تغییرات ضخامت پوسته در زیر زاگرس مركزی (استان فارس) با استفاده از امواج دورلرز

امواج دورلرز به طور گسترده براي به تصویر درآوردن ساختار لرزه اي در پوسته و گوشته مورد استفاده قرار میگیرند. در این پژوهش براي استخراج تغییرات ضخامت پوسته در زیر شبکه شیراز که در زاگرس مرکزي قرار دارد، از روش تابع گیرنده دورلرز P استفاده شده است. جهت کسب اطلاعات بیشتر درباره تغییرات ضخامت پوسته در زیر زاگرس مركزی ناپیوستگی موهو (استان فارس) با استفاده از امواج دورلرز اکتشاف آب مطالعات ژئوفیزیک در آسیا ژئوفیزیک تماس بگیرید.

تغییرات ضخامت پوسته در زیر زاگرس مركزی (استان فارس) با استفاده از امواج دورلرز اکتشاف آب

به همین منظور از داده زمین لرزه هایی که به وسیله ایستگاه هاي لرزهاي کوتاه دوره و باندپهن سه مولفه اي در فاصله رومرکزي از مرکز شبکه لرزه نگاري شیراز وابسته به موسسه ژئوفیزیک دانشگاه تهران و همچنین ایستگاه باند پهن شبکه ملی لرزه نگاري دائمی وابسته به پژوهشگاه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله با بزرگای  از اواخر سال 2002 تا 2016 میلادي ثبت شده اند؛ استفاده شده است.

ضخامت پوسته در منطقه

ضخامت پوسته در منطقه، به کمک تحلیل تابع گیرنده P و با استفاده از تأخیر زمانی فاز تبدیلی Ps نسبت به زمان رسید مستقیم P محاسبه شد.

متوسط ضخامت پوسته در منطقه فارس حدود  کیلومتر محاسبه شد؛ که حدود تغییرات عمق موهو از کیلومتر در زیر ایستگاه LMD1 تا  کیلومتر در زیر ایستگاه QIR1 و KAZ1 است.

نتایج بدست آمده

نتایج بدست آمده نشان می دهد که ناپیوستگی موهو در زیر شبکه شیراز، توپوگرافی هموار و تختی ندارد. نتایج حاصل با مطالعات قبلی در منطقه همخوانی داشته و با توجه به تعداد ایستگاه هاي افزوده شده در منطقه، کامل تر است.

مقدمه اکتشاف آب

سرزمین ایران به دلیل موقعیت ویژه آن در کمربند کوهزایی آلپ-هیمالیا یکی از وسیع ترین مناطق زلزله خیز جهان است؛ اکتشاف آب

که در گذشته و همچنین در سال هاي اخیر به دفعات متحمل زمین لرزه هاي مخرب شده است. منطقه مورد مطالعه (استان فارس) در زاگرس مرکزي و در عرض جغرافیایی ˚ 24 تا ˚ 34 و طول جغرافیایی ˚ 8/48 تا ˚ 5/58 واقع شده است (شکل 1). اکتشاف آب

دیدگاه ژئومورفولوژی اکتشاف آب

ازدیدگاه ژئومورفولوژي نواحی واقع در شمال و شمال غرب استان متشکل از ارتفاعات به هم پیوسته و دره هاي عمیق است. در حالی که، در گستره هاي جنوب و جنوب غربی استان، در حدفاصل کوه ها دشت هاي حاصل خیز شیراز، کازرون، نیریز، مرودشت و … قرار دارد.

براساس تقسیمات حوضه ساختاری اکتشاف آب

براساس تقسیمات حوضه ساختاري-رسوبی، استان فارس در برگیرنده منطقه سنندج-سیرجان و زاگرس رانده شده، زاگرس مرتفع و زاگرس چین خورده است و بیشتر ساختارها روند شمال غربی- جنوب شرقی دارند.

نگاه ساختاری اکتشاف آب

از نگاه ساختاري، حاشیه شمال شرقی استان محل برخورد دو قاره ورقه ي قاره اي است. به همین لحاظ در این گستره ورقه هاي رانده شده بسیار زیاد است؛ اکتشاف آب

که حاصل آن شکل گیري ساختمان هاي دوبلکس با شیب راندگی به سمت شمال-شمال غربی است.

سیستم های راندگی اکتشاف آب

سیستم هاي راندگی که در هر رویداد زمین ساختی به وجود آمده اند در روي ساختمان هاي قبلی قرارگرفته، آنها را قطع نموده و یا جابجا کرده و به این ترتیب، در شمال شرقی استان فارس، مجموعه اي ازبرگه هاي تراستی را می توان دید. اکتشاف آب

نوار چین خورده راندگی زاگرس بخشی از کمربندکوه زایی آلپ-هیمالیا و یکی ازجوان ترین و فعال ترین پهنه هاي برخورد قاره-قاره در روي زمین است اکتشاف آب

(Snyder and Barazangi, 1986) که در حدود 1500 کیلومتر از کوه هاي تاروس در جنوب شرق ترکیه تا گسل میناب در شرق جزیره هرمز در جنوب ایران امتداد دارد و نتیجه برخورد صفحه قارهاي عربستان در جنوب غرب با خرد قاره ایران مرکزي در شمال شرق میباشد (Alavi, 1994; Berberian, 1995).

زیرپهنه راندگی ها

زیرپهنه راندگی ها با پهناي 10 تا 65 کیلومتر، به صورت نواري کم پهنا است؛ که بلندترین قسمت کوه هاي زاگرس را تشکیل میدهد و به همین رو گاهی به آن زاگرس مرتفع گفته می شود.

مرز شمال شرقی این زیرپهنه به راندگی اصلی زاگرس (MZT) و مرز جنوب غربی با یک راندگی مهم راندگی زاگرس مرتفع (HZF) بسته میشود.

یکی از ویژگی هاي زاگرس مرتفع، راندگی هاي فراوان است. شیب راندگی ها به سمت شمال شرقی است.

گسل هاي موجود

گسل هاي موجود در این زیرپهنه بیشتر روراندگی و گاه نرمال هستند. شیب گسل هاي راندگی به سوي شمال شرق است.

ریخت شناسی برجسته

ریخت شناسی برجسته و همچنین افزایش ضخامت پوسته قارهاي در زاگرس مرتفع پیامد عملکرد راندگی ها است (آقانباتی، 1383). زاگرس چین خورده که به آن کمربند چین خورده (Stocklin, 1968 ) و زون ساده چین خورده (Faclon,1974) نیز گفته می شود.

زمین ساختی زاگرس مطالعات ژئوفیزیک

از نظر نو زمین ساختی زاگرس چین خورده در اثر حرکت رو به شمال صفحه عربی و برخورد آن با صفحه ایران در شمال شرقی-جنوب غربی فشرده میشود.

به همین دلیل در حال حاضر زاگرس تحت تاثیر دگرشکلی ناشی از فشارهاي زمین شناختی با روند شمال شمال شرقی-جنوب جنوب غربی، فرجام همگرایی و برخورد قارهاي صفحه عربستان به زیر ایران مرکزي است (Tatar et al., 2004; Kaviani et al., 2007; Ajirlu er al., 2016).

زاگرس از نظر لرزه خیزي فعال و لرزه مطالعات ژئوفیزیک

زاگرس از نظر لرزه خیزي فعال و لرزه خیزترین منطقه در ایران است. بیشتر زمین لرزه هاي زاگرس در گسل هاي راندگی با شیب زیاد (40-50 درجه) روي میدهند و امتداد این گسل ها با امتداد محور چین هاي منطقه موازي است (Jackson and McKenzi, 1984).

مرز شمالی لرزه خیزی مطالعات ژئوفیزیک

مرز شمالی لرزه خیزي در زاگرس، توسط گسل اصلی معکوس زاگرس، مشخص می شود. این گسل در واقع زون بخیه اي بین دو صفحه برخوردي عربستان و ایران مرکزي است؛ که با روند شمال غربی-جنوب شرقی از غرب ایران تا شمال بندرعباس ادامه می یابد. سپس به صورت شرقی-غربی تغییر روند می دهد. مطالعات ژئوفیزیک

بیشتر زمین لرزه هاي زاگرس

بیشتر زمین لرزه هاي زاگرس در عمق 8 تا 12 کیلومتر و در قسمت بالایی پی سنگ دگرگونی روي میدهند. مطالعات ژئوفیزیک

مطالعات انجام شده در این منطقه نشان می دهد که لرزه خیزي در زاگرس کم عمق بوده و عمق کانونی زمین لرزه ها بیش از 20 کیلومتر نیست و عمدتا بین گسل تراست اصلی زاگرس و خلیج فارس محصور است.

(Jackson and McKenzi, 1984; Tabebian and Jackson, 2004; Nissen et al., 2010, Hatzfeld et al., 2010, Roustaei et al., 2010, Tatar and Naerabadi et al., 2013)

در مطالعات اخیر نیز با تعیین مجدد کانون زمین لرزه ها، عمق کانونی در منطقه زاگرس بین 4 تا 25 کیلومتر برآورد شده است (Karasözen et al., 2019). مطالعات ژئوفیزیک

گسل هاي فعال مهم مطالعات ژئوفیزیک

شکل 1 گسل هاي فعال مهم (حسامی و همکاران، 1382 ) در منطقه زاگرس مرکزي را نشان میدهد. مطالعات ژئوفیزیک

شکل 2 نیز نشان دهنده لرزه خیزي منطقه شیراز در مقایسه با دیگر نقاط ایران بوده، که قابل توجه است. از زمین لرزه هاي مهم منطقه میتوان به زمینلرزه دهم اسفند 1372 هجري شمسی با بزرگاي Ms=6/1 در منطقه دشت موك استان فارس، و زمین لرزه 17 اردیبهشت 1378 با بزرگاي Mw=6/2 منطقه کهمره استان فارس اشاره نمود.

لرزه خیزی مطالعات ژئوفیزیک

با توجه به لرزه خیزي بالاي منطقه، مطالعه جزئیات ساختار پوسته آن که در تعیین عمق زون لرزه زا، ساز و کار زمینلرزه ها، روابط کاهندگی و … موثر است؛

ضروري به نظر میرسد. شناخت جزئیات ساختار پوسته و گوشته بالایی یکی از اهداف مهم مطالعات ژئوفیزیکی می باشد.

عمق موهو مطالعات ژئوفیزیک

عمق موهو از پارامترهاي مهم براي مشخص کردن ساختار پوسته هستند؛ که با زمین شناسی و تکتونیک هر منطقه نیز در ارتباط است.

روش تحلیل تابع گیرنده یکی از روشهاي مفید و دقیق براي تعیین جزئیات ساختارپوسته وگوشته بالایی زیر یک ایستگاه لرزه نگاري می باشد؛

که نسبت به روش هاي دیگر (روش هاي بازتابی لرزه اي و شکست مرزي) مزیت هایی دارد؛

کم بودن فاصله جانبی

از جمله آنها، کم بودن فاصله جانبی (تقریبا km 10) بین نقطه تبدیل موج P به s در ناپیوستگی هاي زیر یک ایستگاه لرزه نگاري و ایستگاه می باشد.

(Zhu and Kanamori,2000) لذا این روش برخلاف روش هاي قبلی بیشتر به جزئیات ساختار عمودي سرعت حساس است؛ تا به تغییرات جانبی آن. دیگر این که امواج دورلرز داراي عمق نفوذ زیادي می باشند.

داده های گرانی ضخامت

Dehgani and Makris (1984) با استفاده از داده هاي گرانی ضخامت پوسته را در زیر گسل رانده اصلی زاگرس 55 کیلومتر بدست آوردند.

Snyder and Barazangi (1986) نیز از داده گرانی استفاده کرده و عمق موهو را از 40 کیلومتر در زیر خلیج فارس تا 65 کیلومتر در زیر گسل رانده اصلی زاگرس بدست آوردند. Laske (2004) در مطالعات روي پوسته اوراسیا ضخامت پوسته در منطقه زاگرس مرکزي را بین 45 تا 51 کیلومتر تخمین زده است.

روش تابع گیرنده عمق

Hatzfeld et al. (2003) با استفاده از روش تابع گیرنده عمق موهو را در زیر زاگرس مرکزي  کیلومتر محاسبه کردند. Paul et al., (2006) با استفاده از روش کوچ توابع گیرنده، عمق موهو را در زیر زاگرس به طور متوسط 45 کیلومتر بدست آوردند.

همچنین Yamini-Fard et al., (2006) عمق موهو را در منطقه کازرون را با استفاده از روش تابع گیرنده با داده هاي باندپهن حدود 60-55 کیلومتر بدست آوردند.

 افسری و همکاران

افسري و همکاران ( 1391 ) به کمک داده هاي 4 ایستگاه کوتاه دوره شبکه لرزه نگاري شیراز تغییرات ضخامت پوسته را با استفاده از روش تابع گیرنده بدست آوردند. نتایج آنها عمق متوسط کیلومتري را براي منطقه شیراز نشان می دهد.

پژوهش با توجه به افزایش

در این پژوهش با توجه به افزایش تعداد بیشتر ایستگاه هاي لرزه نگاري درگستره استان فارس و توزیع مناسب آنها در منطقه مورد مطالعه نسبت به مطالعات قبلی و همچنین با داشتن داده کافی، براي بهبود دانش خود از ساختار پوسته و عمق موهو در زاگرس مرکزي از روش تحلیل تابع گیرنده P که روش دقیقی براي محاسبه عمق موهو است؛ استفاده شده است.

روش شناسی

شکل موج امواج حجمی دورلرز ثبت شده توسط ایستگاه هاي لرزه اي سه مولفه اي قائم، شمالی-جنوبی و شرقی-غربی (N-S, E-W و Z) شامل اطلاعات مفیدي در مورد چشمه زمین لرزه (تابع زمانی چشمه و ساختار نزدیک آن) مسیر انتشار درگوشته و ناحیه گیرنده می باشند؛ که میتوان ازآنها براي استخراج ساختار پوسته زیر یک ایستگاه لرزه نگاري استفاده نمود.

تابع گیرنده

تابع گیرنده در واقع پاسخ ساختار زیرسطحی گیرنده به امواج حجمی دورلرز میباشد.

با جدا کردن انرژي فازهاي تبدیل یافته Ps از موج P مستقیم لرزه نگاشت ثبت شده در ایستگاه، امکان استخراج ناپیوستگی هاي زیر یک ایستگاه لرزه نگاري که درآن جا تبدیلات P به S صورت گرفته؛ وجود دارد.

براي بدست آوردن تابع گیرنده P پردازش هاي زیر انجام می شود:

1) در صورت متفاوت بودن پاسخ فرکانسی لرزه سنج ها، باید اثر دستگاهی از روي آنها حذف گردد.

2) الف) چرخش از سیستم مختصات ZNE به ZRT تحت زاویه سمت وارون (Back Azimuth).

ب)چرخش سیستم مختصات ZRT به LQT تحت زاویه تابش موج P فرودي به زیر ایستگاه .(Vinnik, 1977)

3) واهم امیختگی، با این کار اثرات ناحیه چشمه و مسیر انتشارگوشته حذف میشود. به مولفه Q و T واهم امیخت شده به ترتیب توابع گیرنده شعاعی و مماسی گویند؛ که شامل فازهاي تبدیل یافته Ps و بازتاب هاي چندگانه از هر ناپیوستگی سرعتی و بازتاب هاي بین سطح زمین و این ناپیوستگی ها می باشند.

داده ها

در این مطالعه از شکل موج هاي مربوط به بیش از 600 حادثه دورلرز از سال 2002 تا 2016 میلادي که توسط ایستگاه هاي لرزه نگاري کوتاه دوره و باندپهن، سه مولفه اي شبکه شیراز، ثبت شده؛ مورد استفاده قرار گرفت. شکل 3 نقشه توزیع ایستگاه هاي لرزه نگاري منطقه مورد مطالعه را نشان میدهد. در شکل 4 نیز توزیع رومرکز زلزله هاي دورلرز مورد استفاده در این مطالعه را که بیشتر آنها در شرق منطقه قرار دارند؛ نشان داده شده است.

مشاهده ها

براي بدست آوردن توابع گیرنده، نخست یک پنجره زمانی به طول 120 ثانیه از لرزه نگارهاي سرعت ( 20 ثانیه قبل و 100 ثانیه بعد از شروع موج P) انتخاب شدند. براي حذف نوفه زمینه از فیلتر میان گذر 3/0 ثانیه تا 10 ثانیه استفاده شد.

در مرحله بعد چرخش مولفه ها از سیستم مختصات ZNE به LQT تحت زوایاي سمت پشتی و تابش تئوریک انجام گرفت.

چرخش

بعد از چرخش، مولفه هاي Q و T با سیگنال P بر روی مولفه L به ازاي سطح ایستآبی (water Level)، 01/0 واهم امیخت شدند. سپس براي هموار کردن توابع گیرنده بدست آمده، فیلتر میانگذر 2 ثانیه تا 10 ثانیه بکار گرفته شد.

کوچک بودن دامنه

به دلیل کوچک بودن دامنه فاز تبدیل یافته Ps و همین طور بالا بردن نسبت سیگنال به نوفه بهتر است توابع گیرنده بدست آمده از فواصل رومرکزي و توزیع سمتی متفاوت به ردیف شده و برانبارش شوند.

توابع گیرنده

بنابراین توابع گیرنده با استفاده از تصحیح دینامیکی برونراند برحسب کندي مرجع  و با استفاده از مدل مرجع جهانی (Kennett and Engdahl, 1991) صورت گرفت.

توابع گیرنده

از بین توابع گیرنده بدست آمده براي هر ایستگاه، بهترین توابع گیرنده که فاز تبدیلی Ps واضحی از موهو را نشان میدادند، انتخاب شدند.

شکل 5 بهترین توابع گیرنده بدست آمده براي ایستگاه لرزه نگاري را در پنجره زمانی 5- تا 30 ثانیه که برحسب زاویه سمت پشتی مرتب شده اند؛ را پس از تصحیح مسافت نشان می دهند.

دامنه های با پلاریته مثبت

دامنه هاي با پلاریته مثبت (سیاه رنگ) نشان دهنده افزایش سرعت با عمق و دامنه هاي با پلاریته منفی (خاکستري رنگ) نشاندهنده کاهش سرعت با عمق است.

شروع موج P

شروع موج P نیز بر روی صفر ثابت شده است. در پنجره بالایی هر شکل برانبارش توابع گیرنده نیز نشان داده شده اند. دامنه هاي با پلاریته مثبت (منفی) به رنگ آبی (قرمز) ، نشان دهنده افزایش (کاهش) سرعت با عمق هستند.

یک فاز تبدیلی Ps

یک فاز تبدیلی Ps واضحی از موهو که با پیکان قرمز رنگ (M) در تک تک توابع گیرنده همه ایستگاه ها و در برانبارش آنها که در پنجره بالایی هر کدام آورده شده، قابل مشاهده است.

در صورت وجود فاز تبدیلی ناشی از رسوبات نزدیک سطح زمین (B) و لایه میان پوسته اي (C) نشان داده شده اند. براي گستره مورد مطالعه، فاز تبدیلی از موهو تاخیر زمانی بین 1/5 تا 0/7 ثانیه نسبت به موج P مستقیم، دارد (جدول 1).

بحث ژئوفیزیک

در این مطالعه به کمک تحلیل تابع گیرنده P، ضخامت پوسته در زیر همه ایستگاه هاي شبکه لرزه نگاري شیراز که در زاگرس مرکزي و کمان فارس قرار دارند، بدست آمد. به همین منظور با استفاده از متوسط مدل سرعتی ارائه شده در مطالعات قبلی Hatzfeld et al,.2003, Taghizadeh-Farahmand et al., 2015,  فاطمی زاده و تاتار، 1385) و به کمک رابطه ي تبدیل زمان رسید به عمق (Zhu and Kanamori, 2000) در منطقه ضخامت پوسته تعیین گردید (شکل 6).

 نتایج به دست آمده ژئوفیزیک

نتایج به دست آمده براي ضخامت پوسته در گستره مورد مطالعه در جدول 1 آمده است؛ که با نتایج مطالعات قبلی به کمک داده هاي همان ایستگاه ها قابل مقایسه می باشد.

مقدار عدم قطعیت ژئوفیزیک

مقدار عدم قطعیت در تعیین ضخامت پوسته، به مدل سرعتی بستگی دارد و 5% مدل سرعتی است؛ که با توجه به مدل هاي سرعتی مورد استفاده در این پژوهش و با استفاده از روش تابع گیرنده P، خطای محاسبه عمق موهو در این پژوهش 3/0± کیلومتر می باشد.

تبدیل تأخیر زمان

با استفاده از تبدیل تأخیر زمان رسیدهاي فاز تبدیلی Ps نسبت به رسید موج مستقیم  P از ناپیوستگی موهو به عمق مقطع عمقی که بیانگر تصویري از متوسط ساختار زیر ایستگاه هاي لرزه نگاري در منطقه است، بدست آمد؛ که در شکل 6 نشان داده شده است.

توابع گیرنده

توابع گیرنده در هر ایستگاه از حیطه زمان به حیطه مکان برده شدند و پردازشی مشابه کوچ در عملیات لرزه اي انجام گرفت. امتداد مقطع عمقی زده شده (AB) در شکل 3 نشان داده شده است.

در شکل 6 قسمت هاي قرمز رنگ مربوط به فازهاي با پلاریته مثبت در توابع گیرنده میباشند

که نشان دهنده افزایش سرعت با عمق است و قسمت هاي آبی رنگ مربوط به فازهاي با پلاریته منفی بوده و نشان دهنده کاهش سرعت با عمق هستند.

نقطه A در ابتداي خط برداشت عمق موهو

شکل 6 نشان میدهد از نقطه A در ابتداي خط برداشت عمق موهو از حدود 45 کیلومتر به حدود 50 کیلومتر به سمت نقطه B در انتهای خط برداشت تغییر میکند و تقریبا در راستاي خط برداشت عمق حدود 50-45 کیلومتر در تغییر است. Hatzfeld et al

داده هاي باندپهن آسیا ژئوفیزیک

. (2003) به کمک داده هاي باندپهن و با استفاده از روش تابع گیرنده عمق موهو را در زیر زاگرس مرکزي (ایستگاه قیر) که در بخش مرکزي منطقه مورد مطالعه واقع شده است؛ بدست آوردند.

مطالعه سنگ کره آسیا ژئوفیزیک

همچنین Molinaro et al., (2005) در مطالعه سنگ کره در منطقه زاگرس مرکزي ضخامت پوسته را از حدود 45 تا 50 کیلومتر تخمین زدند.

Paul et al., (2006) نیز با داده هاي باندپهن و با استفاده از روش کوچ تابع هاي گیرنده، عمق موهو را در زیر زاگرس مرکزي در نزدیک گسل کازرون و شیراز را به طور متوسط 45 کیلومتر بدست آوردند؛

نتایج حاصل شده

که با نتایج حاصل شده در این تحقیق با استفاده از داده هاي کوتاه دوره و باندپهن همخوانی دارند.

مطالعات آسیا ژئوفیزیک

در مطالعات یک دهه اخیر Shad Manaman et al., (2011)   که با روش مدل سازي شکل موج انجام شده، ضخامت پوسته در زاگرس مرکزي بین 40 تا 60 کیلومتر محاسبه شده و تطابق خوبی با این پژوهش دارد.

گسل کازرون شمال زاگرس آسیا ژئوفیزیک

گسل کازرون شمال زاگرس را از قسمت مرکزي زاگرس (منطقه فارس) جدا میکند (Talebian and Jackson, 2004 ; Berberian, 1995) . اندازهگیري هاي GPS نشان میدهند؛

کوتاه شدگی افزایش اندکی آسیا ژئوفیزیک

که نرخ کوتاه شدگی افزایش اندکی از شمال زاگرس به میزان  به سمت زاگرس مرکزي (فارس) به میزان  دارد (Hatzfeld et al., 2010). نتایج بدست آمده در این تحقیق نیز تاکیدي بر این مطلب میباشد.

که به موازات روند ساختار گسلی منطقه (شمال غربی-جنوب شرقی)، از شمال غرب به سمت مرکز، ضخیم شدگی پوسته رخ می دهد. Afsari et al., (2011) نشان دادند

زاگرس شمالی آسیا ژئوفیزیک

که در زاگرس شمالی (منطقه کرمانشاه) متوسط ضخامت پوسته تقریبا 42 کیلومتر است و این در حالی است که در این تحقیق متوسط ضخامت پوسته در زاگرس مرکزي تقریبا 49 کیلومتر بدست آمده؛ که با مطالعات Haztfeld et al., (2010) همخوانی دارد.

Yamini-Fard et al., (2006) به کمک داده هاي ثبت شده توسط ایستگاه هاي لرزه نگاري موقت اطراف منطقه کازرون و با استفاده از روش تابع گیرنده، ضخامت پوسته را 60-55 کیلومتر محاسبه کردند.

عمق ناپیوستگی آسیا ژئوفیزیک

عمق ناپیوستگی موهو در زیر ایستگاه KAZ1، 0/58 کیلومتر و در ایستگاه مجاورش KAZ، 0/54 کیلومتر بدست آمده؛ که با نتایج Yamini-Fard et al., (2006) در تطابق خوبی است.

زاگرس مرتفع آسیا ژئوفیزیک

زاگرس مرتفع (HZF) رخ می دهد، این امر میتواند موجب اختلاف ضخامت پوسته در زیر ایستگاه PAR نسبت به سایر ایستگاه هاي مجاورش درمنطقه مورد مطالعه باشد.

کمربند فعال چین خورده راندگی زاگرس آسیا ژئوفیزیک

کمربند فعال چین خورده راندگی زاگرس در حاشیه شمال شرقی صفحه عربستان با کوتاه شدگی 20mm/y (Jackson and McKenzi, 1984) که نتیجه آن ضخیم شدگی است طبق نظر Berberian and Qorashi (1986) در زاگرس مرتفع بالاراندگی در امتداد قطعات گسلی ، مواجه میباشد

نتیجه گیری آسیا ژئوفیزیک 

در این مطالعه تغییرات عمق موهو با استفاده از داده هاي ثبت شده توسط ایستگاه هاي کوتاه دوره و باندپهن شبکه شیراز بدست آمد.

نتایج بدست آمده نشان میدهند که متوسط ضخامت پوسته در منطقه زاگرس مرکزي زیر شبکه لرزه نگاري شیراز حدود کیلومتراست؛

که بین  کیلومتر در زیر ایستگاه LMD1 تا  کیلومتر در زیر ایستگاه QIR1 و KAZ1 تغییر کرده است.

نتیجه ناپیوستگی موهو

در نتیجه ناپیوستگی موهو در زیر شبکه لرزه نگاري شیراز تخت نمیباشد و در قسمت مرکزي شبکه پوسته ضخیم تر از دو انتهاي شمال غربی و جنوب شرقی است.

با توجه به افزایش تعداد ایستگاه هاي در منطقه پژوهش انجام شده نسبت به مطالعات قبلی کامل تر است و با در نظر گرفتن تفکیک عمودي روش تابع گیرنده، نتایج بدست آمده از این روش دقت بالایی دارد.

جهت کسب اطلاعات بیشتر با آسیا ژئوفیزیک و ژئوتکنیکی تماس بگیرید.

اینستاگرام آسیا ژئوفیزیک