گزارش مقدماتى زمینلرزه یازدهم فروردین ماه ۱۳۸۵ دشت سیلاخور (جنوب بروجرد)
خلاصه توضیحات
در ساعت 4:47 به وقت محلى روزجمعه یازدهم فروردین ماه سال 1385 هجرى خورشیدى
توضیحات
وزارت صنایع و معادن
سازمان زمین شناسى و اکتشافات معدنى کشور
گزارش مقدماتى زمینلرزه یازدهم فروردین ماه 1385
دشت سیلاخور (جنوب بروجرد)
م. طالبیان (1)، م. قرشى (1) ، ح. نظرى (1) و م. بهاروند (2)
1) سازمان زمین شناسى و اکتشافات معدنى کشور،گروه لرزه زمینساخت
2) دانشگاه آزاد اسلامى، واحد خرم آباد
مقدمه
در ساعت 4:47 به وقت محلى روزجمعه یازدهم فروردین ماه سال 1385 هجرى خورشیدى (31 مارس 2006 میلادى) زمینلرزه اى با بزرگى حدود 6 دشت سیلاخور در جنوب بروجرد را لرزاند. رومرکز (epicenter) این زمینلرزه به وسیله سازمان زمین شناسى آمریکا در مختصات جغرافیایى 33:63 درجه عرض شمالى و 48:80 درجه طول خاورى ثبت گردیده است.
دو پیشلرزه به ویژه در ساعت هاى 19:47 با بزرگاى ML=4.6 و 23:06 با بزرگاى ML=5.1 در تاریخ 10/1/85 سبب گردید بیشتر مردم شب را خارج از ساختمان خود بسر برند. برپایه آخرین گزارش ها زمینلرزه یازدهم فروردین ماه سال 1385 ، 63 کشته و 1418 زخمى برجاى گذاشت و به سیصد و سى روستا در گستره دشت سیلاخور آسیب رساند. این زمینلرزه با پسلرزه هاى آسیب رسان فراوانى همراه بود که تاکنون نیز ادامه دارد.
جایگاه رومرکز زمینلرزه و گسترش ویرانى ها در راستاى گسله فعال اصلى عهد حاضر زاگرس (Zagros Main Recent Fault) بوده است که مى تواند نشانگر فعال شدن دوباره تکه دورود-بروجرد این گسله باشد. سازوکار اولیه ژرفى گسلش بوسیله سازمان زمین شناسى آمریکا نشانگر گسله راستالغز راستبر با شیب گسله به سوى شمال است که با ویژگى گسله اصلى جوان زاگرس همخوانى دارد (شکل 1).
ویژگیهاى لرزه زمین ساختى گستره
زمین لرزه بروجرد در راستاى بخشى از گسله ى اصلى جوان زاگرس روى داد. این گسله نخستین بار بوسیله و لمن (1966) شناسایى شد و سپس جزئیات بیشتر آن بوسیله چالنکو و برود (1974) مورد بررسى قرار گرفت.
گسله ى اصلى جوان زاگرس مرز شمال خاورى زاگرس را تشکیل داده و کم وبیش در راستاى راندگى اصلى زاگرس قرار دارد.
راندگى اصلى زاگرس یکى از شناخته شده ترین عوارض زمین شناسى ایران است که سنگهاى رسوبى زاگرس را از سنگهاى دگرگونى و آتشفشانى ایران مرکزى جدا مى نماید. این گسله همچنین از نظر لرزه خیزى اهمیت زیادى دارد و زون با لرزه خیزى بالاى زاگرس را از زون کم لرز ایران مرکزى جدا مى نماید. گسله ى جوان زاگرس همچنین مرز شمالى زاگرس بلند (فالکون 1974 و بربریان 1995) با ارتفاع بیش از 4000 متر را تشکیل مى دهد.
زاگرس بلند در کرتاسه پایانى مورد کوتاه شدگى قرار گرفت و در این زمان سنگهاى افیولیتى و رسوبات دریاى ژرف برروى خشکى رانده شدند. کوتاه شدگى و تغییر شکل نهایى این زون احتمالاً در میوسن شروع شد (استونلى 1981) و سپس در پلیوسن با شدت بیشتر و در بخشهاى دیگر زاگرس از جمله کمربند چین خوردگى هاى ساده دنبال گردید. بیشترین میزان تغییر شکل و چین خوردگى زاگرس احتمالاًدر 3 تا 5 میلیون سال اخیر روى داده است (فالکون 1974). بررسى و بازسازى آبراهه ها در راستاى گسله ى اصلى جوان زاگرس نشان میدهد که این گسله حداقل حدود 50 کیلومتر جابجایى در 5 میلیون سال اخیر داشته است (طالبیان و جکسون 2002). دشت دورود- بروجرد با درازاى حدود 50 کیلومتر نیز نتیجه همین حرکت راستالغز راستگرد است. جابجائى درراستاى این گسله همچنین موجب شده است که جهت جریان رودخانه ى زاینده رود از جنوب، به شمال تغییر یافته و بسوى دشت اصفهان سرازیر گردد. آثار مسیرهاى قدیمى رودخانه ها امروزه بصورت دره هاى خشک در جنوب این گسله دیده میشوند (طالبیان و جکسون 2002).
شکل 1) جایگاه گسله ى اصلى جوان زاگرس، ساز و کار زمین لرزه هاى بزرگ سده اخیر در ارتباط با جنبش این گسله (برگرفته از طالبیان و جکسون 2002). ساز و کار زمین لرزه اخیر به رنگ قرمز نشان داده شده است (بر گرفته از سازمان زمین شناسى آمریکا).
چنانچه جابجائى در راستاى گسله ى جوان زاگرس در 5 میلیون سال اخیر روى داده باشد در آنصورت از دیدگاه لرزه خیزى مى توان به این نتیجه رسید که این گسله حدود 10 میلى متر در سال جابجائى داشته و یکى از جنباترین گسله هاى ایران است
ساز و کار زمین لرزه
زمین لرزه جنوب بروجرد با بزرگى حدود 6 بطور وسیعى بوسیله شبکه هاى لرزه نگارى جهانى ثبت گردید. سازوکار اولیه این زمین لرزه که کم و بیش نرمال گزارش شده بود (سازمان زمین شناسى امریکا) این شبهه را بوجود مى آورد که احتمالاً یکى از گسله هاى فرعى (گسل قلعه حاتم) در ارتباط با این زمین لرزه باشد. اما این سازوکار به سرعت مورد بازنگرى قرار گرفته و به سازوکار راستالغز اصلاح گردید. براین اساس و با توجه به روند ساختارى منطقه به نظر میرسد که جنبش گسله اى با راستاى شمال باخترى- جنوب خاورى (هم راستا با دشت دورود- بروجرد) موجب رویداد این زمین لرزه شده باشد.
گزارشات اولیه از ژرفاى زمین لرزه نیز ژرفاى حدود 25-10 کیلومتر را نشان میدهد اما این ژرفاى اولیه مى تواند داراى خطاى قابل ملاحظه اى باشد (مجى و همکاران 2000، طالبیان و جکسون 2004). بهترین روش جهت برآورد سازوکار زمین لرزه با خطاى اندک، مدلسازى امواج درونى همراه با استفاده از شبکه لرزه نگارى محلى است که در دست انجام است.
پیشینه لرزه خیزى گسله اصلى جوان زاگرس
پیشینه لرزه خیزى در گستره گسله جوان زاگرس را مى توان به دو بخش پیش از سده بیستم و پس از آن تقسیم کرد. از این دیدگاه در بخش پیش از سده بیستم دست کم سه زمین لرزه ویرانگر در گستره شمال باخترى جنوب خاورى این گسله رویداده است.
دو زمین لرزه از این گروه در نزدیکی دیناور در بخش شمال باخترى و سومین در نزدیکى دریاچه گهر روى داده است. زمین لرزه هاى دیناور در بهار سالهاى 912، 1008 میلادى سبب نابودى شهر دیناور در نزدیکى کرکسار گشته است(آمبراسیز1974). از سال دقیق سومین زمین لرزه از گروه زمین لرزه هاى سده بیستم داده روشنى در دست نیست جز اینکه این زمین لرزه در حوالى دریاچه گهر و پیش از 1889 روى داده است.
افزون بر این، پیشینه لرزه اى براساس داده هاى باستانشناختى و شواهد مورفوتکتونیکى نیز آثار زمین لرزه هاى بسیارى در راستاى گسله جوان زاگرس در بازه زمانى پیش از تاریخ و پس از آن به نمایش مى گذارد که بهمراه زمین لرزه اخیر شکل دهنده سیماى لرزه زمین ساختى گسله اصلى جوان زاگرس است.
پاره اى از ویژگیهاى زمین لرزه هاى سده بیستم این پهنه لرزه خیز به شرح زیر است (چالنکو 1974):
زمین لرزه ویرانگرى در بامداد روز 23 ژانویه (زمستان 1288 خورشیدى) 1909 با بزرگاى 4/7 در مقیاس ریشتر سبب نابودى 8-6 هزار تن از ساکنان و ویرانى پهنه وسیعى از دشت سیلاخور در نزدیکى شهر درود شد.
بیش از 40 کیلومتر از گسله درود در این زمین لرزه شکسته شد. رو مرکز این زمین لرزه که از جمله اولین زمین لرزه هاى مهم در ابتداى تاریخ بکارگیرى لرزه نگارها مى باشد، بارها به کمک داده هاى صحرایى و تصمیات دستگاهى و جابجا شده است، تا آنجا که از نزدیکى شهر اصفهان به حوالى دشت سیلاخور انتقال یافت. شوک لرزه اى این زمین لرزه از کرمانشاه تا جنوب خاورى دورود را در برگرفته است. پس از زلزله 1909 سیلاخور در طى 50 سال زمین لرزه هاى چندى در بخش جنوب باخترى گسله جوان زاگرس ثبت شده است. از جمله زمین لرزه دسامبر 1966رازان موجب آسیب و ویرانى روستاها و کشته شدن چندى از ساکنان آن شده است.
در بامداد 13 دسامبر 1957 (زمستان 1336 خورشیدى) زمین لرزه ویرانگر دیگرى با بزرگاى 7 روستاهاى ناحیه فارسینج در شمال کنگاور را در هم کوبید و سبب کشته شدن بیش از 1000 تن از ساکنان آن ناحیه شد. پس لرزه هاى بیشمار یک ماهه پس از زمین لرزه اصلی1957 سبب ویرانى بیشتر روستاها بویژه در گستره بین فارسینج و شهر کنگاور گردید.
یک سال بعد در تابستان 1958 (1337 خورشیدى) در بخش جنوب خاورى پهنه زمین لرزه اى 1957در حوالى نهاوند زمین لرزه دیگرى با بزرگاى 6/6 سبب نابودى بیشتر از 100 روستا و کشته شدن حدود 190 تن از ساکنان آن گردید.
دو کانون این زمین لرزه حدود 17 کیلومترى جنوب محل دو کانون زمین لرزه فارسینج بود و گسله مسبب زمین لرزه با درازاى شکستى بین 16-5 کیلومتر در کرانه خاورى رودخانه گاماسیاب تا قیلاب قابل مشاهده بوده است.
در سالهاى پس از رویداد زمین لرزه سال 1957 نهاوند، پس لرزه هاى کوچکى سبب ویرانى بیشتر در گستره زمین لرزه هاى سالهاى 1957 ، 1958 گردید.در این راستا مى توان به زمین لرزه بهار 1960 در نزدیکى اسدآباد و پائیز 1961 على آباد مغ اشاره نمود، ولى از مهمترین این زمین لرزه ها مى توان رویداد 26 مارس و 30 ژوئن 1963 میلادى (1342 خورشیدى) "کارخانه " و " تپه " را نام برد.
زمین لرزه 26 مارس کارخانه با میانه بزرگا ی8/5 سبب کشته شدن نزدیک به 100 نفر و تخریب بیش از 5000 واحد مسکونى گشته است.
بجز زمین لرزه هاى زمستان 1967 صحنه و 1971 کامیاران با بزرگاى 5 و 4.6 که سبب تخریب مختصرى در بخش شمال باخترى پهنه زمین لرزه هاى 1957 و 1958 شده است، پهنه اثر بیشتر زمین لرزه هاى پس از 1963 بیشتر در بخش کوهستانى جنوب باخترى گسله جوان زاگرس متمرکز بوده است.
جایگاه زمین لرزه هاى ویرانگر رویداده در گستره مورد بررسى این گمان را قوت مى بخشد که خاستگاه تمامى آنها گسله جوان زاگرس بوده است، گرچه شاهدى از شکست این گسله در تمامى درازاى آن جز در محدوده عرضهاى شمالى 33 تا 35 نیست.
اما پهنه اثر لرزه هاى 1909 سیلاخور و سرى زمین لرزه هاى 63-1957 نهاوند به باور چالنکو (1974) نشانگر وجود دست کم دو قطعه 100 کیلومترى در این سیستم گسله است.
قطعه اول میان درود و بروجرد و قطعه دوم در فاصله نهاوند تا کرکسار گسترش دارد که در طى رخدادهاى لرزه اى 1909 و 58-1957 میلادى شکسته اند.
داده هاى ابتدایى صحرایى زمین لرزه مارس 2006 (بهار 1385) نیز نشان از شکست دوباره بخش شمال باخترى پاره گسله درود دارد.
مشاهدات روى زمین
در نخستین روز پس از زمین لرزه (12 فروردین) منطقه زمین لرزه مورد بررسى هاى صحرایى قرار گرفت. بیشینه ویرانى ها مربوط به روستاهاى واقع در دشت دورود-بروجرد بود. این پدیده مى توانست بیانگر محدوده تقریبى گسله ى زمین لرزه اى باشد اگر چه بالا بودن سطح آب زیر زمینى، سست بودن رسوبات و بروز پدیده ى روانگرایى نیز مى تواند از عوامل تشدید کننده ویرانى باشد.
شکل2): گسیختگى سطحى همراه با زمین لرزه جنوب بروجرد. ریخت شکستگیها بیانگر حرکت راستالغز راستگرد است.
در بررسى صحرایى گسیختگى هاى کوچکى در نزدیکى پرتگاه کسله ى دورود-بروجرد و هم راستا با آن دیده شد (شکل 2). اگر چه میزان جابجایى در راستاى این درزه ها اندک (کمتر از 2 سانتى متر) بود اما ریخت پلکانى آنها بیانگر حرکت راستالغز راستگرد، هماهنگ با ساز و کار زمین لرزه بود. این شکستگیها ماندگارى چندانى نداشت ودر غروب دومین روز پس از زمین لرزه (سیزدهم فروردین ماه) در اثر طوفان و ریزش باران شدید ناپدید گردید.
شکل3): اسکارپ گسله ى دورود-بروجرد بصورت پلکانى با بلندى بیش از 5 متر بر روى زمین دیده مى شود. این اسکارپ بیانگر جوان و جنبا بودن این گسله است.
شکل 4): ویرانی خانه ها در روستاى ازنا. کودکان مشغول بازى با تیر هاى باقى مانده از خانه ها و شادمان از این که تلفات انسانى کم بوده است. رویداد پیش لرزه و هشدار به هنگام به مردم بوسیله مسئولین محلی از عوامل اصلى کاهش تلفات بود.
در بازدید صحرایى در راستاى سایر بخشهاى گسله از جمله گسله ى نرمال محدود کننده باختر دشت(گسله ى قلعه حاتم) گسیختگى در ارتباط با این زمین لرزه دیده نشد، اگر چه آثار لغزش هاى کوچک و فرونشست در هر دو سوى شمال و جنوب دشت بطور پراکنده دیده مى شد.
پیشنهادات
به منظور کاهش خسارات ناشى از زمین لرزه پیشنهاد مى گردد مطالعات زیر انجام پذیرد:
1- انجام پژوهش هاى دیرینه لرزه شناسى در راستاى گسله دورود-بروجرد
2- اندازه گیرى هاى GPS با یک شبکه متراکم پیرامون گسله
3- ریزپهنه بندى لرزه اى شهرهاى دورود، بروجرد و خرم آباد
یادآورى مى گردد که انجام پژوهش هاى یادشده در بالا مى تواند توسط کارشناسان محلى و با هدایت و مدیریت کارشناسان سازمان زمین شناسى کشور صورت گیرد.
فهرست برخى منابع:
Ambraseys, N.N. &Melville, C.P., 1982. A History of Persian Earthquakes,Cambridge Univ. Press, New York, p. 219.
Ambraseys, N. & Moinfar, A., 1973. The seismicity of Iran: the Silakhor (Lurestan) earthquake of 23rd January 1909, Ann. Geophys., 26, 659– 678.
Ambraseys, N. & Moinfar, A., 1974a. The seismicity of Iran: the Firuzabad (Nehavand) earthquake of 16th August 1958, Ann. Geophys., 27, 1– 21.
Ambraseys, N.&Moinfar, A., 1974b. The seismicity of Iran: the Karkhaneh (Kangavar) earthquake of 24th March 1963, Ann. Geophys., 27, 23–36.
Falcon, N.L., 1969. Problems of the relationship between surface structure and deep displacements illustrated by the Zagros Range, in Time and Place in Orogeny, Geol. Soc. Spec. Publ. London, 3, 9–22.
Falcon,N.L., 1974. Southern Iran: Zagros Mountains, in Mesozoic–Cenozoic Orogenic Belts, Data for Orogenic Studies, ed. Spencer, A.M., Geol. Soc. Spec. Publ. London, 4, 199–211.
Maggi, A., Jackson, J.A., Priestley, K., & Baker C., 2000. A reassessment of focal depth distribution in southern Iran, the Tien Shan and northern India: do earthquakes really occur in the continental mantle? Geophys. J. Int., 143, 629-661.
Talebian M. & Jackson J., 2002. Offset on the Main Recent Fault of NW Iran and Implication for thye late Cenozoic tectonics of the Arabia-Eurasia collision zone, Geophys. J. Int., 150, 422-439.
Tchalenko, J.S. & Braud, J., 1974. Seismicity and structure of the Zagros: the Main Recent Fault between 33◦ and 35◦N, Phil. Trans. R. Soc. Lond., A., 277, 1–25.
