ارزیابی خطر لرزه ای نیازمند داشتن اطلاعات لرزه ای گسل های فعال می باشد. در نواحی لرزه خیزی نظیر ایران مرکزی و البرز که رویدادهای لرزه ای به گسل های آشکار شده در سطح زمین ارتباط داده می شود، گسل های فعال به آسانی در روی عکس های هوایی و تصاویر ماهواره ای قابل تشخیص هستند. در مقابل در نواحی مانند زاگرس، که الگوی لرزه خیزی پراکنده ای دارند و گسل های فعال پی سنگ، توسط پوشش رسوبی پانروزوئیک پوشیده شده اند، شناسایی گسل های فعال دشوار می باشد.
فعالیت تکتونیکی در ایالت لرزه زمینساختی زاگرس به گونه ای است که در عمق، گسل خوردگی و در سطح زمین چین خوردگی رسوبات وجود دارد که ارتباط بین این دو مشخص نیست.
مطالعه چندین زمین لرزه بزرگ، نشان داده است که رشد چین ها در طول زمین لرزه ها ممکن است افزایش یابند (کینگ و همکاران، ۱۹۸۱، زمین لرزه ۱۹۷۸/۹/۱۶ طبس-گلشن ایران (MS=7.4)؛ یلدینگ و همکاران، ۱۹۸۱؛ کینگ و ویتا-فینزی، ۱۹۸۱، زمین لرزه الجزایر، ۱۹۸۰/۱۰/۱۰(MS=7.3) و …)؛ همچنین این مطالعات مشخص کرده است که ارتفاع چین ها و گسلش عمقی به صورت همزمان روی می دهد. از این رو مطالعه زمین لرزه های بزرگ در زاگرس می تواند برای درک بهتر ارتباط بین چین خوردگی در سطح و گسلش عمقی در این منطقه به ما کمک کنند.
در ۲۵ مارس سال ۲۰۰۶ در ساعت (UTC)7:29 و ۱۰:۵۹ به وقت محلی، زمین لرزه ای با بزرگای MW=5.7 در ناحیه فین در جنوب شرق کمربند چین خورده ساده زاگرس روی داد. این زمین لرزه توسط پس لرزه هایی در ۹:۵۵(MW=5.5)، ۱۰:۰۰(MW=5)، ۱۱:۰۲(MW=5) و ۱۲:۱۳(MW=4.9)، به وقت UTC دنبال شد. هدف از این تحقیق، مطالعه پس لرزه های این زمین لرزه(ثبت شده توسط یک شبکه لرزه نگاری محلی نصب شده در منطقه) و تعیین ارتباط بین گسلش در عمق و چین خوردگی در سطح زمین، در ناحیه فین می باشد.
پس از قرائت فازهای لرزه ای پس لرزه ها و تعیین محل آن ها با استفاده از ۹۰ پس لرزه با دقت مناسب، ساختار سرعتی بخشی از پوسته را به دست آوردیم که نتایج بدست آمده حاکی از وجود دو ناپیوستگی در عمق های ۱۲ و ۱۸ کیلومتر بود و همچنین سرعت امواج تراکمی در لایه اول ۵/۶۵ کیلومتر بر ثانیه، لایه دوم ۵/۹ کیلومتر بر ثانیه و نیم فضا ۶/۲۵ کیلومتر بر ثانیه بدست آمد. در مرحله بعد با استفاده از مدل پوسته بدست آمده، پس لرزه ها را به روش اختلاف دوتایی، مجدداً تعیین محل نمودیم. فراوانی پس لرزه های انتخابی تعیین محل شده به روش ذکر شده، بر حسب عمق، نشان دهنده این است که زمین لرزه ها در این ناحیه در محدوده عمقی بین ۵ تا ۲۶ کیلومتر رخ می دهند.
توزیع رومرکزی پس لرزه ها دارای روندی شرقی- غربی بوده، که تا حدودی حاکی از آن است که گسل مسبب زمین لرزه دارای امتداد شرقی-غربی است که حل سازوکارهای کانونی گزارش شده در کاتالوگ CMT و همچنین نتایج حاصل از مدل کردن امواج حجمی نیز موید این مطلب می باشد. مقطع عمقی در راستای شمال-جنوب نشان دهنده شیبی به سمت شمال برای صفحه گسل مسبب زمین لرزه فین می باشد. امتداد توزیع عمقی پس لرزه ها در سطح زمین با هیچ کدام از چین های شناخته شده در منطقه تلاقی ندارد؛ با استفاده از این موضوع نتیجه گرفتیم که در این منطقه ارتباط مستقیمی بین گسلش در عمق و چین خوردگی در سطح زمین وجود ندارد و همچنین پس لرزه ها از عمق ۵ کیلومتر به پایین توزیع شده اند که می تواند مبنی بر این موضوع باشد که مارن های گورپی در بخش رسوبی بالایی مانع از رسیدن گسلش به سطح زمین شده اند.
بررسی زمین لرزه ۵ فروردین ۱۳۸۵ فین با بزرگای گشتاوری ۵٫۹و تحلیل پس لرزه های آن/ایلاغی حسین
/توسط Arash Eslamiارزیابی خطر لرزه ای نیازمند داشتن اطلاعات لرزه ای گسل های فعال می باشد. در نواحی لرزه خیزی نظیر ایران مرکزی و البرز که رویدادهای لرزه ای به گسل های آشکار شده در سطح زمین ارتباط داده می شود، گسل های فعال به آسانی در روی عکس های هوایی و تصاویر ماهواره ای قابل تشخیص هستند. در مقابل در نواحی مانند زاگرس، که الگوی لرزه خیزی پراکنده ای دارند و گسل های فعال پی سنگ، توسط پوشش رسوبی پانروزوئیک پوشیده شده اند، شناسایی گسل های فعال دشوار می باشد.
فعالیت تکتونیکی در ایالت لرزه زمینساختی زاگرس به گونه ای است که در عمق، گسل خوردگی و در سطح زمین چین خوردگی رسوبات وجود دارد که ارتباط بین این دو مشخص نیست.
مطالعه چندین زمین لرزه بزرگ، نشان داده است که رشد چین ها در طول زمین لرزه ها ممکن است افزایش یابند (کینگ و همکاران، ۱۹۸۱، زمین لرزه ۱۹۷۸/۹/۱۶ طبس-گلشن ایران (MS=7.4)؛ یلدینگ و همکاران، ۱۹۸۱؛ کینگ و ویتا-فینزی، ۱۹۸۱، زمین لرزه الجزایر، ۱۹۸۰/۱۰/۱۰(MS=7.3) و …)؛ همچنین این مطالعات مشخص کرده است که ارتفاع چین ها و گسلش عمقی به صورت همزمان روی می دهد. از این رو مطالعه زمین لرزه های بزرگ در زاگرس می تواند برای درک بهتر ارتباط بین چین خوردگی در سطح و گسلش عمقی در این منطقه به ما کمک کنند.
در ۲۵ مارس سال ۲۰۰۶ در ساعت (UTC)7:29 و ۱۰:۵۹ به وقت محلی، زمین لرزه ای با بزرگای MW=5.7 در ناحیه فین در جنوب شرق کمربند چین خورده ساده زاگرس روی داد. این زمین لرزه توسط پس لرزه هایی در ۹:۵۵(MW=5.5)، ۱۰:۰۰(MW=5)، ۱۱:۰۲(MW=5) و ۱۲:۱۳(MW=4.9)، به وقت UTC دنبال شد. هدف از این تحقیق، مطالعه پس لرزه های این زمین لرزه(ثبت شده توسط یک شبکه لرزه نگاری محلی نصب شده در منطقه) و تعیین ارتباط بین گسلش در عمق و چین خوردگی در سطح زمین، در ناحیه فین می باشد.
پس از قرائت فازهای لرزه ای پس لرزه ها و تعیین محل آن ها با استفاده از ۹۰ پس لرزه با دقت مناسب، ساختار سرعتی بخشی از پوسته را به دست آوردیم که نتایج بدست آمده حاکی از وجود دو ناپیوستگی در عمق های ۱۲ و ۱۸ کیلومتر بود و همچنین سرعت امواج تراکمی در لایه اول ۵/۶۵ کیلومتر بر ثانیه، لایه دوم ۵/۹ کیلومتر بر ثانیه و نیم فضا ۶/۲۵ کیلومتر بر ثانیه بدست آمد. در مرحله بعد با استفاده از مدل پوسته بدست آمده، پس لرزه ها را به روش اختلاف دوتایی، مجدداً تعیین محل نمودیم. فراوانی پس لرزه های انتخابی تعیین محل شده به روش ذکر شده، بر حسب عمق، نشان دهنده این است که زمین لرزه ها در این ناحیه در محدوده عمقی بین ۵ تا ۲۶ کیلومتر رخ می دهند.
توزیع رومرکزی پس لرزه ها دارای روندی شرقی- غربی بوده، که تا حدودی حاکی از آن است که گسل مسبب زمین لرزه دارای امتداد شرقی-غربی است که حل سازوکارهای کانونی گزارش شده در کاتالوگ CMT و همچنین نتایج حاصل از مدل کردن امواج حجمی نیز موید این مطلب می باشد. مقطع عمقی در راستای شمال-جنوب نشان دهنده شیبی به سمت شمال برای صفحه گسل مسبب زمین لرزه فین می باشد. امتداد توزیع عمقی پس لرزه ها در سطح زمین با هیچ کدام از چین های شناخته شده در منطقه تلاقی ندارد؛ با استفاده از این موضوع نتیجه گرفتیم که در این منطقه ارتباط مستقیمی بین گسلش در عمق و چین خوردگی در سطح زمین وجود ندارد و همچنین پس لرزه ها از عمق ۵ کیلومتر به پایین توزیع شده اند که می تواند مبنی بر این موضوع باشد که مارن های گورپی در بخش رسوبی بالایی مانع از رسیدن گسلش به سطح زمین شده اند.