بر اساس گزارش دکتر حمیدرضا نانکلی رئیس اداره ژئودزی و ژئودینامیک سازمان نقشه‌برداری کشور 

1-مقدمه :

زمین‌لرزه بازتاب یک رویداد زمین شناسی است که به صورت جنبش درسطح زمین ظاهر می‌شود. گسیختگی در پوسته جامد زمین که به دلیل جنبش‌های برشی در دو سوی گسل‌ها روی می‌دهد عامل اصلی بروز زمین‌لرزه بوده و پیامد مستقیم انباشتگی تنش‌ها در پی جابه‌جایی ورقه‌های زمین‌ساختی نسبت به یکدیگر می‌باشد. ترکیه یکی از لرزه‌خیزترین کشورهای دنیا است  که به عنوان بخشی از کمربند کوه‌زایی آلپ- هیمالیا همواره از لرزه‌خیزی بالایی در طول تاریخ برخوردار بوده است و سوابق زمین لرزه های بزرگی را در کارنامه خود دارد .بخش اعظم این کشور بر روی صفحه آناتولی قرار گرفته است: صفحه تکتونیکی کوچکی که در منطقه و برخورد سه گانه((Triple Junction صفحات عربی اوراسیا و آفریقا قرار دارد (شکل1).

 

شکل 1- زمین ساخت ترکیه

2-زمین ساخت ترکیه

تکتونیک با زمین ساخت این ناحیه  دارای پیچیدگی خاص خود می باشد و با همگرایی صفحات تکتونیکی منطقه   سبب ایجاد زون کوهزابی و پر تنش و لرزه خیر در کل مدیترانه و قسمت غربی اوراسیا شده است  از سمت جنوب به شمال عوارض مورفولوژیک مهم پشته مدیترانه قوس و گودال اژه ای یا هلنیک رانام برد.پشته ها رشته کوهی زیر آبی هستند و در واقع یک دره ریفتی است که در طول محورش حرکت می کند. این پشته های تکتونیکی در حقیقت یک مرز گسترش اقیانوسی هستند. 

مرز بین دو صفحه آناتولی و اوراسیا در شمال توسط گسل معروف آناتولی شمالی  که  گسلی امتداد لغز و راستگرد میباشدبا نرخ لغزش25میلیمتر در سال که ناشی از  (حرکت به سمت غرب صفحه آناتولی نسبت به اوراسیا و ناشی از فشار کوهزایی  و هم گرایی صفحه عربی و اوراسیا )و دارای سابقه زلزله های  قابل توجه در قطعات مختلف آن  وبا طول ۱۰۰۰ کیلومتر است مشخص می گردد.زلزله های رخ داده در این گسل از سمت شرق به غرب و در قطعات مختلف روی داده است.

مرز جنوبی صفحه آناتولی با گسل آناتولی شرقی مشخص میگردد که گسلی امتداد لغز و چپگرد و با نرخ لغزش 10 میلیمتر در سال است که حرکت  آن ناشی از هم گرایی دو صفحه عربی و اوراسیا است وحرکت صفحه آناتولی به غرب است. 

 از طرف دیگر  فرورانش صفحه آفریقا  به زیر صفحه آناتولی در امتدادمرز  جنوبی  ودر سری از گودال های قوسی  رخ میدهد. این فرورانش سبب ایجاد تنش کششی در صفحه اناتولی وبه سمت گودال ها می شود و همچنین سهمی در حرکت صفحه آناتولی به  سمت غرب دارد.

در غرب و شرق صفحه اناتولی تکتونیک پیچیده ای را شاهد هستیم. در شرق زون فشارشی ناشی از همگرایی دو صفحه عربی و اوراسیا ودر غرب زون گسترده ای که با تکتونیک کششی در غرب ترکیه و یونان همراه میشود.

 

 گسل آناتولی شمالی و شرقی

 بسیاری از زلزله‌های شدید ترکیه بر روی یکی از دو گسلی رخ داده‌اند که درطرفین صفحه آناتولی قرار دارند؛ گسل‌های آناتولی شمالی و آناتولی شرقی. بین سال‌های 1939 تا 1999  زلزله‌های بزرگ ترکیه با بزرگای7تا 7.8 و گسیختگی روی سطح از 1.65 تا 7.5 متر با توجه به بزرگای زلزله در امتداد گسل آناتولی شمالی و به سمت غرب رخ داده‌اند. این نکته باعث به وجود آمدن این ترس شده است که استانبول در نزدیکی این گسل قرار دارد نیز بالاخره روزی خواهد لرزید. در سال 1999زلزله‌ای به قدرت 7.6 ریشتر در مجاورت ازمیر که تنها 70 کیلومتر از استانبول فاصله دارد رخ داد، با این وجود از سال 2003 ، فعالیت‌ها به گسل آناتولی شرقی منتقل شد. در آن سال، بیش از 100 نفر در زلزله‌ای نزدیک شهر بینگول کشته شدند. گسل اناتولی شرقی در سال 2004  مجددا لرزید و زلزله 6.1 ریشتری حاصله باعث کشته شدن 51 نفر شد.

 

 رخداد 6 فوریه 2023 حنوب شرق ترکیه

 در تاریخ 6 فوریه 2023 و در ساعت 1:17به وقت محلی زمین لرزه ای با بزرگای 7.8 در جنوب شرقی ترکیه و در نزدیکی مرز سوریه رخ داد .در این زلزله بسیاری از ساختمان‌ها فرو ریختند. سازمان زمین شناسی آمریکا (USGS) اعلام کرده است که از سال ۱۹۷۰ تنها سه زمین لرزه شدیدتر بزرگتر از بزرگای ۶ در فاصله ۲۵۰ کیلومتری (۱۵۵ مایلی) این مکان رخ داده است. این منطقه هر ساله زمین لرزه های زیادی را تجربه می کند که ناشی از حرکت مداوم صفحات تکتونیکی است. زلزله ای با بزرگای ۷.۸، به‌طور قابل‌توجهی بزرگ‌تر از زمین لرزه هایی که است که این منطقه قبلاً تجربه کرده است.گسیختگی در منطقه ای به طول ۱۹۰ کیلومتر و عرض ۲۵ کیلومتر رخ داده است. این بدان معنی است که لرزش در یک منطقه بسیار بزرگ احساس می شود. تخمین زده می شود که لرزش های ملایم تا شدید (به اندازه ای که خسارات مالی قابل توجهی ایجاد کند) را ۶۱۰ هزار نفر در مناطق اطراف زلزله تا فاصله ۸۰ کیلومتری شمال شرقی در امتداد مرز صفحه تکتونیکی احساس کرده اند. تکان های ملایم تا شدید این زمین لرزه تا استانبول در فاصله ۸۱۵ کیلومتری و همچنین بغداد پایتخت عراق در فاصله ۸۰۰ کیلومتری و قاهره پایتخت مصر در ۹۵۰ کیلومتر زلزله احساس شده است (شکل 2).چند ساعت بعد از زمین لرزه اصلی، زلزله ای به بزرگای 7.5 در سمت شمال روی یک سیستم گسلی متفاوت اما مجاور زلزله اولیه در  زون گسل سورگو- چارداک رخ داد. این زلزله به اندازه کافی قدرتمند بود که به تنهایی به عنوان یک زمین لرزه جداگانه به حساب بیاید، اگرچه احتمالاً در اثر اولین زمین لرزه فعال شده است و مجموعه ای از پس لرزه های خود را بدنبال خواهد داشت.در ۱۲ ساعت اول پس از زمین لرزه اولیه در جنوب شرقی ترکیه، سه زمین لرزه دیگر به بزرگی ۶ ریشتر رخ داد. اولین پس لرزه به بزرگای ۶.۷ تنها ۱۱ دقیقه پس از زمین لرزه رخ داد و تا کنون 9500 پس لرزه با بزرگای کمتر نیز اتفاق افتاده است.

 

شکل2-گستره احساس زمین لرزه ترکیه

 

3-مدل سازی حرکت منطقه با استفاده از ایستگاه های دائمی  GNSS

از اهداف مهم در ایجاد شبکه ژئودینامیک اندازه‌گیری و تعیین تغییرات پوسته زمین در طول زمان می‌باشد. در این راستا با اندازه‌گیری‌های دائم GPS در ایستگاه‌های شبکه ژئودینامیک، پردازش و آنالیز نتایج می‌توانیم به شناخت کاملتری از وضعیت و حرکات پوسته زمین در دست یابیم و بتوانیم حرکات آنها را مدل‌سازی کنیم. اندازه‌گیری‌های دقیق ژئودینامیک در تعیین حرکات صفحات تکتونیک قاره‌ای، بررسی حرکات گسل‌های فعال و پیش‌بینی روند جابجایی آنها، تعیین جابجایی و حرکت پوسته زمین برای کاهش خسارات احتمالی ناشی از زلزله و همچنین جهت مکانیابی بهینه سازه‌ها در پروژه‌های عظیم مهندسی کاربرد دارد. از جمله این شبکه ها در منطقه تکتونیکی اوراسیا عربی  میتوان به شبکه ایستگاه های دائمی سازمان نقشه برداری کشور ایران وشبکه ایستگاه های دائمی ترکیه را نام برد که نقش بسزایی در مدلسازی حرکت  تکتونیکی منطقه  دارند. مدل حرکت در منطقه ایران توسط سازمان نقشه برداری کشور تهیه شده است که بر اساس آن جهت و‌ نرخ حرکت و تغییرشکل مشخص است.   

                                              .                                            
اگر چه آناتولی مرکزی در بسیاری از مطالعات به عنوان یک منطقه بدون تغییر شکل در نظر گرفته شده است ، اما آناتولی و مناطق اطراف آن طیف گسترده ای از پدیده های تکتونیکی را شامل می شود ، از جمله (گسل های آناتولی شمالی و شرقی) ، برخورد قاره ها و کوه زایی  بیتلیس-زاگرس ، قفقاز ، فرورانش (نوبیا ، عربستان) ، فشارش (قفقاز ، دریای مرمره) ، گسترش (آناتولی غربی) و فرآیندهای متعدد در مقیاس کوچک (مک کنزی 1972 ؛ جکسون و مک کنزی 1984 ؛ تایماز و همکاران 1991 ؛ بارکا و Reilinger 1997 ؛ Kocyigit و Beyhan 1998). علاوه بر این ، مطالعات اخیر ژئودتیک نشان می دهد که افزایش تدریجی سرعت به سمت غرب در امتداد NAFZ اتفاق افتاده است (Reilinger   et al. 2006. 
بردارهای GPS توسط Reilinger و همکاران. (1997) ، مک کلوسکی و همکاران (2000) ، و Reilinger و همکاران. (2006) نشان می دهد که آناتولی شمالی در امتداد NAF به سمت غرب حرکت می کند. این حرکت صفحه اوراسیا منجر به فرار به سمت غرب صفحه آناتولی در امتداد دو گسل بزرگ  NAF و EAF میگردد)شکل3) 
میدان سرعت بدست آمده از مشاهدات GPS برای هر صفحه نسبت به اوراسیا نشان داده شده است.  میدان سرعت نشان میدهد که بخش عمده و وسیعی از منطقه شامل صفحه عربستان در مجاورت مناطق زاگرس و ایران مرکزی ترکیه و دریای اژه با نرخ های 20 تا 30 میلی متر سال  حرکتی در جهت خلاف عقربه های ساعت انجام می دهند  این حرکت نسبتاً سریع در چارچوب حرکت های نسبی (حرکت 5 میلی متری آهسته صفحه های نوبیای اوراسیا و سومالی رخ می دهد).  افزایش سرعت تا 33 میلیمتر درسال به سمت سیستم کمان و گودال هلینیک نشان می دهد که فرورانش در مدیترانه شرقی روند غالب دارد                                      .                                                                                   

شکل3- مدل سازی حرکت منطقه با استفاده از ایستگاه های دائمی  GNSS

4-مکانیزم تغییرشکل در پوسته

 قسمت بالای لیتوسفر شامل صفحات مسطح شکننده و گسل ها می باشد. با استفاده از قانون آمونتون (Turcott, 1982)  ولغزش این صفحات (یا دو طرف گسل نسبت به هم) می توان به تغییرشکل های شکننده یا Brittle دست پیدا کرد. در این راستا ضریب اصطکاک به عنوان یک پارامتری که مقاومت در برابر لغزش را نشان می دهد به همراه استرس برشی واسترس نرمال تعریف می گردد. عمومی ترین مکانیزیمی که برای تشریح تغییرشکل های شکننده در قسمت بالای لیتوسفر(پوسته ) استفاده می گردد، شکست برشی یا shear failure می باشدکه معمولا با قانون کولمب بیان می گردد. این معیار شکست با حذف چسبندگی یا cohesion صفر و بادر نظر گرفتن ضریب اصطکاک و اصطکاک لغزشی Ranalli, 1995)) مشابه قانون آمونتون می باشد. شکست مواد زمانی اتفاق می‌افتد که تغییر شکل دائمی رخ می‌دهد و در این حالت مقدار استرس deviatoric به یک حد بحرانی می‌رسد که به آن استرس تسلیم می‌گوییم. این شکست می‌تواند بصورت تغییر شکل ناپیوسته مثل یک ترک یا تغییرشکل پیوسته وغیرقابل برگشت یعنی رفتار پلاستیک باشد که در حالت اول تغییرشکل مواد بصورت شکننده یا brittle  تعریف می شود و در حالت دوم بصورت ductile یا خمیری شکل تعریف می گردد. گسل، چین خوردگی به عنوان مثالهایی از رفتارهای شکننده و خمیری هستند.یکی از اطلاعاتی که در ارزیابی آسیب پذیری لرزه ای لازم است شناخت دقیق نرخ واقعی لغزش هر گسل است. همانطور که گفته شد رفتار کشسانی پوسته زمین برای یک گسل قفل شده باعث می‌شود که مقدار جابجایی و تغییرشکل تکتونیکی مناطق گسلی بر حسب ویژگی‌های هندسی و فیزیکی گسل دارای تغییراتی باشد ، بنابر Savage & Burford, 1973) ( مدل حرکت نقاط مختلف منطقه گسلی تابعی از سه پارامتر عمق قفل شدگی گسل، فاصله از خط گسل و نرخ لغزش واقعی گسل می‌باشد.اگر یک گسل راستالغز چپ گرد را با نرخ لغزش 2 میلی متر در سال در نظر بگیریم و فرض کنیم دوره بازگشت زلزله برای این گسل 190 سال باشد، در اینصورت در زمان وقوع زلزله با یک حرکت کلی  38/. متری ظرف چند ثانیه در سطح گسل مواجه خواهیم شد که در واقع جبران عدم لغزش مربوط به190 سال گذشته می‌باشد. به این نوع گسیختگی ناگهانی و جابجایی قابل ملاحظه که همزمان با زلزله اتفاق می‌افتد جابجایی در حین زلزله گفته می‌شود شکل4.

 

شکل 4- رفتار کشسانی پوسته زمین برای یک گسل قفل شده امتداد لغز چپ گرد

 

5-تحلیل نتایج ایستگاه های دائمی  GNSS

چرخه زمین لرزه این قطعه گسل آناتولی شرقی که مسبب زلزله با بزرگای 7.8 ترکیه بوده است عامل دو تغییر شکل دراین  منطقه شده :  1-تغییر شکل آنی سطح زمین :  در قسمت بالای پوسته تا عمق 10-20 کیلومتر که  دارای دمای کم - اصطکاک وشکننده است و به آن تغییر شکل هم لرزه ای می گویم. 2- تغییر شکل دوم :  بلافاصله پس از وقوع زلزله  مکانیسم آزاد شدن تنش به دلیل ویسکوزیته کم و دمای بالا در قسمت پایین یا شکل پذیر پوسته زمین فعال شده که منجر به تغییر شکل های پس لرزه ای در این قطعه گسلی شده.  این سیکل با توجه به بزرگای زمین لرزه مربوط به یک دوره از چند دقیقه تاماه ها یا سال ها پس از زلزله است که پوسته و گسل هر دو به حالت تغییرات تنش پوسته ناشی از زلزله تنظیم می شوند. در طول دوره پس لرزه ای  حداقل دو فرآیند مشخص باعث ایجاد حرکت اضافی پوسته می شود. یکی شامل لغزش اضافی که معمولاً جزئی و در امتداد گسل رخ داده است و دوم مناطق عمیق تری از پوسته پایین تر از 20 کیلومتر در پاسخ به تغییرات تنش پوسته جریان دارند .

جابجایی حین لرزه ای  توسط شبکه دائمی GNSS ترکیه TUSAGA-Aktif: CORS-TR Turkish National Permanent GNSS Network اندازه گیری شده است. داده‌ها  شامل مشاهدات بانرخ 30 ثانیه‌ای GPS از روزهای قبل از رویداد 6 فوریه 2023 و روز زلزله Mw7.8 است. کانون زمین لرزه با ستاره زرد و دنباله پس لرزه با نقاط قرمز نشان داده شده است. داده ها توسط نرم افزار Gipsy X با استفاده از مدارهای سریع با نرخ بالا  و توسط JPLپردازش شده است. مقادیر جابجایی حین زلزله توسط بردارها روی نقشه با فاصله اطمینان 67٪ نما یش داده شده. نتایج تغییر شکل های نزدیک نشان دهنده یک حرکت دائمی، چپگرد 70 سانتی متری بین ایستگاه های ANTE (Gaziantep) و ONIY (Osmaniye) و 80 سانتی متر بین ایستگاه های ANTE و EKZ1 (Ekinözü) می باشد. تغییر شکلها  به سمت شرق و غرب کاهش می یابد در حالی که جابجایی چند سانتی متر نزدیک دریاچه وان (500 کیلومتر به سمت شرق از مرکز زمین لرزه) نیز مشاهده می گردد.شکل5

 

 

 

شکل5-جابجایی حین زلزله با استفاده از شبکه ایستگا های دائمی ترکیه محاسبه شده توسط JPL

6-نتایج تصاویر راداری

برای اندازه‌گیری تغییر شکل پوسته ناشی از این زمین‌لرزه،GSI ژاپن از آنالیز تداخل سنجی با استفاده از داده‌های ALOS-2/PALSAR-2 استفاده کرده است. تجزیه و تحلیل نتایج به وضوح گستره تغییر شکل پوسته را نشان میدهدکه تطابق خوبی با گسل امتداد لغز چپگرد دارد.عمده تغییر شکل پوسته در امتداد گسل آناتولی شرقی و گسل چارداک Çardak مشاهده می شود.در برخی مناطق در مجاورت پهنه گسلی فوق فازهای نامنسجمی مشاهده می شود. ممکن است سطح زمین در اثر زلزله در این مناطق تغییر کرده باشد.بیش از 5 متر جابجایی در امتداد گسل آناتولی شرقی مشاهده شده است.

  

 

شکل6-جابجایی در جهت حرکت ماهواره (تصویر راست)وجابجایی بین ماهواره وسطح زمین(تصویرچپ)

7-تحلیل گسیختگی و حرکات پسا لرزه ای

پس لرزه ها دنباله ای از زمین لرزه ها هستند که پس از وقوع شوک اصلی در یک گسل اتفاق می افتند پس لرزه ها در نزدیکی منطقه گسل که در آن گسیختگی اصلی اتفاق افتاده رخ می دهد و بخشی از "روند تنظیم مجدد" پس از لغزش اصلی در صفحه گسلی  است. پس لرزه ها با گذشت زمان کمتر می‌شوند و می توانند برای روزها ، هفته ها ، ماهها  ادامه داشته باشند. وقوع پس‌لرزه‌ها  پس از یک رخداد زمین‌لرزه بزرگ ناشی از به تعادل رسیدن و ثبات تنش تکتونیکی حاکم بر پوسته زمین پس از رخداد زمین‌لرزه اصلی است. پس­‌لرزه‌ها به عبارتی باقی مانده انرژی است که از رخداد اصلی در زمین باقی مانده است.  پس از یک زلزله بزرگ حرکات پوسته متوقف نمی شودو پس لرزه هایی به دنبال دارد که برخی از آنها آسیب زا هستند. لغزش مربوط به این پس لرزه ها را پس لغزش می نامندو ممکن است به صورت زمین لرزه های معمولی یا به صورت لغزش کند رخ دهد که احساس نمی شود.شکلهای 7و8

با نگاهی به موقعیت اولین و دومین زمین لرزه بزرگی که منطقه را لرزاند، و جدول زمانی بین آنها، زلزله دوم با بزرگی 7.5 ریشتر توسط زلزله 7.8 ریشتری اول با اختلاف 0.3 ریشتر رخ داده است. از این رو می توان آن را یک پس لرزه تلقی کرد، با توجه به اینکه پس لرزه در فاصله بیش از 90 کلیومتری از کانون اولین زمین لرزه که در نزدیکی شهر غازیانتپ واقع شده رخ داده است می توان گفت، این لرزه دوم توسط اولین زمین لرزه ایجاد شد. این احتمال وجود دارد که سنگ‌های گسل‌های امتداد لغز گسترده در این منطقه با ضریب اصطحکاک خیلی کم تحت نیروهای بسیار شدیدی قرار داشتند که آنها را در آستانه  جابجایی بالقوه قرار داده است. شوک اول روند جابجایی را تسریع کرده و در نتیجه زمین لرزه ای به بزرگی 7.5 ریشتر رخ داد(چکانش). البته لازم به ذکر است که بیش از 120 پس لرزه نیز پس از اولین زمین لرزه بزرگ 6 فوریه در ترکیه و سوریه به ثبت رسیده است.

شکل7-توزیع پس لرزه ها بین دوزمین لرزه

شکل8-توزیع پس لرزه ها بعد از رخداد دوم

 

8-گسیختگی ناشی از زمین لرزه با بزرگای 7.8

 

منطقه ای که زمین لرزه 15 بهمن در آن رخ داد از نظر لرزه ای فعال است. از سال 1970 تاکنون تنها سه زمین لرزه به بزرگی 6 یا بزرگتر در 250 کیلومتری زمین لرزه 6 فوریه رخ داده است. بزرگترین آنها، 6.7 ریشتر در 24 ژانویه 2020 رخ داده است. همه این زمین لرزه ها در طول یا در در مجاورت گسل آناتولی شرقی رخ دادند. جنوب ترکیه و شمال سوریه در گذشته زلزله های قابل توجه و مخربی را تجربه کرده اند. حلب در سوریه چندین بار در طول تاریخ توسط زمین لرزه های بزرگ ویران شده است که از آن جمله  زلزله 7.1 ریشتری در سال 1138 و زلزله 7.0 ریشتری در سال 1822 را میتوان نام برد.

 

زمین لرزه 7.8 ریشتری ناشی از گسلش امتداد لغزدر عمق کم بوده. این رویداد نا شی از گسیختگی در صفحه گسلی نزدیک  به قائم امتداد  لغز چپگرد در  راستای شمال شرقی-جنوب غربی، بوده  است. مکان اولیه زمین لرزه آن را در مجاورت برخورد سه گانه بین صفحات آناتولی، عربستان و آفریقا قرار می دهد. مکانیسم و ​​مکان زلزله با زلزله ای که در ناحیه گسل آناتولی شرقی یا سامانه گسلی Dead Seaرخ داده است مطابقت دارد.  ابعاد این گسیختگی دارای طول 190 کیلومتر و عرض 25 کیلومتر می باشد.

 

 

شکل9-مقطع عرضی ازتوزیع لغزش در صفحه گسلی ناشی از زمین لرزه7.8((usgs

 

شکل9 مقطعی از گسیختگی و لغزش را نشان میدهد. دامنه لغزش به صورت رنگی و جهت حرکت فرا دیواره نسبت به  فرو دیواره  با فلش نشان داده شده است. کانتورها زمان گسیختگی را بر حسب ثانیه نشان می دهند.

ابعاد گسل و دامنه لغزش در امتداد گسلی که باعث ایجاد زلزله شده است را می توان در یک "مدل گسل محدود" نشان داد. این مدل از زلزله از طریق یک « وارونگی گسل محدود» تولید می‌شود که برای تخمین مکان، زمان و میزان لغزش استفاده می شود.

 

زمین لرزه دوم  تقریباً 9 ساعت پس از زمین لرزه 7.8 ریشتری درفاصله 95 کیلومتری ازآن رخ داد. این رویداد نا شی از گسیختگی در صفحه گسلی نزدیک  به قائم امتداد  لغز چپگرد در  راستای شرقی-غربی. بوده است .مکان اولیه زمین لرزه 7.5 ریشتری آن را در مجاورت برخورد سه گانه بین صفحات آناتولی، عربستان و آفریقا قرار می دهد. مکان و مکانیسم زمین لرزه همراه با پس لرزه هایی که از زمان زمین لرزه M7.8  و 9ساعت قبل از آن رخ داده است با توالی زمین لرزه که در منطقه گسل آناتولی شرقی رخ داده است مطابقت دارد شکل10   . ابعاد این گسیختگی دارای طول 120 کیلومتر و عرض 18 کیلومتر می باشد.

 

 

 

شکل10-مقطع عرضی ازتوزیع لغزش در صفحه گسلی ناشی از زمین لرزه7.5((usgs

 

شکل10 مقطعی از گسیختگی و لغزش را نشان میدهد. دامنه لغزش به صورت رنگی و جهت حرکت فرا دیواره نسبت به  فرو دیواره  با فلش نشان داده شده است. کانتورها زمان گسیختگی را بر حسب ثانیه نشان می دهند.

 9-انتقال و برهم کنش تنش استاتیک و دینامیک

زمین لرزه ها می توانند با همدیگر بر هم کنش داشته باشند  و این موضوع می تواندمنجر به توالی زمین لرزه ها وخوشه بندی ورخ داد پس لرزه ها گردد. برانگیختگی تنش بدین صورت است که گسل ها  به تنشی که از گسل ها یا زمین لرزه های مجاور دریافت می کنند پاسخ می دهند. حرکت بلوکهای دو طرف یک گسیختگی باعث ایجاد تغییر در تنش ایستایی محیط اطراف آن میشود. این تغییر تنش روی سطوح گیرنده اطراف گسیختگی دارای دو مولفه نرمال و برشی میشود. معیار کلمب یکی از معیارهای است که  گسیخته شدن نو پدید و به جنبش در آمدن گسل ها ی قدیمی را در حال شکننده و در محیط الاستیک تحت تاثیر تنش کنترل می کند که تابع هر دو تنش نرمال وبرشی اعمال شده روی سطوح گیرنده است.

وقوع زمین لرزه نزدیک به هم در زمان و مکان که به صورت خوشه ای لحاظ می شود براساس تئوری انتقال تنش و اثر متقابل آن محاسبه می شود ، تنش انباشته شده در روی یک گسل  به عنوان کلیداصلی به منظور آغاز گسیختگی  در نظر گرفته می شودو در هنگام وقوع زلزله به سادگی از بین نمی رود .تنش آزاد شده از یک گسل می تواند هر چند کم  می تواندتنش را  روی گسل های  مجاور و نزدیک تا صد کیلومترافزایش یا کاهش دهدو بالقوه باعث ایجاد گسیختگی و زلزله یا تاخیر درزمان رخداد شود. برای این منظور نرخ بلند مدت تنش تکتونیکی بر روی یک گسل فعال باید مشخص باشد. انتقال تنش مثبت (یعنی افزایش تنش) می تواند چرخه لرزه ای گسل را به طور موقت اصلاح کند و زلزله بعدی را با یک دوره زمانی T پیش ببرد و بر عکس کاهش تنش باعث تاخر در گسیختگی و زمان وقوع زلزله می شود(دوران آرامش).

10-تحلیل رخداد

آنچه در زلزله ترکیه با بزرگای 7.8رخ داده است در اثر تجمع تنش فعال ناشی ازحرکات صفحه تکتونیکی AR-EU-AFدر طول زمان و غلبه این تنش بر استحکام بلوک گسلی EAF و شکست آن(تنش برشی برتنش ناشی از اصطحکاک غلبه کرده) گسیختگی ایجاد ولغزش برروی صفحه قطعه گسلی ثانویه  انجام شده است. در این حالت انتقال تنش به سمت دم گسل – بین 2تا 4 بار- گسل‌های (چارداک وسورگو) تا 1 بار  وقسمت پایین و بالای پوسته منتقل شدندکه با پراکندگی پس لرزه ها تطابق دارد. میزان تنش قبل از زلزله و آغاز گسیختگی بر روی این قسمت از گسل آناتولی شرقی 25 مگا پاسگال می‌باشد. در این حالت تنش برشی بر تنش قبل از زلزله غلبه کرده ولغزش در صفحه گسل آناتولی شرقی رخ داده. افت تنش در این زمین لرزه 4.5 مگا پاسکال و تنش انتقالی 0.2تا0.4 مگا پاسکال است.( معادل 4-2 بار).   

زلزله اصلی 7.8 ریشتری باعث افزایش تنش‌های برشی و‌ نرمال در اطراف گسیختگی شده است که این میزان معادل 0.2 تا0.4مگا پاسکال است. تعداد پس لرزه‌های تولید شده در  منطقه نیز بیانگر افزایش تنش و تغییرات تنش ناشی از لرزه اصلی هستندکه  نقطه مستعد و آماده گسیخته شدن بعدی رامشخص کردند. در بازه زمانی نه ساعته بین زمین لرزه های 7.8 و 7.5 ریشتر هیچ پس لرزه ای بزرگتر یا مساوی 4.1 در لوب های گسل سورگو و چارداک رخ نداده است. رها شدن مجدد تنش و شروع گسیختگی از جایی آغاز شده که تراکم تنش 1 بار انتقال یافته است. (گسل‌های چارداک وسورگو)در فاصله 95 کیلومتری کانون زلزله اصلی و در عمق 10 کیلومتر). این گسل دارای طول 150 کیلومتر است. در مورد تاریخچه لرزه ای سورگو-چارداک ممکن است در سال 1544 میزبان زلزله ای به بزرگی 6.7 یا بزرگتر بوده باشد (Ambraseys, 1989). با توجه به شبکه  ایستگاه های  GPS  کورت و همکاران. (2022) میزان لغزش در امتداد بخش مرکزی گسیختگی گسل آناتولی شرقی 10 میلی متر در سال محاسبه شده است. داده‌های GPS نشان می‌دهند که گسل سورگو-چارداک بعید است که نرخ لغزش بالاتر از چندین میلی‌متر در سال داشته باشد.  همچنین  Emre (2013)   نرخ لغزش 2.5میلی متر در سال را برای گسل چارداک با استفاده از شاخص های زمین شناسی برآورد کردند. به نظر میرسد که برای گسیختگی، گسل سورگو-چارداک باید ضریب اصطکاک بسیار کمی  داشته باشد.

 زلزله 7.5 ریشتری می‌تواند به عنوان بزرگترین پس‌لرزه رخدادی جدا در نظر گرفته شود  چون با مکان افزایش تنش سازگاری دارد. افت تنش در این رخداد دوم 2.5 مگا پاسکال است. پس لرزه‌ها به 3 صورت کوتاه مدت –متوسط مدت و بلند مدت بسته به بزرگای زلزله ادامه خواهند داشت که برای این زلزله طبق قانون Omariتا 6 ماه ادامه دارد.  تنش های ترکیبی ایجاد شده توسط زمین لرزه های با بزرگی 7.8 و 7.5 ریشتر و رابطه آنها را با پس لرزه هایی که از زمان وقوع زلزله 7.5 در مقیاس ریشتر رخ داده است نشان می دهد که لوب های تنش به طور قابل توجهی پس از رویداد 7.5 ریشتری به دلیل تعامل دو زمین لرزه بزرگ تغییر کردند. همچنین همبستگی مناسبی از پس لرزه ها با مناطق افزایش تنش قابل مشاهده است.شکل 8.

11-نتایج

منطقه ای که زمین لرزه 7.5 ریشتری 6 فوریه در آن رخ داد از نظر لرزه ای فعال است. قبل از شروع توالی زمین لرزه در 6 فوریه از سال 1970 تنها سه زمین لرزه به بزرگی 6 یا بیشتر در 250 کیلومتری زمین لرزه 6 فوریه رخ داده است. بزرگترین آنها، با بزرگی 6.7 در شمال شرقی زمین لرزه های 6 فوریه در ژانویه رخ داده است. تمام این زمین لرزه های قبلی در امتداد یا در مجاورت گسل آناتولی شرقی رخ داده اند. علیرغم سکون نسبی لرزه ای ناحیه مرکزی زمین لرزه های 6 فوریه، جنوب ترکیه و شمال سوریه در گذشته نیز زلزله های قابل توجه و مخربی را تجربه کرده اند. حلب در سوریه چندین بار در طول تاریخ توسط زمین لرزه های بزرگ ویران شده است، بر اساس مطالعه‌ای که بر روی داده‌های زمین‌لرزه‌های جهانی که اخیراً در Nature Geosciences منتشر شده است، پدیده‌هایی که به عنوان زمین‌لرزه‌های ابر برشی شناخته می‌شوند - زلزله‌هایی هستند که بسیار سریع حرکت می‌کنند و می‌توانند لرزش‌های بیشتری نسبت به زمین‌لرزه‌های آهسته‌تر ایجاد کنند.زمین لرزه های ابر برشی زمانی اتفاق می افتند که جبهه گسیختگی یک زلزله سریعتر از امواج لرزه ای ایجاد شده حرکت کند. پیشروی سریع جبهه گسیختگی باعث می‌شود که امواج روی هم انباشته شوند و موجی بسیار بزرگ‌تر را تشکیل دهند که به عنوان موج مخروطی ماخ شناخته می‌شود. موج مخروطی ماخ امواجی با دامنه بزرگ‌تر تولید می‌کند که لرزش قوی‌تری نسبت به یک زلزله معمولی ایجاد می‌کند. احتمالا هر دو شوک بزرگ بر روی گسل های ثانویه ایجاد وتوسط مخروط ماخ  به گسل آناتولی شرقی و چارداک انتقال داده  شدند.