پدرامی.م.، حسین خان ناظری. ن.، عبدالهی.م.ر.،1372، مطالعات زمین شناسی مهندسی و ژئوتکنیک در کوی افسران- خوارزمی و پیرامون آن، شهرک ولیعصر تبریز، وزارت معادن و فلزات

6- پیمان.م.،مقدسی موسوی .م.،1366 خطر زمین لرزه در شهر تبریز، مجله فیزیک زمین و فضا، مؤسسه ژئوفیزیک دانشگاه تهران، جلد شانزدهم و هفدهم، شماره 1-2

7- توکلی.ب.،1372، مبانی خطر زمین لرزه ای، مؤسسه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله،تهران

8- حیدری .م.،زارع.م.، 1374،  بررسی مقدماتی لرزه خیزی، لرزه زمین ساخت و خطر رویداد زمین لرزه گسلش در پهنه استان زنجان، مؤسسه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله، تهران

9- داس.ب.ام.،1371، اصول مهندسی ژئوتکنیک، ترجمه طاحونی،انتشارات دانشگاه تهران

10- ذکاء. ی.،1368، زمین لرزه های تبریز، انتشارات کتابسرا، تهران

11- روبو.م.،کوپن.ر.،1369، جابجایی قاره ها، ترجمه مهندس دنبلی، انتشارات علمی فرهنگی تهران

12- سازمان زمین شناسی کشور، 1362 پروژه ژئودینامیک(زمین پیمایش در ایران)، گزارش شماره 51

13- سازمان زمین شناسی کشور، دگر ریختی قاره ای در فلات ایران زمین، شماره 52

14- سیاهپوش.م. ت.، 1370، پیدایش تمدن در آذربایجان، انتشارات قومس، تهران

15- سید. اچ. بی، ادریس. آی. ام.، 1374، حرکتهای زمین و روانگرایی خاک در حین زلزله، ترجمه سعید منتظرالقائم، مؤسسه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله ،تهران

16- شاه پسندزاده. م و، زارع.، 1374، بررسی مقدماتی لرزه خیزی، لرزه زمین ساخت و خطر زمین لرزه،گسلش در پهنه استان آذربایجان شرقی، مؤسسه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله، تهران

17- شریعت جعفری.م.،1375، زمین لغزش مبانی و اصول پایداری شیب های طبیعی، انتشارات سازه تهران

18- شریف زاده، رضا،؟، مجموعه مقالاتی در خصوص بلایای طبیعی ئ حوادث غیرمترقبه، ناشر؟ تهران

19- شهرابی. م.، 1373، شرح نقشه زمین شناسی چهارگوش اورمیه به مقیاس 1:250000، سازمان زمین شناسی کشور، تهران

20-شهرابی. م.، 1360، گزارش مختصری از رخساره دریاچه ای زمان هولوسن و تغییرات آب و هوایی دریاچه فوق اشباع از نمک اورمیه، سازمان زمین شناسی کشور، گزارش داخلی

21- علی پور.ف.، کمک پناه. ع.، 1376، بررسی زمین لغزه شهرک ولیعصر تبریز و ارائه روش پایدارسازی، ارائه شده در دومین سمینار زمین لغزه، مؤسسه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله، تهران

22- فهمی. م.ح.، ایرجی.، 1365، زمین شناسی و معادن آذربایجان غربی، ناشر؟ خوی

23- قلی یوف.ن.، 1359، تاریخ آذربایجان ترجمه ح. صدیق، انتشارات گوتنبرگ تهران ناشر؟ تهران

24- قنبری. ع.، 1363، مطالعه زمین شناسی، تکتونیک و سایزمو تکتونیک منطقه خوی در آذربایجان دانشکده فنی، دانشکاه تبریز، کتاب چاپ نشده، نزد مؤلف

25- قنبری.ع.، 1372، مطالعه اجمالی گسل شمال تبریز، اولین کنفرانس بین المللی بلایای طبیعی، ناشر؟ تهران

26- قنبری. ع.، 1373، گزارش مطالعات تفضیلی، مسائل زمین شناسی مهندسی ژئوتنیک شهرک لاله تبریز

27- قنبری.ع.1376، گزارش مقدماتی زمین لرزه 10اسفند 1375 اردبیل، دانشکده فنی، دانشگاه تبریز، مقاله نزد نگارنده تکتونیک شهرک لاله تبریز، دانشکده فنی دانشگاه تبریز، گزارش نزد مؤلف

28- قریشی.م.،برزگر.ف.، 1370، توان(پتانسیل) لرزه خیزی گستره آذربایجان در پیوند با برنامه ریزی شهرها، مجموعه مقالات طرح ریزی کالبدی، وزارت مسکن وشهرسازی، تهران

29- کمک پناه.ع.، منتظرالقائم.س.، چدنی .ا.ج.، 1373، پهنه بندی زمین لغزه در ایران جلد اول، مؤسسه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله تهران

30- کمک پناه.ع. 1376، مطالعات زمین شناسی مهندسی لغزش کوی ولیعصر تبریز، ارئه شده در دومین سمینار لغزه و کاهش خسارتهای آن، مؤسسه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله، تهران

31- مدنی، شفیعی، 1371، زمین شناسی عمومی، انتشارات دانشگاه صنعتی امیرکبیر، تهران

32- مظفریان. پ.، کمالیان.ن.، مهرابیان.ش.، 1372، زمین لرزه های ایران از سال 1900تا 1992 میلادی، گزارش علمی شماره 77، مؤسسه ژئوفیزیک دانشگاه تهران

33- معماریان.ح.، 1371، زمین شناسی برای مهندسین، ناشر دانشگاه تهران، صص 350-324

34- معماریان.ح.، 1374، زمین شناسی مهندسی و ژئوتکنیک، ناشر دانشگاه تهران صص 500-410

35- نوگل سادات.م.ع.، 1364، منطقه های برشی و خمیدگی های ساختاری در ایران، دست آوردهای تحلیل ساختاری ناحیه قم، گزارش شماره 55، سازمان زمین شناسی کشور.

منابع انگلیسی:

Berberian. M.1976 Bozgush 1879 earthquake, Gs Report No 39

Berberian. M. 1976 north Tabriz fault, Gs Report No 39

Berberian. M. 1976 Salmas earthquake, Gs Report No 39

Berberian. M. 1976 Contribution To The Seismotectonies of Iran (part IV) No 40 Gs

Berberian. M. Tchalenco. J.S.1976 Field study and documention of The 1930 Salmas earthquake Gs no 49 P 271_ 342

Berberian. M. 1976 Macroseismic epicenteres of destructive and damaging earthquakes in Iran(1900_1976).Gs No 39

Berberian. M. 1977 Badavli (W. Maku) earthquake of 1968 April 29 Gs No 40

Berberian. M. 1983 The southern caspian A compressional Deperssion floored by a trapped modified oceanic crust. Gs. No 40

Dehghani. G.A. Makris. J. 1983, Gravity field and Cnustal Structune of Iran, No 51Gs

Ghanbari. A. 1989 Tectonics of The Tethyan_Himalayan belt in The Iranan area 28Th I. G. Washington. D. C. U. S. A.

Ghanbari. A. 1001 paleoseismisity and Neo seismity in The Azerbaigan area I. G. C. Tokoyo Japan.

Sengor. M. C. 1991, late paleozoic and Mezozoic Tectonic evolutic of the Middle Eastrn tethysidesi, IGCP project 267, Newsletter No. 2(1991)

 

 

۹۴/۱۱/۱۸
توحید ملک زاده دیلمقانی