گسلهاي البرز مركزي 

گسل البرز

گسله البرز که به نام گسله خزر نيز ناميده مى شود در دامنه شمالى البرز، از لاهيجان تا جنوب گنبد کاووس به طول 550 کيلومتر به موازات درياى خزر کشيده شده است. روند عمومى آن کم و بيش خاورى- باخترى است ولى، به دليل خمش به سمت جنوب ، بخش ميانى آن سيمايى کمانى دارد. اگرچه نبوى(1355) و بربريان(1983) شيب گسله را به سمت جنوب دانسته اند ولى در نقشه زمين ساخت خاور ميانه (علوى،1991)، گسله البرز نوعى راندگى با شيب به سمت شمال است. در حال حاضر اين گسله به شدت فعال است و بسيارى از زمين لرزه هاى گيلان و مازندران در نتيجه فعاليت اين گسله اتفاق    مى افتد ( درويش زاده، 1383). زمين لرزه هاى زير در نتيجه فعاليت اين گسله رخ داده است(بربريان، 1994).

-          زمين لرزه 12 نوامبر 874 ميلادى گرگان با بزرگاىMs=6 و شدتI0=VII+

-          زمين لرزه 1436 ميلادى گرگان با بزرگاىMs=5.3 و شدت I0=VII

-          زمين لرزه 1470 ميلادى گرگان با بزرگاى Ms=5.5

-          زمين لرزه 1498 ميلادى گرگان با بزرگاىMs=6.5 و شدت   I0=VIII

-          زمين لرزه 3 فوريه 1678 ميلادى لاهيجان با بزرگاىMs=6.5 و شدت I0=VIII

-          زمين لرزه 1809 ميلادى آمل با بزرگاىMs=6.5 و شدتI0=VIII

گسل شمال البرز

گسل شمال البرز با درازاى 300 کيلومتر به صورت گسلى معکوس – رانده باشيبى به سمت جنوب خاور تا جنوب باختر از على آباد گرگان تا نزديکى تنکابن گسترش داشته که از دو روند ساختارى شمال خاورى – جنوب باخترى و شمال باخترى – جنوب خاورى تشکيل شده است (شاه پسند زاده، زارع، 1374). روند کلى اين گسل به موازات گسل خزر مى باشد و در 10 - 12 کيلومترى غرب چالوس به اين گسل مى پيوندد.

اين گسل در بخشى از درازاى خود مرز ميان سنگهاى مربوط به پالئوزوييک (در جنوب) و کرتاسه (در شمال) را تشکيل        مى دهد. ديواره شمال البرز به روشنى در روى زمين و نيز بر روى عکسهاى هوايى ديده مى شود.

باتوجه به قرار گرفتن رو مرکز مهلرزه اى چندين زمينلرزه تاريخى و سده بيستم بر روى اين گسل، مى توان آن را گسلى جنبا و لرزه خيز دانست. به عقيده بربريان (1994)زمينلرزه 1127 ميلادى در گستره فريم - چهاردانگه با بزرگاى Ms = 6.8 و شدت I0 = VIII+ حاصل فعاليت گسل شمال البرز بوده است. شاه پسند زاده و زارع (1374) علاوه برزمينلرزه تاريخى 1127 ميلادى زمينلرزه هاى زير را نيز به اين گسل نسبت داده اند:

-  زمينلرزه 5 مارس 1935 ميلادى (15 اسفند 1313 هجرى شمسى) تالارود

- زمينلرزه 2 ژوئيه 1957 ميلادى ( 11 تير 1336 هجرى شمسى) بندپى مازندران

- زمينلرزه 1301 ميلادى فريم با بزرگاى Ms = 6.7 و شدت +I0  

 

گسل مشا- فشم

گسله اى با درازاى  بيش از 200 کيلومتر و راستاى شمال باخترى - جنوب خاورى با سازوکارى فشارى است. در راستاى اين گسله بنيادى جوان، گستره ى بلند البرز ( از شمال) بر روى چين هاى کنارى البرز ( در جنوب) رانده شده است. گسله مشا در بخش ميانى چم و خم(ريخت سينوسى) داشته و در بخش خاورى کم و بيش خاورى - باخترى مى شود. شيب گسله فشارى مشا هميشه به سوى شمال و شمال خاورى بوده و ميان 35 تا70 درجه نوسان دارد(بربريان و همکاران،1364).

گسله فشارى مشا، گسله اى فعال و لرزه زا است و داده هاى موجود نشان مى دهد که زمين لرزه هاى زير به سبب فعال شدن گسله مشا رويداده است(بربريان و همکاران،1364).

- زمين لرزه 23 فوريه 958 ميلادى گستره رى- طالقان با بزرگىMs =7.7 و شدت I0 = X

- زمين لرزه 1665 ميلادى گستره دماوند با بزرگى تخمين زده Ms=6.5 و شدت Io=IV

- زمين لرزه 1802 ميلادى گستره دماوند و مازندران

- زمين لرزه کوچک 20ژوئن 1811 ميلادى دماوند

- زمين لرزه کوچک ژوئن 1815 ميلادى

- زمين لرزه 27 مارس 1830 ميلادى دماوند- شميرانات با بزرگى Ms=7.1 و شدت Io=IV

- پسلرزه 6 آوريل 1830 ميلادى دماوند و شميرانات با شدت Io=VIII

- زمين لرزه 2 اکتبر 1930 ميلادى آه- مبارک آباد با بزرگى Ms=5.2 و شدت Io=VI+

- زمين لرزه 5 سپتامبر 1947 لواسانات

- زمين لرزه 24 نوامبر 1955 ميلادى مشا با بزرگى mb=4.0 و شدت Io=VI

- کانون سطحى زمين لرزه 10 ژانويه 1974 ميلادى با بزرگى (mb=4.3)نيز بر روى گسله مشا قرار مى گيرد .

 

گسل شمال تهران

راندگى شمال تهران مهمترين و طويل ترين گسله لرزه زاى نزديک تهران است که بخشى از سيستم  زمين ساختى يال جنوبى رشته کوههاى البرز را تشکيل مى دهد. نخستين بار ريبن(1955) به وجود اين گسله در مرز ميان کوهپايه و سنگهاى سبز ارتفاعات البرز پى برد و نشان داد که در راستاى اين گسله، سازند ائوسن کرج بر روى آبرفتهاى کواترنر تهران رانده شده است. به نظر چالنکو(1974) اختلاف ارتفاع ناگهانى(بيش از 2600 متر) ميان شهر تهران و نزديکترين قله به آن (توچال) در فاصله اى کمتر از 10 کيلومتر، نتيجه جنبشهاى شاغولى است که در راستاى راندگى شمال تهران رخ داده است. به نوشته چالنکو و همکاران(1974) و بربريان(1976) اين گسله در کوهپايه هاى البرز در شمال تهران از کن تا لشکرک در حدود 35 کيلومتر ادامه دارد. به عقيده چالنکو و همکاران(1974)، گسله شمال تهران از چند قطعه همپوشان(en echelon) تشکيل شده که حرکت امتدادلغز چپگرد دارد.

 بربريان و همکاران(1364)،  زمين لرزه هاى زير را به گسله شمال تهران نسبت داده اند:

- زمين لرزه 23 فوريه 958 ميلادى گستره رى- طالقان با بزرگىMs =7.7 و شدت I0 = X

- زمين لرزه ماه مه 1177 ميلادى با بزرگىMs =7.2 و شدت +I0 =VIII

- زمين لرزه 24 سپتامبر 1895 ميلادى تهران، شايد در اثر جنبش دوباره راندگى شمال تهران باشد.

- زمين لرزه 3 اکتبر 1970 ميلادى رودبار قصران با بزرگىM = 4.1

 

گسل آستانه

براى نخستين بار بربريان (1363) در، شمال باخترى دامغان و در مجاورت جاده آستانه به فولاد محله گسله آستانه را به صورت دو گسل موازى در کنار هم و با ذکر نشانه هايى ازبرش چپ بر دررسوبات آبرفتى کواترنر با درازايى بيش از 75 کيلومتر در جنوب باخترى آستانه و چشمه على شناسايى و معرفى نمود. وى سازوکار گسل آستانه را راندگى با مولفه راستالغز چپ بر اعلام نمود.گسله آستانه با راستاى چيره شمال خاورى- جنوب باخترى ، درازاى رودخانه آستانه را در 25 کيلومترى شمال باخترى شهر دامغان مى پيمايد. بخش وسيع گسله آستانه در فاصله بين آستانه تا فولاد محله، روند کلى شمال خاورى- جنوب باخترى داشته و از آنجا نيز به سمت جنوب باخترى تا شمال شهميرزاد با همين روند ادامه مى يابد. به سمت شمال خاورى پس از عبور از آستانه با تغيير روند با حالت تقريبى خاورى- باخترى ادامه مى يابد. بربريان و همکاران(1375)، گسل آستانه را در کنار گسلهاى مشا و فيروزکوه مرز بين ايالت زمين ساختى البرز شمالى و جنوبى قرار داده اند. بربريان و قرشى (1367) خرابى دژ فولاد محله و نيز رويداد زمين لرزه 22 دسامبر 856 ميلادى کومس با بزرگىMs=7.9 را با احتمال جنبش گسل آستانه مرتبط دانسته اند.

گسل گرمسار

گسل گرمسار، گسلي است با راستاي تقريبي خاوري – باختري و درازاي بيش از 100 کيلومتر که از شمال شهرستان گرمسار مي گذرد (نقشه گسلهاي اصلي البرز مرکزي). اين گسل در شمال خاوري گرمسار، مرز ميان سازند آبرفتي هزار دره و آبرفت هاي دشت را مي سازد. آرايش هندسي اين گسل، سازوکار راندگي با شيب به سوي شمال را پيشنهاد مي کند. در جنوب کوه سرخ (جنوب خاوري ورامين) يال جنوب باختري تاقديس کوه سرخ به وسيله اين گسل بريده شده و سازند قرمز بالايي بر روي دشت رانده شده است (بربريان و همکاران، 1364)


زمينلرزه هاي زير ممکن است به سبب جنبش مجدد گسل گرمسار رويداده باشند (بربريان،1981 و 1994؛ بربريان و همکاران، 1375)


 -
زمينلرزه بهار 743 ميلادي دروازه هاي خزر (تنگ سر دره، مابين ايوانکي و گرمسار) با بزرگاي Ms = 7.2 و شدت I0 = VIII +


-
 زمينلرزه 11 مه 1945 ميلادي (21 ارديبهشت 1334 خورشيدي) بنکوه گرمسار با بزرگاي Mb = 4.6


-
پسلرزه هاي زمينلرزه بنکوه گرمسار (19 ژوئن و 28 اکتبر 1945 ميلادي)
 -
زمينلرزه 25 اکتبر 1982 گرمسار با بزرگاي Ms = 5.4


 -
زمينلرزه 22 اوت1988 گرمسار با بزرگاي Ms = 5.5

 

گسل طالقان

گسله فشارى طالقان گسلى است با راستاى خاورىباخترى که درازاى نزديک به 60 کيلومتر را دارا مى باشد.شيب آن به سمت جنوب مى باشد. در راستاى اين گسل سازند هاى پالئوزوئيک و مزوزوئيک جنوبى، بر روى سازند ائوسن کرج و رسوبات نئوژن دره ى طالقان به سمت شمال رانده شده است. زمينلرزه 8نوامبر 1966 صمغ آباد طالقان (Mb = 5.9) از جنبش اين گسله کارى رويداده است. امکان دارد گسل طالقان همراه با گسل الموت نقشى در رويداد زمينلرزه 16 دسامبر 1808 ميلادى طالقان با بزرگاى Ms = 5.9 و شدت I0 = VII داشته باشند (بربريان و همکاران،1371).

 

گسل ايپك

گسل لرزه زاي  جنبا و فشاري ايپك با راستاي كم و بيش خاوري- باختري و درازاي بيش از 85 كيلومتر  تقريبا از فاصله 10 كيلومتري جنوب بويين زهرا مي گذرد.

اين گسل در درازاي خود مرز ميان رسوبات آبرفتي (در شمال) و سازند ائوسن كرج (در جنوب) را تشكيل مي دهد. رسوبات آبرفتي هزاردره در شمال گسل و نزديك به منطقه گسلي شيب زيادي پيدا كرده و به سمت شمال و دورتر از گسل، شيب آنها كم مي شود. زياد شدن ناگهاني شيب رسوبات آبرفتي هزاردره در نزديكي گسل ايپك به عملكرد راندگي آن مربوط دانسته شده است(بربريان و همكاران، 1371).

در تمامي درازاي گسل، چشمه هاي فراواني ديده مي شود كه با خود گچ و نمك را از رسوبات نئوژن منطقه گسلي به همراه مي آورند.

- زمين لرزه 1962 ميلادي با بزرگي Ms= 7.2 و شدت Io= IX

 

گسل سمنان

گسله سمنان با راستاى خمدار شمال خاورى - جنوب باخترى از 5 کيلومترى شمال شهرسمنان مى گذرد و توسط نبوى (1355) به اين نام معرفى شد. وى اين گسله را مانند گسله عطارى به عنوان مرز جداکننده البرز و ايران مرکزى معرفى نموده است. به عقيده نبوى (1366) درازاى اين گسله 25 کيلومتر و شيب آن به سوى شمال باخترى است و در راستاى آن سنگهاى آتشفشانى ائوسن (از سوى شمال باخترى) بر روى رسوبات کواترنر دشت شمال باخترى سمنان (در جنوب خاورى) رانده شده اند. دنباله گسله سمنان به طرف خاور تا دامغان قابل شناسايى است ولى بعد از آن چندان مشخص نيست (نبوى،1355). ولى با توجه به اينکه در سمت باختر، يعنى در نواحى ده نمک- گرمسار، گسله گرمسار واقع شده است، که خود جدا کننده مرز ايران مرکزى از البرز معرفى شده است، بنابراين، احتمال دارد که گسله سمنان از گرمسار تا نزديک دامغان ادامه داشته باشد (درويش زاده،1382). با وجود کواترنر بودن اين گسله، هيچگونه داده لرزه خيزى از آن به دست نيامده است (بربريان و همکاران، 1375).

گسل دامغان

گسله کواترنر دامغان که از 10 کيلومترى شمال شهر دامغان مى گذرد، براى نخستين بار بوسيله Krinsley(1970) بعنوان يک گسله کواترنر با برشى در رسوبات جوان کواترنر معرفى شد.Krinsley، 5/14 کيلومتر از اين گسله را برداشت نموده و سازوکار آن را کششى با شيب به سوى جنوب و فرو افتادن بخش جنوبى عنوان نموده است .گسله دامغان بيش از 100 کيلومتر درازا داشته و بخش مستقيم آن در شمال دامغان داراى 53 کيلومتر درازا است.در بخش خاورى گسله( از شمال دامغان تا ده ملا) بلوک شمالى برپايى داشته و بلوک جنوبى فرو افتاده است.(گسله فشارى پرشيب با شيب به سوى شمال).در حاليکه در بخش باخترى آن (از شمال دامغان و باختر سياه کوه، به سوى آهوانو) بلوک شمالى فرو افتاده و بلوک جنوبى برپايى داشته است(گسله فشارى با شيب به سوى جنوب)(بربريان و همکاران، 1375).

هيچگونه داده لرزه خيزى از گسله دامغان در دست نيست. ممکن است رويداد زمين لرزه 9ژانويه 1982 در پيوند با جنبش گسله دامغان باشد( بربريان، 1363 و بربريان و قرشى، 1367).

در حال حاضر سازوکار اين گسل را راستالغز ميدانند.

 

گسل فيروزكوه

گسله اى با راستاى شمال خاورى- جنوب باخترى و درازاى 35 کيلومتر است و در فاصله کمتر از يک کيلومترى جنوب فيروز کوه قرار دارد. شيب اين گسله به سوى جنوب خاورى است و در بخش باخترى آن سنگهاى سازند لار، رسوبات پالئوژن و کنگلومراهاى نئوژن بر روى رسوبات آبرفتى کواترنر دشت فيروز کوه رانده شده اند. رسوبات جوان کواترنر در شمال خاوري  فيروز کوه به طور آشکار توسط اين گسله بريده شده اند. به نظر مى رسد زمين لرزه 20 ژانويه 1990 گدوک ( I0 = VII , Ms = 5.8) در راستاى گسله فيروز کوه رخ داده است(بربريان و همکاران، 1375).

 

گسل کندوان

گسل کندوان يکي از گسلهاي عمده البرز است که روند باختر شمال باختر دارد و شيب صفحه گسلي آن بين 30 تا 90 درجه به سمت شمال تغيير مي کند (شکل 18). در ناحيه کندوان شيب اين گسل 30 تا 60 درجه به سمت شمال مي باشد (گلاس، 1965)، اما در ناحيه علم کوه شيب آن به 70 تا 90 درجه مي رسد. در ناحيه انگوران (باختر زنجان) حرکت هاي قائم اين گسل تا 1000 متر برآورد شده است. در حالي که، در باختر انگوران حرکت اين گسل افقي گزارش شده است. به نظر مي رسد که گسل کندوان، مرز شمالي درياي ائوسن را مشخص کند (آقانباتي، 1383)

اين گسل در شمال باختري آتشفشان دماوند واقع مي باشد و با توجه به همگوني آن با گسل بايجان، گسل بايجان را دنباله خاوري آن در نظر مي گيرند و به همين دليل گسل کندوان – بايجان را گسل شمال آتشفشان دماوند نيز ناميده اند.

 

راندگى کندوان (آسرتو، 1966)، گسل کندوان (اشتالدر، 1971)، راندگى طالقان (ددوال، 1967)، روراندگى گرمابدر (آسرتو، 1966)، گسل برگشتة بايجان (آلنباخ، 1966)، گسل رود والار و شاهان دشت (در خاور دماوند) نامهايى است که به بخشهاى مختلف اين گسل داده شده است.

گسل كهريزك

به شكل ديواره بلندي (1 تا 102 متر) با راستاي خاوري-باختري و درازاي بيش از 40 كيلومتر در فاصله 10 كيلومتري جنوب شهر ري ديده مي شود. سازو كار آن با توجه به آرايش هندسي گسل، راندگي با شيب به سوي شمال بوده و در راستاي آن سيلتهاي رسي كهريزك شمالي بر روي آبرفتهاي عهد حاضر جنوبي رانده شده است( بربريان و همكاران، 1364). اما بررسيهاي پارينه لرزه شناسي بر روي پرتگاه گسلي كهريزك سازوكار راستالغز راستگرد با مولفه فشاري را به آن نسبت مي دهد(حسامي آذر، 1374).

سري گسلهاي شمال ري- جنوب ري و كهريزك ممكن است زمينلرزه هاي زير را موجب شده باشند:

-          زمينلرزه سده چهارم پيش از ميلاد ري- ايوانكي با بزرگي تخميني Ms= 7.6 و شدت Io= X

-          زمينلرزه 855-856 ري با بزرگي تخميني  Ms= 7.1  و شدت Io= VIII

-          زمينلرزه 864 ميلادي ري با بزرگي حدود Ms= 5.3 و شدت Io= VII

-          زمينلرزه 4-1383 ميلادي ري Io=VIII

گسل پيشوا

گسل پيشوا، گسلی به درازای 34 کيلومتر و راستای E 130 N می باشد که در جنوب خاوری ورامين قرار دارد. اين گسل فشاری با شيب به سمت شمال خاوری می باشد. بخشی از خانه های پيشوا بر روی اين گسل ساخته شده اند.

راندگي اشتهارد

 راندگي اشتهارد گسلي است با راستاي خم دار خاوري- باختري و درازاي نزديك به 60 كيلومتر . اين گسل در فاصله چهار كيلومتري شمال اشتهارد قرار دارد و زمين لرزه 20 اكتبر 1876 با بزرگي Ms= 5.7 و شدت Io= VII  را به آن نسبت داده اند(بربريان، 1994).

 .............................................................................................

گسلهاي البرز باختري و آذربايجان

گسل تبريز

گسل تبريز يکى از ساختارهاى خطى ايران است که در يک طول 100 کيلومترى از کوههاى ميشو (در باختر) تا بستانآباد (در خاور) قابل رديابى است. بهترين اثر آن در بلافصل شمال تبريز ديده مىشود به همين دليل گسل تبريز نامگذارى شده است. روند عمومى آن N115E و شيب آن قائم است (آقانباتى، 1383) .

   افتخار نژاد (1975) فرآيند هاى زمينساختى اوايل دونين که با شکستگى نيز توام بوده است را در ايجاد اين گسل موثر مى داند. به نظر وى شکستگى مزبور از گودال زنجان – ابهر شروع وبا امتداد شمال باختر تا رشته کوههاى شمال تبريز (ميشو، مورو) و از انجا تا قفقاز ادامه يافته است و از طرف جنوب غرب با عبور از گسل زاگرس به خط قطر مى رسد.

   نبوى (1355) معتقد است که ادامه جنوب خاورى اين گسل ممکن است به صورت گسل قم – زفره باشد که کوير قم – کاشان ارتباط آن را از نظر مخفى کرده است و در اين صورت نبايد اين گسل را به آذربايجان محدود کرد زيرا تا مرکز ايران اثر آن قابل تعقيب مى باشد.

   به اعتقاد بربريان ( b1976)، در محل شمال فرودگاه تبريز و باختر خواجه مرجان بر اثر عملکرد اين گسل سنگ هاى ميوسن بر روى رسوبات آبرفتى رانده شده است. به نظر وى بخش جنوبى گسل (دشت تبريز – صوفيان) حدود 40 متر فرو افتاده است ولى نبوى (1355) از مقايسه کوههاى مرو و ميشو به يک جابجايى راستگرد اعتقاد دارد. آخرين حرکت اين گسل از نوع راستگرد بوده است.

وقوع زمينلرزه هاى متعددى که در نتيجه فعاليت اين گسل رويداده اند باعث شده اند که شهر تبريز در مجاورت اين گسل بيشترين صدمات را از زمينلرزه هاى ويرانگر تاريخ ايران زمين تحمل نموده باشد. به نحوى که زمينلرزه هاى تاريخى بارها اين شهر را ويران ساخته است.

به عقيده بربريان و يتس (1999) گسل شمال تبريز يک ساختار پيچيده با روند شمال باخترى است که شواهد حاصل از تصاوير منطقه نشان از حرکت راستگرد با جابجايى قائم بلوک شمالى آن دارد. اين گسل در شمال باخترى با پهنه اى از گسلهاى معکوس واقع در شمال درياچه اروميه ادغام مى شود که به سمت باختر – جنوب باختر تمايل دارند گسل شمال تبريز در جنوب شرق نيز با پهنه ديگرى از گسلهاى معکوس ادغام مى شود که به سمت باختر – شمال باختر تمايل دارند (گسلهاى شمال و جنوب بزقوش، دوزدوزان و گسل جنوب سراب). سامانه گسلى شمال تبريز و گسلهاى معکوس مجاور آن بر اثر رويداد سه زمينلرزه در فاصله زمانى 65 ساله از 1721 تا 1786 بطور کامل از جنوب خاورى تا شمال باخترى گسيخته شده است :

   - زمينلرزه شبلى با بزرگاى تخمينى Ms = 7.3 و شدت I0 = IX + در جنوب خاورى گسل تبريز در 26 آوريل 1721 ميلادى با بيش از 35 کيلومتر گسيختگى سطحي.

   - زمينلرزه تبريز با بزرگاى تخمينى Ms = 7.4 و شدت I0 = IX + در شمال باخترى گسل تبريز در 8 ژانويه1780 ميلادى با بيش از 42 کيلومتر گسيختگى سطحى و 2 تا 4 متر جدايش قائم.

   - زمينلرزه مرند – ميشو با بزرگاى تخمينى Ms = 6.3 و شدت I0 = VIII در اکتبر 1786 در گسل معکوس ميشو و قطعه سوفيان از گسل شمال تبريز

 

علاوه بر سه زمينلرزه فوق که سبب گسيختگى در طول گسل تبريز شده اند زمينلرزه هاى ديگرى نيز متاثر از گسل شمال تبريز رويداده اند که حکايت از لرزه زا بودن اين گسل دارند (بربريان، 1994) :

   - زمينلرزه 858 ميلادى در تبريز با بزرگاى تخمينى Ms = 6.0 و شدت +I0 =VII.

   - زمينلرزه 4 نوامبر 1042 ميلادى در تبريز با بزرگاى تخمينى Ms = 7.3 و شدت +I0 =IX.

   - زمينلرزه 15 ژانويه 1273 ميلادى در تبريز با بزرگاى تخمينى Ms = 6.5 و شدت +I0 =VIII.

   - زمينلرزه 7 نوامبر 1304 در تبريز با بزرگاى تخمينى Ms = 6.7 و شدت +I0 =VIII.

   - زمينلرزه سال 1550 ميلادى در تبريز

   - زمينلرزه 5 فوريه 1641 در گستره تبريز – ده خرقان با بزرگاى تخمينى Ms = 6.8 و شدت +I0 =VIII.

   - زمينلرزه 12 مارس 1717 ميلادى در تبريز با بزرگاى تخمينى Ms = 5.9 و شدت +I0 =VII.

   - زمينلرزه 4 اکتبر 1856 در تبريز با بزرگاى تخمينى Ms = 4.6 و شدت I0 =VI .

   - زمينلرزه 7 ژانويه 1880 در تبريز

   - زمينلرزه 3 مه 1883 در دوزدوزان با بزرگاى تخمينى Ms = 6.2 و شدت I0 =VIII در اثر فعاليت گسل شمال بزقوش يا دوزدوزان.

   همچنين گسيختگى هاى حاصل از زمينلرزه هاى 11 ژوئيه 1807 تسوج با بزرگاى تخمينى Ms = 5.5 و شدت +I0 =VII  و 22 مارس 1879 در گستره بزقوش - گرمرود با بزرگاى تخمينى Ms = 6.7 و شدت +I0 =VIII  نشان از جنبا و لرزه زا بودن دو گسل تسوج و بزقوش در گستره شمال باخترى ايران دارد .

گسل شمال قزوين

گسل شمال قزوين، گسلى است با راستاى خاورى – باخترى و درازاى بيش از 60 کيلومتر که از فاصله 11 کيلومترى شمال قزوين    مى گذرد. در راستاى اين گسل، سازند ائوسن کرج بر روى نهشته هاى آبرفتى هزار دره (A) و سازند آبرفتى B در شمال قزوين رانده شده است. اختلاف ارتفاع ناگهانى ميان شهر قزوين (با ميانگين ارتفاع 1250 متر بالاى سطح دريا) و نزديک ترين ستيغ به آن ( ستيغ قزلرقلعه سى با ارتفاع 2700 مترى) در فاصله 30 کيلومترى شمال خاورى قزوين يکى از بارزترين ويژگيهاى توپوگرافى است که نتيجه جنبشهاى شاغولى در درازاى گسله شمال قزوين است. اين گسل در بيشتر درازاى خود مرز ميان سنگهاى آتشفشاني_آذرآوارى سازند کرج (در شمال) و رسوبات آبرفتى کواترنرى (در جنوب) را تشکيل داده است. راندگى جوان شمال قزوين گسله اى است لرزه زا که امکان دارد زمينلرزه 10 دسامبر 1119 ميلادى قزوين با بزرگي  Ms = 6.5  و شدت I0 = VIII  در اثر جنبش اين گسل رويداده باشد ( بربريان و همکاران، 1371).

گسل آستارا (تالش)

گسل آستارا (نبوى، 1355) يا گسل تالش(بربريان، 1983) گسل معکوس و فعالى با روند شمالى – جنوبى در باختر گودال خزر جنوبى مى باشد. بنابر نظر بربريان (1983) اين گسل بيش از 400 کيلومتر طول داشته و دامنه خاورى کوههاى طالش تا نوار چين خورده و رورانده قفقاز کوچک را قطع مى کند و به اين ترتيب، رسوبات پالئوزوئيک – مزوزوئيک را در کنار و پهلوى رسوبات کواترنر دشت ساحلى خزر قرار مى دهد. اين گسل در ريختشناسى ناحيه نقش بزرگى داشته و عامل فرونشينى درياى خزر  است که اين فرو نشينى در خاور آن بسيار آشکار است.

ساز و کار ژرفى اين گسل، نشانگر شيب بسيارملايم صفحه گسل به سوى جنوب باختر است. اين گسل توان لرزه اى داشته و در پى زمينلرزه هاى 1978 و 1953 قفقاز، ساز و کار فشارى داشته است (بربريان، b1976).)

گسل سلطانيه

   گسل فشاري سلطانيه،گسلي است با درازاي حدود 140 کيلومتر و راستاي شمال باختر – جنوب خاوري که از فاصله 8 کيلومتري جنوب جنوب باختري شهر سلطانيه زنجان مي گذرد (نقشه گسلهاي اصلي البرز مرکزي). شيب اين گسل به سمت جنوب باختر است و ديواره فرسوده گسل را مي توان به روشني در تمامي درازاي آن ديد.جنبش هاي فشاري گسل سلطانيه ممکن است در شکل گيري فرونشست ابهر – زنجان نقش داشته باشد (آقانباتي، 1383(

   احتمال دارد زمينلرزه 1803 ميلادي سلطانيه با بزرگاي Ms > 5.3 و شدت I0 >VII بر اثر جنبش اين گسل رويداده باشد ( بربريان، 1994)

  در ضمن احتمال دارد زمينلرزة سال 1803 ميلادى سلطانيه به سبب جنبش اين گسل باشد (بربريان b 1976)

 

گسل قزل اوزن (منجيل)

 راندگي قزل اوزن، که نخستين بار توسط بربريان و قريشي (1363) شناسايي و معرفي شده است، گسلي است با راستاي خمدار عمومي شمال باختري – جنوب خاوري که در بخش شمالي رودخانه قزل اوزن و بين کوه و دره قزل اوزن قرار داشته و از زير سد سفيد رود منجيل مي گذرد (نقشه گسلهاي اصلي البرز مرکزي). درازاي گسل قزل اوزن 65 کيلومتر و شيب آن به سوي شمال و شمال خاوري است و در راستاي آن سنگهاي سازند ائوسن کرج بر روي مارن هاي نئوژن سازند قرمز بالايي و آبرفت هاي کواترنر رانده شده است. کانون مهلرزه اي دو زمينلرزه 2 اوت 1968 ميلادي سد سفيد رود (منجيل) و 22 ژوئيه 1983 ميلادي چرزه تارم، در نزديکي يا روي گسل قزل اوزن قرار مي گيرند و ممکن است گوياي لرزه خيزي و کاري بودن اين گسله باشند (بربريان و همکاران، 1371).

 

گسل الموت

گسل فشارى الموت واقع در يال جنوبى دره الموت، داراى راستاى شمال باخترى - جنوب خاورى بوده و به موازات کرانه باخترى رودخانه الموت قرار دارد (نقشه گسلهاى اصلى البرز مرکزى). اين گسل با شيب بسوى جنوب سبب رانده شدن سازند ائوسن کرج بر روى مارن هاى نئوژن دره الموت شده است.

به نظر مى رسد گسل فشارى و جوان الموت در رويداد زمينلرزه هاى زير نقش داشته است (بربريان و همکاران، 1371  (

- زمينلرزه 20 آوريل 1608 ميلادى رودباران - طالقان با بزرگاى Ms = 7.4 و شدت I0 = IX +

- زمينلرزه 16 دسامبر 1808 ميلادى طالقان با بزرگاى Ms = 5.9 و شدت I0 = VII +

- زمينلرزه 27 سپتامبر 1945 ميلادى هريان

 .....................................................................................................................

گسلهاي البرز خاوري

 

گسل سبزوار

گسل سبزوار (Sabzevar Fault) در شهرستان سبزوار در استان خراسان رضوى با شيب رو به شمال در امتداد حاشيه جنوبى رشته سياه کوه با روند خاورى- باخترى در شمال خاور ايران واقع است که در آن توالى از سنگهاى افيوليتى و آتشفشانى کرتاسه و ترشيارى ميانى (ائوسن) رخنمون يافته اند. مارن هاى قرمز ميوسن در بخش فرارانده شده گسل سبزوار رخنمون دارند. در برخى از نواحى رسوبات هاى آبرفتى و رودخانه اى کواترنرى، مارن ها را پوشانده اند (فتاحى و ديگران 2006).    گسله سبزوار با 60 کيلومتر درازا مى تواند زمين لرزه اى با بزرگاى 7 ايجاد کند. احتمال دارد زمينلرزه تاريخى 1052 A.D. بيهق  و زمين لرزه هاى 12 دسامبر 2004 با بزرگاى Mb= 4.2 و 17 دسامبر 2004 با بزرگاى  Mb=3.4 به سبب جنبش اين گسله رخ داده باشند.

 

 

گسل نيشابور

گسل فشارى نيشابور با راستاى شمال باخترى – جنوب خاورى و درازاى 52 کيلومترى شمال باخترى نيشابور مى گذرد. اين گسل داراى شيب به سوى شمال خاورى بوده و در بخش ميانى و شمال باخترى آن سنگهاى آتشفشانى و رسوبى ائوسن)از سوى شمال خاورى) بر روى بادزن هاى آبرفتى و رسوبات آبرفتى کواترنر دشت (در جنوب باخترى) رانده شده اند (بربريان و همکاران، 1378). گسل معکوس نيشابور در ادامه خاورى کمربند کوهزايى البرز و در مرز پهنه ساختارى بينالود و کمان ماگمايى نيشابور واقع مى باشد (بربريان و يتس،1999).

   به اعتقاد بربريان و همکاران (1378) وقوع زمينلرزه هاى زير ممکن است در نتيجه جنبش گسل فشارى جوان و کواترنر نيشابور رويداده باشد :

   - زمينلرزه روزهاى پسين سده هفتم ميلادى نيشابور

   - زمينلرزه 1145 ميلادى نيشابور با بزرگاى Ms = 5.3 و شدت +I0 = VII

   - زمينلرزه 1251ميلادى شادياخ (نيشابور) با بزرگاى Ms = 5.3 و شدت +I0 = VII

   - زمينلرزه 7اکتبر 1270 ميلادى نيشابور با بزرگاى Ms = 7.1 و شدت I0 = IX

   - زمينلرزه 23نوامبر 1405 ميلادى نيشابور با بزرگاى Ms = 7.6 و شدت I0 = X

   - زمينلرزه 21اوت 1928 ميلادى نيشابور با بزرگاى Ms = 5.2 و شدت I0 = VII

   - زمينلرزه( 23 ؟) آوريل 1949 ميلادى نيشابور با شدت I0 = VII

   همچنين قرار گرفتن مرکزدستگاهى زمينلرزه هاى 16/8/1977 (Mb = 4.5) و 6/7/1984 (Mb = 4.8) در نزديکى گسل نيشابور ممکن است گوياى جنبش آهسته اين گسل باشد.

گسل نيشابور در طى زمينلرزه هاى 1270 و 1405 ميلادى با گسيختگى سطحى همراه بوده است که در طى اين زمينلرزه ها 55 کيلومتر از بخش باخترى گسل نيشابور گسيخته شده است. سوابق تاريخى نشان مى دهد که به سبب زمينلرزه 1209 ميلادى بخش نيشابور ازشهر نيشابور در باختر تا روستاى دانه در خاور (جنوب خاورى نيشابور در بخش زبرخان )کاملا ويران شده است و در زمينلرزه 1389 ميلادى رخداد زمينلغزش هاى متعدد در کوههاى بينالود سبب ويرانى تعداد زيادى روستا شده است (بربريان و يتس، 1999).

 

گسل كشف رود

گسل معکوس کشف رود گسلى است با راستاى خمدار شمال باخترى – جنوب خاورى که نزديک به 120 کيلومتر طول دارد. گسل بنيادى کشف رود به موازات کوههاى کپه داغ و کناره شمالى دشت مشهد کشيده شده و به روشنى آبرفت هاى کواترنر دشت را مى برد .شيب گسل کشف رود به سوى شمال خاورى است. به سبب عملکرد اين گسل، دولوميت و سنگ آهک سازند مزدوران با سن ژوراسيک و شيلهاى گچدار قرمز و قهوه اى و ماسه سنگ سازد شوريجه با سن کرتاسه زيرين (از سمت شمال خاورى) بر روى بادزنهاى رسوبات آبرفتى و پهنه هاى سيلتى کواترنر دشت ( در جنوب باخترى) رانده شده اند. وجود ريخت هاى تخت سه گوش (triangular facet) زيبا در راستاى گسله، برش در رسوبات جوان آبرفتى و چشمه هاى فراوان و ايجاد ديواره در تمامى درازاى آن نشانه کارى (Active) بودن گسل فشارى کشف رود است ( بربريان و قرشى، 1368).

-  زمينلرزه 30 ژوئيه 1673ميلادى مشهد بابزرگاى Ms = 6.6 و شدتI0 = VIII +

- زمينلرزه آوريل 1687ميلادى مشهد با بزرگاى Ms = 5.5گسل کشف رود گسلى است لرزه زا و به گمان دو زمينلرزه 30 ژوئيه 1673 ميلادى مشهد و آوريل 1687 مشهد به سبب جنبش دوباره اين گسل رويداده اند (بربريان، 1981). قرار گرفتن رو مرکز زمينلرزه 28 سپتامبر 1988 در نزديکى گسل کشف رود ممکن است گوياى جنبش اين گسل در سده بيستم باشد (بربريان و همکاران، 1378).

 

گسل باغان- گرماب

گسله باغان – گرماب با درازاي بيش از 50 كيلومتر در شمال خاورى و به موازات گسل قوچان قرار گرفته است. اين گسل پى سنگ زمين شناسى را به صورت راست بر جابجا کرده است. به نظر مى رسد اين گسل در مرز ايران- ترکمنستان در نزديکى رباط پايان مى پذيرد. به نظر نمى رسد اين گسل دره اترک را قطع کند.

توپوگرافى منطقه نشان از يک خط برش با بالا آمدگى خاوري دارد که تا جنوب خاورى شکستگى سطحى مربوط به زمينلرزه 1929 ميلادى ادامه مى يابد ( چالنکو، 1975).

زمينلرزه ماه مى 1929 ميلادى با بزرگاى Ms= 7  (Tchalenko 1975, Ambraseys, 1982) به سبب جنبش اين گسله روى داده است.

 

گسل كپه داغ (عشق آباد)

گسل کپه داغ (گسل عشق آباد)، يک گسل امتدادلغز راست بر با 475 کيلومتر طول در استان خراسان شمالى و خراسان رضوي  مى باشد. تاريخ رويداد زمين لرزه بر اثر اين گسل در هزاره دوم پيش از ميلادى، سده يکم پيش از ميلاد و 1/5/ 1929 بوده است. حد شمالى کپه داغ (شمال خاورى ايران) با يک رشته کوهى خطى بارز با امتداد 120?، که در شمال آن زمين هاى پست و هموار پلاتفرم توران- قسمتى از اوراسياى پايدار- قرار گرفته، مشخص مى شود .(Hollingsworth et al, 2006)    يک گسل مستقيم امتدادلغز راستگرد به نام گسل عشق آباد در پيشانى اين رشته کوه تداوم دارد.        در لبه شمال خاورى رشته کوه کپه داغ ترکيبى از برش راستگرد با روند SE-NW و کوتاه شدگى با روند SW-NE در امتداد گسل هاى راندگى بين بلوک توران (پلاتفرم کاراکوم) و کمربند کوهستانى کپه داغ وجود دارد. گسل راستگرد اصلى کپه داغ با روند SE-NW گسلى پيوسته نيست. اين گسل داراى پله ها و قطعات متعدد است که در بخش هاى انتهايى خود به گسل هاى راندگى تبديل يا ختم مى شوند که گسل هاى اخير با فاصله گرفتن از قطعات گسل امتداد لغز ناپديد مى گردند. توپوگرافى مرتفع معمولا با تقاطع گسلهاى راندگى و امتداد لغز همراه است که با فاصله گرفتن از آن ها ارتفاع کاهش مى يابد (بربريان و ييتس، 2001).

......................................................................................................................

گسلهاي ايران مركزي

 

گسل درونه

گسل درونه به طول تقريبى 700 کيلومتر از مرزهاى خاورى ايران تا مرکز دشت کوير گسترش دارد. اين گسل توسط Wellman (1966) به خاطر روستاى درونه که در نزديکى گسل قرار دارد و توسط آن گسل درونه به دو قسمت خاورى و باخترى تقسيم مى شود، گسل درونه نامگذارى شد. قسمت خاورى در خاور درونه، داراى روند خاورى- باخترى است و به سمت جنوب تقعر پيدا مى کند. قسمت باخترى از باختر درونه شروع مى شود و با امتداد ميانگين N60E به سمت دشت کوير ادامه پيدا مى کند(Berberian, 1976).

 اين گسل، گسل کوير بزرگ نيز ناميده مى شود. بعد از گسل معکوس اصلى زاگرس، يکى از شاخص ترين و ممتدترين ساختارهاى ايران است و به ويژه در جاهايى که مخروط افکنه هاى کوهستانى و سازندهاى ماسه اى بيابانى را قطع مى کند، به خوبى شناخته شده است. اين امر باعث شده است( Wellman, 1966) و Gansser, 1969))، آن را فعال در عهد حاضر در نظر بگيرند. Wellman(1966) الگوى آبراهه ها در پهنه گسل را نشان دهنده حرکات چپگرد اخير دانست. به باور وى  جابجايى چپگرد در چهار مکان، نزديک شمالى ترين بخش گسل قابل تشخيص است. مدل Wellman توسط Tchalenko et al. (1973) که بر اساس مشاهدات صحرايى خود از 60 کيلومتر طول گسل (بين تربت حيدريه و کاشمر)، شواهدى از حرکات غالب قائم پيدا کرده بودند، به چالش کشيده شد. اين بخش، تنها بخش گسل است که از منطقه اى فعال از نظر لرزه خيزى گذر مى کند. آنها نتيجه گرفتند که ارتباط دو زمينلرزه مخرب منطقه با اين گسل، مى تواند مورد توجه قرار گيرد. همچنين اشکال زمين ريخت شناسى نشان مى دهند که حرکات اخير افقى نبوده و اساساً قائم است. يکى از ويژگيهاى فعاليت لرزه اى گسل درونه اين است که رومرکز دستگاهى و مهلرزه اى مشخص، در امتداد قسمت طويلى از گسل شناخته نشده است و تنها در بخش خاورى در منطقه کاشمر, تربت حيدريه، رومرکزهايى بر رو يا نزديک گسل قرار مى گيرند. تنها دو زمينلرزه (5 اکتبر 1933 و 4 مى 1940) با بزرگاى بيشتر از 6 روى اين گسل ثبت شده است.

از نظر مهلرزه اى، دو شهر منطقه يعنى تربت حيدريه و کاشمر توسط زمينلرزه هاى ويرانگر تحت تأثير قرار گرفته اند. کاشمر (ترشيز) در سال 1903 و روستاهاى جنوب تربت حيدريه در سال 1923 ويران شدند. بعد از آن، تنها يک لرزه (1962)، خسارت اندکى به محدوده اى ميان دو شهر وارد آورد.

مطالعه صحرايى دقيق (Mohajer-Ashjai 1975) که بخش عمده گسل از رشتخوار تا باختر درونه را پوشش مى دهد، شواهدى قطعى از پيچيدگى حرکات گسل نشان مى دهد. او شواهدى از حرکات عمده چپگرد گسل در قطعه باخترى، گسلش نرمال و معکوس در بخش مرکزى (شمال کاشمر) و گسلش معکوس و چپگرد در بخش خاورى گسل درونه ارائه کرد.

گسلهاى امتدادلغز و طويل (درونه، باختر نه، خاور نه و نايبند) زمينلرزه هاى تاريخى بزرگ نداشته اند. اين مسأله اين احتمال را بوجود مى آورد که اين گسلها بتوانند زمينلرزه هاى با بزرگى M?8 ريشتر بوجود آورند .(Berberian & Yeats, 1999).

 

گسل كلمرد

بخش شمالى اين گسل در شيرگشت بنام گسل چاه سرب شناخته شده است که در بخش جنوبى توسط آقانباتى (1975) بنام گسل کلمرد نامگذارى شده است. گسل پهنه وسيعى از ميلونيت داشته و تا زمانهاى اخير فعال بوده است. دامنه تند با شيب به سمت شمال غرب در شمال شرق چشمه شورم، افتگاه گسلى محسوب مى‌شود که مرز تندى با دشت هموار مجاور مى‌سازد. اختلاف ارتفاع دشت در دو طرف حدود 200 متر است.  در شيرگشت گسل رخساره‌هاى پرمين و ترياس را از يکديگر جدا مى‌سازد، گروه طبس به خوبى در شرق گسل گسترش يافته ولى در غرب گسل بسيار ناچيز است. 50 – 40 کيلومتر جابجايى افقى بخش غربى به سمت شمال، شمال شرق در راستاى گسل وجود دارد. گسل به احتمال قوى راستالغز راستگرد بوده است.
براساس نقشه آقانباتى (1975) گسل کلمرد در بخش ميانى دو منطقه ساختارى را از يکديگر جدا مى‌سازد. کلمرد يک گسل قديمى با دوره فعاليت مختلف است. اين گسل با طول 250 کيلومتر در راستاى NNE-SSW توسعه يافته است و ساز و کار معکوس با مولفه بزرگ راستالغز دارد. هيچ رو مرکزى (1976-1900) بر روى گسل به ثبت نرسيده است.

 

گسل نايبند

اين گسل  به طول 400 کيلومتر در خاور ايران واقع شده و راستاى شمالى ـ جنوبى دارد.بر پايه مشاهدات اشتوکلين و نبوى (1971)، گسل نايبند يکى از ساختارهاى ژرف و بنيادى ايران زمين است که فرونشست دشت لوت را در خاور، از کوههاى طبس – کرمان در باختر، جدا ساخته و تا بلوچستان ادامه مى يابد. گسل نايبند بدون شک در پيدايش تالاب رسوبى کوههاى شترى نقش اساسى داشته است (بربريان و قرشى، 1368). جابجايى راستگرد براى اين گسل گزارش شده است. در شرق راور دو مخروط آتشفشانى بر روى اثر سطحى گسل قرار دارند و در نايبند نيز گسل پادگانه‌هاى کواترنر را بريده است. در بخش جنوبى لوت اين گسل بخشى از گسل‌هاى جوان شمالى ـ جنوبى را تشکيل مى‌دهد. يکى از شاخه‌هاى اين گسل در دامنه شرقى کوه‌هاى شترى واقع است که سازندهاى مزوزوئيک را از سنگ‌هاى آتشفشانى پالئوسن در شرق جدا مى‌کند. گسل نايبند گسلى راستگرد با مولفه شيب لغز در کواترنر بوده ولى هيچ رومرکز مهمى در راستاى آن به ثبت نرسيده است(به جز يک رومرکز در قطعه شمالى و يک رومرکز در قطعه جنوبى).

گسل گوك (گلبافت)

گسل فشارى گوک با راستاى شمال باختري ـ جنوب جنوب خاورى با طول بيش از 200 کيلو متر در خاور کرمان قرار گرفته است . اين گسل سبب رانده شدن سنگ هاى گوناگون کرتاسه ( از سمت خاور ) بر روى کنگلومرا ، مارن هاى نئوژن و رسوبات آبرفتى کواترنر شده است (Valeh 1973) .

زمين لرزه هاى زير به سبب جنبش گسل گوک رخ داده اند:

-          زمين لرزه 1877 ميلادى سيرج Ms = 5/6

-          زمين لرزه 27/10/1909 جوشان Ms = 5/5 

-          زمين لرزه  16/11/1909   جوشان Ms = 5 

-          زمين لرزه 29/4/1911 فيض آباد Ms = 6/4  

-          زمين لرزه 5/7/1948 گوک Ms = 6

-          زمين لرزه  2/9/1969 سيرچ Ms = 5/2 

-          زمين لرزه 11/6/1981 گلبافت Ms = 6/7  

-          زمين لرزه 28/7/1981 سيرچ Ms= 7/1

 

رويداد زمين لرزه 5 دى ماه 1382 در جنوب سامانه گسلى گوک ( گلبافت ) مى تواند هشدارى براى زمين لرزه هاى آتى در جنوبى ترين بخش اين سامانه گسلى باشد ( قرشى و همکاران 1382 ) .
زمينلرزه‌هاى با بزرگاى 7.3 و 6.6 ريشتر در 1981 که به ترتيب 1500 و3000 کشته برجاى گذاشتند). ساز و کار اين زمينلرزه  امتداد لغز با مولفه بزرگ راستالغز راستگرد است.

گسل بم

گسل کواترنرى بم با امتداد شمال، شمال باختر- جنوب، جنوب خاور و طول تقريبى 65 کيلومتر در 4 کيلومترى خاور شهر بم (بين بم و بروات) واقع شده است .اين گسل از شمال، شمال خاور بم شروع شده و انتهاى جنوبى آن در شمال کوههاى جبال بارز، پايان مى يابد. روستاى قلعه زنگى در خاور قطعه جنوبى گسل قرار دارد. يک زمينلرزه با بزرگاى کوچک و عمق کانونى کم بر روى بخش جنوبى گسل بم قرار مى گيرد (Berberian, 1976).  بلافاصله پس از زمينلرزه 2003 بم، توجه همگان به سوى گسل بم (بين بم و بروات) که تنها گسل شناخته شده در جوار شهر بم بود، جلب شد. اثر سطحى اين گسل به وضوح در تصوير ماهواره اى قابل مشاهده است.


Talebian et al. (2004)
با توجه به شواهد صحرايى بعد از وقوع زمينلرزه 2003 بم و داده هاى رادار ماهواره Envisat، گسل امتدادلغز جديدى را که تا پيش از وقوع زمينلرزه، از نظرها پنهان مانده بود، در فاصله چند کيلومترى باختر گسل شناخته شده بم، شناسايى و به عنوان گسل مسبب زمينلرزه 2003 بم معرفى کردند. بررسيهاى اين محققان نشان مى دهد در اثر زمينلرزه، بيش از 2 متر لغزش در عمق و در امتداد گسل جديد، روى داده است، در حالى که پيش از وقوع زمينلرزه، هيچگونه عوارض زمين ريخت شناسى مرتبط با گسل لرزه زاى جديد بم وجود نداشته است.

گسل دهشير

گسل دهشير  با درازاى حدود350 کيلومتر با امتداد شمال، شمال باختر- جنوب، جنوب خاور، از جنوب باختر نائين آغاز و در چاه گو، نزديک سيرجان پايان مى يابدگسل دهشير گسلى جوان است که نهشته هاى کواترنرى را قطع مى کند و تقريباً گسلى  قائم است (Berberian, 1976) . بريده شدن رسوبات کواترنرى به وسيله اين گسل، گوياى حرکات کواترنرى آن است. اگر چه شيب گسل نزديک به قائم دانسته شده ولى اين گسل با يک حرکت راستگرد، سبب جابهجايى رسوبات کرتاسه بالا به ميزان 50 کيلومتر شده است (عميدى، 1975). هيچ کانون زمينلرزهاى بر روى اين گسل گزارش نشده، ولى رخداد زمينلرزه بسيار محتمل است (بربريان، b 1976).

 Amidi (1975) تصور مى کند که گسل، نهشته هاى کرتاسه بالايى را حدوداً 50 کيلومتر به صورت راستگرد جابجا کرده است (؟). به نظر مى رسد گسل، فعاليت لرزه اى نداشته باشد؛ زيرا هيچ زمينلرزه اى نزديک اين خطواره قرار نمى گيرد ولى ممکن است منشأ فعاليتهاى لرزه اى آينده باشد. احتمال زيادى وجود دارد که حرکات اين گسل به صورت خزش و با تجمع کرنش اندک صورت گيرد. در اين صورت، گسل بى خطر است. همچنين احتمال دارد که کرنش در امتداد قطعات گسلى، به ويژه نزديک پايانه هاى انتهايى آن که قفل شده اند، تجمع پيدا کند. شواهد موجود براى پذيرش يا رد اين فرضيه ها کافى نيست (Berberian, 1976)
به نظر مى رسد قطعه گسلى که در خاور سيرجان قرار گرفته، گسلى مجزا و به نام گسل بافت در نظر گرفته شده است. به نظر شاه پسندزاده و حيدرى (1375)، گسل بافت در بخش جنوبى کوه يشم و با راستاى شمال باخترى- جنوب خاورى به صورت جابجايى هاى مشخص راستالغز چپگرد در امتداد آبراهه ها ديده مى شود. اين گسل با طولى حدود 96 کيلومتر از شهر بافت عبور مى کند. در طول اين گسل قطعاتى از افيوليت ملانژ ناحية ده شير -  نائين يافت مى‌شود که نشان‌دهندة فعاليت‌هاى متعدد گسل با سازوکارهاى متفاوت در طى دوران فعاليت گسله است . طوريکه در اوايل دوران دوم عملکرد گسله بصورت نرمال يا کششى بوده درحاليکه در اواخر دوران دوم فعاليت آن بصورت فشارى و در طول سنوزوئيک فشارى برشى معکوس و راستالغز راستگرد بوده است . شاخه هاى متعدد اين گسل در طى کواترنر  فعاليت‌هاى چشمگيرى از خود نشان داده‌ است . به عنوان مثال  سيرچ – گلباف که زمين لرزة سال 1362 ناحية گلباف را باعث شده است . به عقيدة حقى پور اين گسل موجب کانه‌زايى آهن در ايران مرکزى شده است . بطوريکه معادن آهن بسيارى همچون بافت ، گل گوهر ، چغارت ، چادرملو حاصل فعاليت قديمى اين گسل است.

گسل نائيني

  اين گسل در بخش باختري گسل کلمرد در خاور ايران مرکزي واقع شده و نقشه آن توسط Aghanabati (1975) ترسيم شده است. بر اين اساس، گسل نائيني در محدوده مورد مطالعه توسط رسوبات کواترنري پوشيده شده است. به نظر مي رسد اين گسل حد خاوري دگرگونيهاي درجه بالاي پرکامبرين باشد. گسل مذکور سنگهاي دگرگوني پرکامبرين را در مقابل رسوبات ژوراسيک قرار داده است. بنابراين حرکات قائم آن قابل ملاحظه بوده است. طي حرکات ترياس پسين، فعاليت مجدد گسل نائيني باعث تبلور مجدد رسوبات ترياس شده است. هيچ رومرکزي در امتداد گسل قرار نمي گيرد. موقعيت اين گسل در شکل5 مشخص است

 

گسل پشت بادام

از گسلهاى قديمى (پرکامبرين) و ژرف و خميده ايران مرکزى است که در ايجاد فرابوم و فروبومها و تفکيک رخسارههاى ناحيه پشتبادام نقش داشته است.

داراي روند شمال شرق -  جنوب غرب است . در واقع از شمال غرب مثلث مركزي نيز محسوب مي شود . انتهاي شمالي آن به گسلة درونه مي‌پيوندد . گسل پشت بادام در طول خود داراي سازوكارهاي متفاوتي است بطوريكه هم معكوس و هم راستالغز عمل مي‌كند . حركت راستالغز آن گاهي راستگرد و در بعضي بخشها چپگرد بوده كه حركت پيچيده‌اي از اين گسل را بوجود آورده است . در باره حرکت افقى آن  نميتوان دليلى ارائه کرد، ولى راستگرد بودن آن محتمل است.در طول گسل تغيير شكلهاي متعددي به چشم مي‌خورد كه حاكي از پيچيدگي عملكرد اين گسل در اين منطقه است . در طول گسل پشت بادام زون برشي خردشدة نسبتاً عريضي بوجود آمده كه كاني سازي‌هاي متعدد سرب و روي همچنين آهن را باعث شده است (  مشابه سرب و روي ناحية راونج ) .


   Haghipour (1974)
اين گسل را معرفي نموده است. به باور ايشان، گسل پشت بادام را به همراه گسل چاپدوني بايد از قديمي ترين گسلهاي ايران دانست؛ زيرا زمين هاي پرکامبرين ايران مرکزي را قطع مي کنند و رسوبات اينفراکامبرين و پالئوزوئيک در طرفين آنها ضخامت متفاوت دارند. ايشان آنها را گسلهاي اصلي منطقه بافق- بيابانک دانسته است. به نظر Tirrul et al. (1983)، کليه گسلهاي منطقه بيابانک- بافق داراي حرکت افقي راستگرد هستند.

 

گسل ميامي (شاهرود)

گسل ميامى از گسل هاى عمده ايران مرکزى مى باشد که از شمال کوير نمک مى گذرد و با روند تقريبا خاورى – باخترى حد جدا کننده زون بينالود (البرز خاورى) از ايران مرکزى است (درويش زاده، 83 و 1382) و مرز جنوبى گستره زمينساختى البرز را مشخص مى سازد (نقشه گسلهاى اصلى البرز خاورى). نبوى (1355) اين گسل را ادامه خاورى گسل عطارى يا گسل سمنان مى داند که حد خاورى آن به گسل درونه متصل شده و فرورفتگيهاى ناحيه تربت جام و جنوب آن را به وجود آورده است. حد باخترى اين گسل در جنوب باخترى شاهرود در زير رسوبات عهد حاضر و کوير دامغان نا پديد مى شود.

بنا به عقيده اشتامپلى (1978) گسل شاهرود تا آخرين مراحل چين خوردگى آلپى در پليوسن حالت راستگرد داشته است .

گسل انجيلو

در شمال ترود يک دسته گسل اصلى بر ناحيه ترود چاه شيرين اثر گذاشتهاند. عمــدهترين اين گسلها گسل تـرود و ديگرى گسل انجيلو است که در شمال گسل ترود قرار دارد روند اين گسلها، N- 60- 70 E است و شيبى نزديک به 80 درجه به سمت جنوب دارند. از آنجا که اين گسلها در زمانهاى طولانى و بارها فعال بودهاند، تعيين دقيق نوع حرکت آنها ممکن نيست. هرچند روند اين گسلها روند کالدونى است، ولى هوشمندزاده و همکاران (1357)، بر اين باورند که اين گسلها، دست کم از کامبرين به بعد بر ناحيه اثر گذاشتهاند.

با توجه به خراشهايى که بر روى صفحات گسلى ديده مىشود، گسلهاى مذکور دو جهت حرکت دارند.  يکى افقى و چپگرد که قسمت جنوبى گسل را به طرف شرق حرکت داده و ديگرى قائم که قسمت جنوبى را به طرف پايين برده است،روشن است که حرکات قائم مديون فشارهاى عمود بر امتداد گسل و حرکات چپگرد افقى مديون نيروهاى مماسى است. بين دو گسل انجيلو و ترود، در اثر حرکت افقى و چپگرد آنها، چينهاى شمال باخترى جنوب خاورى ايجاد شده که با تداوم حرکات، حالت مارپيچى به خود گرفتهاند  و در شمال گسل انجيلو، درست به همين علت، چينها به سمت شمال خاورى تمايل دارند (هوشمندزاده و همکاران، 1357).

گسل ترود

گسل ترود با راستاى خم دار شمال خاورى – جنوب باخترى در شمال شهرستان ترود قرار دارد. اين گسل به همراه گسل انجيلو ( به موازات و در فاصله 45 کيلومترى شمال آن) يک منطقه برش ساده چپگرد را ايجاد کرده اند و کليه سيماهاى توپوگرافى منطقه را تحت تاثير قرار داده اند.به اعتقاد هوشمندزاده و ديگران(1357)، اين گسلها داراى شيب 80 درجه به سمت جنوب خاور هستند و جابجايى قائم و افقى آنها سبب ماگماتيسم شديد دوران سوم شده است.

زمينلرزه ويرانگر 12 فوريه 1953، در ساعت 8 و 15 دقيقه و 29 ثانيه GMT در ترود که در آن زمان روستايى کويرى و با قدمت در حاشيه شمال خاورى دشت کوير بود، روى داد. مکان يابى مجدد رومرکز توسط Nowroozi (1971)، مختصات 35 درجه و 40 دقيقه عرض شمالى و 55 درجه و 8 دقيقه طول خاورى را نشان مى دهد. سازوکار کانونى زمينلرزه نرمال و بزرگاى آن 6.25 اعلام شد. روستاهاى ويران شده در امتداد گسل کواترنرى قابل ملاحظه اى قرار گرفته اند. زمينلرزه با گسلش سطحى داراى امتداد خاور، شمال خاور- باختر، جنوب باختر (گسل ترود) و بيشينه اختلاف ارتفاع 140 سانتيمتر در شکافهاى ايجاد شده در مزارع کشاورزى، ريزش کوه و لغزش دورانى در خاکهاى بيابانى همراه بوده است. در دشت ترود، درست جنوب پرتگاه گسل، زمينلرزه باعث گسيخته شدن خاک و بالاآمدن گل گچدار و نمکدار شده است. در امتداد اين گسيختگيهاى خاورى- باخترى پائين افتادگى سمت شمالى قابل مشاهده است ولى جابجايى افقى مشاهده نميشود (Abdalian 1953, Huber & Stocklin 1956, Gansser 1969). زمينلرزه ترود با حرکت در امتداد گسلى با امتداد خاور، شمال خاور (فعاليت مجدد گسل ترود) همراه بوده است. يکى از صفحات به دست آمده از حل سازوکار کانونى توسط Shirokova (1962) به خوبى با امتداد گسيختگيهاى ناشى از زمينلرزه مطابقت دارد و گسلى پرشيب به سمت جنوب را نشان مى دهد که بلوک جنوبى آن به سمت بالا رانده شده و مؤلفه افقى کوچک راستگرد دارد (Berberian, 1976).  

 

گسل رفسنجان

گسل رفسنجان با راستاى شمال باختري ـ جنوب خاوري و طول بيش از 140 کيلومتر در 20 کيلو مترى جنوب رفسنجان قرار گرفته است .اين گسل داراى شيب به سمت جنوب باخترى است . مرز ميان سنگ هاى آتشفشانى اسيدى و بازيک و سنگ هاى آذز آوارى با سن ائوسن ميانى و توفهاى ائوسن تشکيل داده است. در بخشهاى مرکزى ، گسل راندگى رفسنجان سبب رانده شدن سنگ هاى ائوسن ميانى (از سمت جنوب باخترى ) بر روى کنگلومرا ، ماسه سنگ ، آهک هاى آب شيرين با سن پليستوسن ، بادبزنهاى آبرفتى و رسوبات آبرفتى کواترنر دشت ( در شمال خاورى )شده است . در بخش شمال باخترى ، مرز ميان کنگلومرا و ماسه سنگ پليستوسن ، رسهاى ماسه اى و کنگلومراى پليوسن را تشکيل داده و رسوبات آبرفتى کواترنر دشت را نيز بريده است .

زمين لرزه 18/1/1924 با بزرگى 7/5 درجه در مقياس ريشتر در راستاى اين گسل به وقوع پيوسته است ( بربريان 1984).

 

گسل انار

گسل انار با امتداد شمال، شمال خاورى- جنوب، جنوب باخترى و طولى حدود 100 کيلومتر،در باختر شهر انار قرار گرفته است. Dimitrijevic (1973) ادعا کردکه گسل انار شمالى ترين بخش گسل سربيزان است ولى Berberian (1976)، اين دو را از هم جدا دانسته و گسل انار را ساختارى جداگانه در نظر مى گيرد که نهشته هاى کواترنر نزديک انار را قطع مى کند. به نظر مى رسد گسل، حرکت راستگرد داشته و سمت باخترى پائين افتاده است. هيچ رومرکزى در بازه زمانى 1900 تا 1976 ميلادى در امتداد گسل انار قرار نمى گيرد(Berberian, 1976).

 

گسل قم-زفره

 

اين گسل روند شمال باخترى جنوب خاورى دارد. يك گسل مركب با دو روند متفاوت است . بخش شمالي تـقريباً به موازات زاگرس ( N130 )  و بخش جنوبي ( از قم تا  زفره ) تـقريباً داراي روند N165  است . اين گسل در واقع نوار نطنز -  بزمان را قطع كرده . داراي سازوكار راستگرد بوده و موجب جابجايي پلكاني يا  En- Echelon   در نوار نطنز -  بزمان شده است . در منطقة قم پيچش گسل به سمت غرب موجب برپايي ارتفاعات قم بر روي حوضة فروافتادة قم شده است . سازو كار گسلة قم بيشتر راستالغز راستگرد ولي با مؤلفة معكوس است نقشههاى زمينشناسى موجود، گسل زفره را  ادامه گسل تبريز نشان ميدهند که از 2 کيلومترى باختر شهرستان نطنز گذشته و تا جنوب زفره ادامه مييابد ولى تصور ميشودکه تا باتلاق گاوخونى ادامه داشته باشد. اين گسل راستگرد قائم تا نزديک به قائم است که به طرف خاور خوابيدگى دارد و در ناحيه نطنز، سنگهاى کرتاسه را به ميزان دو کيلومتر جابهجا کرده است (نبوى، 1355). به باور گروهى از زمينشناسان، اين گسل و گسلهاى موازى آن (گسل کاشان، گسل غرب اردستان، گسل ساوه) در پيدايش سنگهاى آتشفشانى نوار اروميه بزمان نقش مؤثرى داشتهاند.

اين گسل اولين بار توسط عميدي (1975) شناسايي شده است. امتداد گسل شمال باختر- جنوب خاور است و در يک کيلومتري باختر نطنز واقع شده است. در شمالي ترين بخش زفره، اين گسل مرز زمينساختي آشکاري بين سازندهاي مختلف تشکيل داده است. گسلي قائم تا نيمه قائم (شيب به سمت خاور) با حرکت راستگرد است و به نظر مي رسد که سنگ آهکهاي کرتاسه را حدوداً 2 کيلومتر به صورت راستگرد جابجا کرده است. هيچ رومرکز مشخصي بر روي اين گسل ثبت نشده است (Berberian, 1976).

 

گسل لكركوه

گسل لکرکوه با راستاى شمالى ـ جنوبي تقريباً با طول 130 کيلومتر در 4 کيلومترى خاور شهر راور و به موازات گسل نايبند در بخش جنوبى بلوک طبس واقع شده است . گسل لکرکوه از نوع راندگى با مولفه راستگرد و با شيبى به سمت باختر مى باشد ( يغمائي 1372 ، نواب پور و شيخ الاسلامى،1383 ) .

رقاقى (1384)، گسل لکرکوه را گسلى با امتداد شمالى-جنوبى و به طول تقريبى 130 کيلومتر گزارش کرده است که امتداد آن در دو انتهاى گسل تغيير پيدا کرده است. به نظر ايشان امتداد شاخههاى فرعى مربوط به پايانه شمالى از N260 تا N330 تغيير پيدا کرده است. در پايانه جنوبى روند گسل N150 درجه ميباشد.

به طور کلى با توجه به شواهد ساختارى و زمين ريخت شناسى ميتوان گفت که گسل لکرکوه از نوع مورب لغز با مؤلفه غالب شيبى معکوس يا امتدادى ميباشد و با توجه به عدم وجود راه دسترسى به مقطع گسلى و بررسى هندسى و جنبشى گسل، نميتوان مؤلفه غالب را تعيين کرد. اما حل سازوکار کانونى زمينلرزه هاى وقوعى در پهنه ايران زمين، بررسى شده توسط Bonini et al. 2003))، براى قسمت ميانى گسل لکرکوه، سازوکار امتداد لغز راستگرد با مؤلفه شيبى معکوس و براى پايانه شمالى اين گسل سازوکار معکوس با مؤلفه امتدادى راستبر نشان مى دهد (رقاقى،1384 ).

شاه پسندزاده و حيدرى (1375) رويداد زمينلرزه 30/1/1290 خورشيدى را به فعاليت گسل لکرکوه نسبت ميدهند و بيان ميکنند که ممکن است اين گسل علاوه بر ساز و کار معکوس، مولفه امتداد لغز راستگرد نيز داشته باشد.

زمين لرزه 30/1/1290 راور که 700 نفر کشته و ورستاهاى آبدرجان ، مکى و لکرکوه به کلى ويران و خانه هاى شهر راور خراب شدند ، در راستاى اين گسل رخ داده است (شاه پسندزاده و حيدرى 1375) .

همچنين زلزله نوامبر 1854 هورجند در 40 کيلومترى شمال باخترى کرمان با شدت VIII ، 19 آوريل 1911 با بزرگى 2/6 درجه در مقياس ريشتر در راستاى اين گسل بوقوع پيوسته اند ( يغمائى 1372) .

 

گسل شهداد

گسل فشارى شهداد، گسلى است کواترنر با راستاى خمدار شمال باخترى – جنوب خاورى که در 5/2 کيلومترى جنوب شهداد قرار دارد. اين گسل که کم و بيش مرز جنوب باخترى دشت لوت را تشکيل مىدهد، گسلى است جوان که در تمامى مسير خود رسوبات کواترنر را مىبرد. شيب اين گسل به سمت جنوب باخترى بوده در مسير آن کنگلومرا، مارن و ماسهسنگهاى قرمزرنگ و گچدار ميوسن و رسوبات آوارى نئوژن (از سوى باختر و جنوب باخترى) بر روى رسوبات آبرفتى کواترنر دشت (در خاور و شمال خاورى) رانده شدهاند (بربريان و همکاران، 1984).

 

گسل كوهبنان

گسل کوهبنان با راستاى شمال باخترى ـ جنوب خاورى با طول بيش از 240کيلومتر در شمال کرمان و خاور زرند قرار دارد اين گسل داراى حرکت فشارى داراى مولفه شيب لغز راستگرد ، و با شيب به سمت شمال خاورى مى باشد ( هوکريده و همکاران 1962 ) . گسل کوهبنان سبب رانده شدن سنگ هاى پرکامبرين پسين و پالئوزوئيک ( از سمت شمال خاورى ) بر روى بادبزنهاى آبرفتى و رسوبات کواترنرى دشت (در جنوب باخترى ) شده است . اين گسل از نظر لرزه خيزى فعال ترين گسل کرمان مى باشد .

زمين لرزه هاى زير به سبب جنبش گسل کوهبنان رويداده اند:

-          زمين لرزه 11/1854 هوريجان با بزرگى Ms=5.8

-          زمين لرزه 17/1/1864 چترود Ms = 6

-          زمين لرزه 4/8/1871 چترود Ms = 5.7

-          زمين لرزه 27/5/1897 چترود Ms = 5.7

-          زمين لرزه 25/4/1923 چترود Ms = 4.5 

-          زمين لرزه13/2/1937 باب تنگل Ms = 4.7

-          زمين لرزه 17/9/1977 ده زوئيه Ms = 5.6 

-          زمين لرزه 10/11/1977 ده زوئيه Ms = 4.8

-          زمين لرزه 19/12/1977 باب تنگل Mb = 5.8

 

گسل جرجافك

گسل فشارى جرجافک با راستاى شمال باخترى-جنوب خاورى و درازاى بيش از 130 کيلومتر در شمال باخترى کرمان قرار دارد. اين گسل داراى شيب به سمت جنوب باخترى بوده و در بخش شمال باخترى سبب رانده شدن سنگهاى کرتاسه ( از سوى جنوب باختر ) بر روى رسوبات آبرفتى کواترنر ( در شمال خاور) شده است. اين گسل در بخشهاى مرکزى و جنوب خاورى خود، سنگهاى پرکامبرين پسين و پالئوزوييک کوه داوران را ( از سمت جنوب باخترى ) بر روى رسوبات کنگلومراى پليوسن و آبرفتهاى کواترنر رانده است.

پهنه هاى به شدت خرد شده، برش گسلى،چشمه هاى آب و پرتگاههاى گسلى ( گاه به ارتفاع 100 متر ) از ويژگيهاى اين گسل است( بربريان و قرشى، 1368).

ويژگيهاى مورفوتکتونيکى گسل جرجافک که به روشنى رسوبات آبرفتى کواترنر را بريده است، لرزه زا بودن آن را به خوبى نشان مى دهد. اما با اين حال، هيچگونه داده لرزه خيزى قابل توجهى از آن بدست نيامده است.

 

گسل طبس

راندگى طبس، گسلى زمين لرزه اى با راستاى خم دار شمال، شمال باختر – جنوب، جنوب خاور مى باشد که به واسطه 85 کيلومتر گسلش سطحى ناپيوسته شناخته شده است ( بربريان، 1979). اين گسل يکى از ساختارهاى برجسته ناحيه مى باشد که در امتداد آن، پهلوى باخترى کوههاى شترى در حدود 2 کيلومتر بالاتر از سطح رسوبات آبرفتى دشت طبس قرار گرفته اند.

زمين لرزه ويرانگر 16 سپتامبر 1978 ( شنبه، 25 شهريور 1357) طبس-گلشن، با بزرگى Ms= 7.7 (که باعث کشتار دست کم 20000 نفر و ويرانى حدود 90 روستا به همراه شهر طبس گرديد)، در ناحيه اى که حدود 11 سده بدون لرزه بود به وقوع پيوست و نشان داد که داده هاى پراکنده زمين لرزه هاى تاريخى يک ناحيه نمى توانند به تنهايى پايه مناسبى براى ارزيابى خطر زمين لرزه به حساب آيند.

گسل زمينلرزه اى طبس در خاور و جنوب خاور شهرستان طبس واقع شده است. اين گسل پيوسته نيست؛ بلکه در 10 قطعه جدا از هم و در طول حدود 85 کيلومتر گسترده شده است. روند کلى آن شمال، شمال باختر- جنوب، جنوب خاور مى باشد. تپه هاى نئوژن و بالاآمدگى شترى بر روى فروافتادگى فشارشى طبس رانده شده است. قطعات گسل با گسيختگيهاى سطحى در روى زمين مشخص مى شود. گسل طبس بر روى عکسهاى هوايى به وضوح ديده مى شود    (Berberian, 1983).

 .....................................................................................................................

 

گسلهاي زاگرس

 

راندگي اصلي زاگرس

گسل اصلي زاگرس با امتداد شمال باختريجنوب خاوري(N130E) از مريوان (مرزغربي ايران با عراق) تا شمال بندرعباس به طول 1350 کيلومتر امتداد دارد. اين گسل در ناحية مريوان وارد خاک عراق ميشود و مجددا در ناحيه سردشت وارد ايران شده و از آنجا وارد خاک ترکيه مى‌شود.
راستاي گسل زاگرس از مرز ترکيه تا خاور حاجي آباد بندرعباس، شمال باختري – جنوب خاوري (N130E) است ولي در اين پهنه پيچش مي يابد. از اين مکان به سمت جنوب، گسل زاگرس با درازاي 250 کيلومتر داراي روند شمال باختري – جنوب خاوري (N170E) است. اين بخش از گسل زاگرس به نامهاى خط عمان، گسل زندان و يا گسلة ميناب نيز ناميده مي شود. ساز و کار گسل زاگرس راندگي- فشاري است. شيب گسل در بخش با راستاي N130E، به سمت شمال خاوري (رانده شدن ايران مرکزي بر روي زاگرس) و در بخش N170E به سمت خاور شمال خاوري (رانده شدن مکران بر روي زاگرس) است (آقانباتي، 1383 ). گسل اصلي زاگرس مشخص کننده مرز تصادم قارهاي حاشيه فعال ايران مرکزي (در شمال خاوري) و حاشيه قاره اي آفرو – عربي (کمربند چين خورده – رانده زاگرس) مي باشد .

نخستين بار ريچـاردسون و ليس از آن به عنـوان زون راندگـى نام برده اند و گانسر (1960) آن را خط راندگى اصلىMain thrust line) ) مي نامد. فالکون (1976) از آن به عنوان راندگي زاگرس ياد مي کند.
بربريان (c1976)، از آن رو که اين گسل از قطعات مختلف با شيب متفاوت تشکيل شده است، آن را گسل معکوس اصلي زاگرس ناميده است (Main Zagros reverse fault (MZRF)).
اين گسل بر اثر کوهزايى کاتانگايى، در اواخر پرکامبرين شکل گرفته و در شکلگيرى حوضة زاگرس و در تغييرات ساختارى،رخساره‌اى، ريخت شناسي و لرزه اي طرفين خود مؤثر و کنترل کننده بوده است. اين روند، حد شمال خاوري سازند نمکي اينفرا کامبرين هرمز را مشخص مي سازد.


به باور بربريان (1981 و 1994) زمينلرزه هاي زير مي توانند بر اثر فعاليت اين سامانه گسلي رويداده باشند :
   -
زمينلرزه 5 ژانويه 1316 ميلادي گلپايگان با بزرگاي Mw=6.1 و شدت I0=VIII
   -
زمينلرزه 5 ژوئن 1853 ميلادي ايزدخواست با بزرگاي Mw=5.4 و شدت I0=VII
   -
زمينلرزه 11 ژوئن 1853 ميلادي با بزرگاي Mw=5.4 و شدت I0=VII
   -
زمينلرزه ژوئن 1865 ميلادي داريان با بزرگاي Mw=5.9 و شدت +I0=VII
   -
زمينلرزه 21 ژوئن 1965 ميلادي با بزرگاي Ms=5.0 و شدت I0=VI
   -
زمينلرزه 28 آگوست 1973 ميلادي با بزرگاي Ms=4.8 و شدت I0=VI
   -
زمينلرزه 11 نوامبر 1973 ميلادي با بزرگاي Ms=5.5 و شدت I0=VII
   -
زمينلرزه 6 سپتامبر 1975 ميلادي با بزرگاي Ms=6.1 و شدت I0=VIII
  
به اعتقاد يميني فرد و همکاران (2006) نمي توان هيچ فعاليت لرزه اي در ارتباط با فعاليت گسل معکوس اصلي زاگرس مشاهده کرد و به نظر نمي رسد که در حال حاضر اين گسل به عنوان يک روند جنباي مهم رفتار نمايد.

گسل زاگرس مرتفع

گسل زاگرس مرتفع جداکننده کمربند راندگى زاگرس مرتفع (در شمال خاورى) از کمربند چين خورده ساده (در جنوب باخترى) مى باشد. کمربند زاگرس مرتفع در طول قطعات ناپيوسته اين گسل به سمت جنوب باخترى رانده شده است .بر اساس موقعيت فعلى سنگ هاى پالئوزوئيک در امتداد اين گسل، ميزانجابجايى شاغولى در طول آن بيش از 6 کيلومتر تخمين زده مى شود. حرکت گوه تشکيل شدهاز نهشته هاى جوانتر از آسمارى (تبخيرى هاى ميوسن گچساران و مولاس هاى همزمان باکوهزايى آغاجارى – بختيارى به سن ميوسن تا پلئيستوسن) به سمت زاگرس مرتفع، نشان مى دهد که همزمان با فروافتادگى نسبى حوضه پيش ژرفاى زاگرس، حرکت رو به جنوب حوضهزاگرس و پيشروى حوضه دگرشکلى به سمت جنوب، زاگرس مرتفع از زمان ميوسن زيرين درامتداد گسل زاگرس مرتفع بالا آمده است. نفوذ نمک هاى سازند هرمز در امتداد قطعات مختلف گسل زاگرس مرتفع، نشان دهنده گسلش عميق اين گسل است. اين گسل با برش پوشش رسوبى فانروزوئيک رويى تا افق نمک هاى کامبرين زيرين هرمز، باعث تظاهر گنبد هاينمکى در سطح شده است. درمنطقه خورگو، در شمال بندرعباس گسل زاگرس مرتفع به گسل پيشانى کوهستان مى رسد و بر منحنى ميزان 1500-1000 متر منطبق مى گردد. از اين منطقه به سمت شمال باخترى، گسل زاگرس مرتفع از گسل پيشانى کوهستان جدا شده و تقريبا به موازات گسل اصلى زاگرس منطبق بر منحنى هاى ميزان 1500 و 2000 متر (شمال باخترى داراب) تا 3000 متر (دنا) ادامه مى يابد (بربريان، 1981).

زمينلرزه هاى زيربه سبب کارى شدن گسل زاگرس مرتفع رويداده است (بربريان، 1994):

 - زمينلرزه 18 نوامبر 1226 ميلادى شهرزور با بزرگاى Mw=6.4 و شدت I0=VII

-زمينلرزه 1310ميلادى شهرزور با بزرگاى Mw=5.3 و شدت I0=VII

-زمينلرزه 1623 ميلادى مرودشتبا بزرگاى Ms>5.5 و شدت I0>VII

-زمينلرزه ژوئن 1865 ميلادى داريان بابزرگاى Mw=5.9 و شدت I0=VII+

-زمينلرزه 26 فوريه 1894 ميلادى خرامه بابزرگاى Mw=5.8 و شدت I0=VII+

-زمينلرزه 6 نوامبر 1990 فورگ هرمزگان بابزرگاى Ms=5.7

به استثناء زمينلرزه هاى 1865 و 1894 ميلادى، از زمينلرزه 1990.11.06 فورگ (Ms=5.7) در جنوب خاورى تا زمينلرزه هاى 1934.03.13 (Ms=5.3)، 1975.05.09 (Ms=4.9) و 1989.10.01 (Mb=5.2) که در نتيجه فعاليت قطعه گسلى دنا درجنوب باخترى گسل زاگرس مرتفع رويداده اند، يک نبود لرزه اى در طول حدود 440 کيلومتراز گسل زاگرس مرتفع ديده مى شود (بربريان، 1995).

گسل پيشاني كوهستان

گسل پيشانى کوهستان به عنوان مرز زاگرس چين خورده ساده با کوهپايه ها و دشت ساحلى خليج فارس تشکيل دهنده حد جنوبى برونزد سنگ آهک هاى ائوسن – اليگوسن آسمارى مى باشد که با شواهد ساختارى، توپوگرافى، ريخت زمينساختى و لرزه زمينساختى مشخص مى گردد. گسل رانده پوشيده پيشانى کوهستان با درازاى بيش از 1350 کيلومتر در ايران از قطعات رانده متعددى با طول هاى 15 تا 115 کيلومتر تشکيل شده است . فرسايش ارتفاعات زاگرس در شمال خاورى اين گسل (کمربند چين خورده ساده و زاگرس مرتفع) باعث رسوبگذارى مواد آوارى در کمربند پيش ژرفاى زاگرس، در جنوب باخترى گسل پيشانى کوهستان شده است. ميزان جابجايى شاغولى در امتداد اين گسل بيش از 6 کيلومتر تخمين زده مى شود. گسل پيشانى کوهستان در خاور گسل عرضى فعال کازرون – برازجان در استان فارس و در غرب کبير کوه در استان لرستان بر منحنى ميزان 500 متر منطبق مى باشد و در ارتفاعات بختيارى واقع در بين گسل فعال کازرون – برازجان در شرق و تاقديس کبير کوه در غرب، بر منحنى ميزان 1000 متر منطبق مى باشد. اين گسل در هسته تاقديس هاى نامتقارن با يال هاى جنوب باخترى برگشته و برشى شده واقع در لبه جنوب باخترى کمربند زاگرس چين خورده ساده قرار دارد. گسل طولى پيشانى کوهستان توسط گسل فعال کازرون – برازجان بيش از 140 کيلومتر به صورت راستگرد جابجا شده است . اين ميزان جابجايى با 500 متر اختلاف ارتفاع در طول گسل پيشانى کوهستان همراه بوده است (500 متر در شرق و 1000 متر در غرب گسل کازرون – برازجان). مطالعه پهنه هاى مهلرزه اى زمينلرزه هاى رويداده با بزرگاى متوسط تا زياد در طول قطعات گسلى سازنده گسل پيشانى کوهستان، نشانگر تمرکز رومرکز زمينلرزه ها در محل انقطاع اثر محورى چين ها در سطح زمين مى باشد. به عبارت ديگر، به نظر مى رسد که کانون زمينلرزه ها در مجاورت نبود هاى بين قطعه ايى، قطعات گسلى پى سنگى سازنده گسل پيشانى کوهستان قرار دارند. به طور مثال رو مرکز زمينلرزه هاى 1052 ميلادى با بزرگاى Ms~6.8 ، 05/1085 ميلادى با بزرگاى Ms~5.8، 16/10/1883 ميلادى با بزرگاى Ms~5.8، 15/07/1929 ميلادى با بزرگاى Mb=6.5، 19/01/1950 ميلادى با بزرگاى Ms=5.5، 20/08/1954 ميلادى با شدت I0=VII، 14/01/1978 ميلادى با بزرگاى Ms=6.2، 30/03/1988 ميلادى با بزرگاى Ms=5.7، و 04/11/1991 ميلادى با بزرگاى Mb=5.4 تاييد کننده اين مطلب مى باشند. ساز و کار ژرفى اين زمينلرزه ها عمدتا يک راندگى را با صفحات گرهى موازى با ساختار هاى زمين شناختى و گسل پيشانى کوهستان نشان مى دهند (بربريان، 1995).

   بربريان (1994) رويداد زمينلرزه هاى تاريخى زير را به گسل پيشانى کوهستان زاگرس نسبت مى دهد :

   - زمينلرزه رويداده در بيش از 11000 سال پيش که با بزرگاى Ms>7.0 و شدت I0>IX باعث رخداد ابر زمينلغزش سيمره گرديد.

   - زمينلرزه 22 ژوئن 872 ميلادى دره شهر با بزرگاى Mw>6.7 و شدت +I0>VIII

   - زمينلرزه آوريل 958 ميلادى سرپل ذهاب با بزرگاى Mw>6.3 و شدت I0>VIII

   - زمينلرزه 17 ژوئن 978 ميلادى سيراف با بزرگاى Mw>5.3 و شدت I0>VII

   - زمينلرزه بهار 1008 ميلادى سيراف با بزرگاى Mw>6.4 و شدت I0>VIII

   - زمينلرزه 1052 ميلادى ارجان با بزرگاى Mw>6.7 و شدت+ I0>VIII

   - زمينلرزه مى 1085 ميلادى ارجان با بزرگاى Mw>6.7 و شدت +I0>VII

   - زمينلرزه اول آوريل 1150 ميلادى حلوان با بزرگاى Mw>5.8 و شدت +I0>VII

   - زمينلرزه 29 آوريل 1179 ميلادى اربيل با بزرگاى Mw>6.5 و شدت I0>VIII

   - زمينلرزه حدود سال 1573 ميلادى شهرزور با بزرگاى Mw>6.8 و شدت I0>IX

   - زمينلرزه سال 1865 ميلادى مقام با بزرگاى Mw>5.5 و شدت I0>VII

گسل دنا ( دينار )

گسل دنا با راستاى شمال شمال باخترى و شيب به سمت خاور شمال خاورى يکى از گسل‌هاى اصلى زاگرس است که بيش از يکصد کيلومتر طول دارد وطرفين خود را به دو بخش با ويژگىهاى زمينساختى، لرزهزمينساختى و ريختشناسى متفاوت تقسيم کرده است. در نقشة ژئوفيزيک هوايى، ژرفاى پى‌سنگ مغناطيسى در بخشباخترى گسل دنا حدود ده هزار متر و در بخش خاورى آن، بين 1 تا 5 هزار متر زير سطح درياست. بدينسان نتيجه شده است که بخش خاورى اين گسل، به همراه پى‌سنگ، به صورت فرابوم بالا آمده است (آقانباتى، 1383).

گسل دنا، يکى از شکستگىهاى اصلى درپى سنگ پرکامبرين زاگرس است که با فعاليت‌هاى بعدى خود، در مواردى بر رسوبات زاگرس تأثير گذاشته است. بدينسان که رسوبات زاگرس را در مناطقى قطع و در مناطقى باعث پيچش و تغيير راستاى اين رسوبات و ساختار‌هاى آنها شده است.اطلاعات ژئوفيزيک هوايى مغناطيسى بخش جنوبى گسل دنا را به صورت دو شاخه نشان مى‌دهد. يکى از شاخه‌ها به طرف جنوب مىرود و در امتداد خط کازرون قرار مى‌گيرد، شاخه ديگر به سوى جنوب شرق وشيراز مى‌رود. زون گسلى دنا در انتهاى شمالى خود يعنى جايى که به گسل بزرگ زاگرس نزديک مى‌شود نيز شاخه شاخه مىشود و به سمت شمال باختر متمايل مىشود . درضمن اطلاعات ژئوفيزيکى گسل مهم ديگرى را در امتداد شمالى گسل دنا نشان مىدهد که تا درياى خزر ادامه دارد. با بررسى نقشههاى زمينشناسى، عکس هوايى و تصويرهاى ماهوارهاى چنين به نظر مىرسد که گسلة دنا افزون بر جنبش فشارى، داراى جنبش راستالغز از گونة راستبر مهمى نيز مى باشد. اين جنبش، سبب پيچش و کشش پوزة رشتة شمالى کوه دنا شده و احتمال مىرود کوه هزاردره و چرو ادامة جابهجا شدگى کوه دنابه صورت راستبر باشد. از ويژگىهاى مهم زمينشناسى گسل دنا، بيرونزدگى شمارى گنبدنمکى در درازاى آن است. در مسير اين گسل، در بخش باخترى کوه دنا، سازندهاى زاگون و لالون (کامبرين) بر روى سنگهاى کرتاسه رانده شدهاند (ستودهنيا، 1975).

درگسترة شمال کوه دنا، در دامنة باخترى کوه دره بادامى و کوه کمانه سنگهاى کرتاسه برروى دشت و يا سازند بختيارى (پليوسن) رانده شدهاند (بربريان و قرشى، 1365).

گسل دنا قطعه مرکزى سامانه گسلى زاگرس مرتفع را تشکيل مى دهد. اين گسل دست کم از اواخر پرکامبرين به صورت يک مرز جداکننده رخساره عمل کرده است و حد شمالى حوزه نمکهاى پرکامبرين هرمز را تشکيل مى دهد. پس از حرکات کوهزايى اواخر کرتاسه اين گسل مرزجنوبى بخش ميانى کمربند زاگرس مرتفع را تشکيل مى دهد. در طول ميوسن اين گسل حد شمال خاورى رخساره تبخيرى هاى گچساران را تشکيل داده است (بربريان،1981).

پهنه آسيب ديده  زمينلرزه هاى زير  در امتداد گسل معکوس پر شيب دنا قرار دارد(بربريان، 1981 و 1994)

-          زمينلرزه 13 مارس 1934 با بزرگاى Ms=5.3 و شدت I0=VII

-          زمينلرزه 9 مى 1975 با بزرگاى Ms=4.9 و شدت I0=VI

-          زمينلرزه21سپتامبر 1975 با بزرگاى Ms=5.2 و شدت I0=VII

-          زمينلرزه اول اکتبر 1989ميلادى با بزرگاى Mb=5.2

گسل اردل

گسل اردَل با درازاى حدود 150 کيلومتر، شيب به سمت شمال خاورى و راستاى باخترى – جنوب خاورى، به موازات راندگى زاگرس در گسترة اردل – ناغان قرار دارد سازوکار اين گسل فشارى بوده در مسير آن سازندهاى پالئوزوييک همراه با گروه کرتاسة بنگستان (از شمال خاورى) بر روى دشت و سنگهاى کرتاسه (درجنوب باخترى) رانده شدهاند. در شمال باخترى اردل در درازاى گسل اردل، چند گنبدنمکى بيرونزدگى دارد (آقانباتى، 1383).

کانون مهلرزهاى زمينلرزههاى سال 1666، 1880، 1922، 1958 و 1977 ميلادى در راستاى گسل اردَل قرار دارند ولى همبستگى اين زمينلرزهها با جنبش گسل اردَل روشن نيست. بررسى گسل اردَل در زمان رويداد زمينلرزههاى سال 1977 ميلادى ناغان هيچگونه جنبشى را در راستاى آن نشان نداده است (بربريان و نبوى، 1977).

بربريان (1981 و 1994) رويداد زمينلرزه هاى تاريخى و سده بيستم زير را در راستاى گسل اردل معرفى مى کند:

 - زمينلرزه 1666 واقعدر شمال غرب اردل با بزرگاى Mw=6.4 و شدت I0=VIII

- زمينلرزه فوريه 1874ميلادى چغاخور

- زمينلرزه 1880 اردل با بزرگاى Ms>5.3 و شدت I0>VII

- زمينلرزه 21 مارس 1922 با بزرگاى Ms=5.5 و شدت I0=VII

- زمينلرزه 26 جولاى 1958 ميلادى با بزرگاى Ms=4.2 و شدت I0=V

- زمينلرزه 21سپتامبر 1960 ميلادى با بزرگاى Ms=5.0 و شدت I0=VI

- زمينلرزه 6 آوريل 1977با بزرگاى Ms=5.5 و شدت I0=VII

گسل رگ سفيد

گسل رگ سفيد، يک گسل معکوس بزرگ زاويه در بخش شمالى بندر ديلم مى باشد. اين گسل طولى با امتداد شمال باخترى – جنوب خاورى 80 کيلومتر طول دارد. بر اثر فعاليت اين گسل معکوس مرز تاقديس رگ سفيد و سازند آغاجارى با دشت ساحلى خليج فارس به صورت گسلى مى باشد.

گسل آغاجاري

گسل آغاجارى نوعى راندگى به درازاى نزديک به 150 کيلومتر در شمال آغاجارى است. اين گسل با روند شمال باخترى – جنوب خاورى باعث رانده شدن تاقديس آغاجارى و تاقديس پازنان بر روى دشت آبرفتى آغاجارى شده است. اين گسل مرز سازند هاى گچساران، ميشان و آغاجارى با رسوبات کواترنرى دشت آغاجارى، را تشکيل مى دهد (بربريان، 1976c ). 

گسل اهواز

گسل‌ اهواز به‌ طول‌ تقريبي60 کيلومتر در جنوب‌ اهواز، حد چين هاى‌ زاگرس‌ و دشت‌ خوزستان‌ را مشخص‌ کرده‌ و باعث‌ رانده‌ شدن‌ سازند آغاجارى‌ برروى‌ نهشته‌ هاى‌ کواترنر دشت‌ اهواز گرديده‌ است‌. اين‌ گسل‌ احتمالامسبب‌ رويداد زمين‌لرزه‌ تاريخى‌ و ويرانگر 840 ميلادى اهواز بوده‌ است‌. گسل‌ رانده‌ ميش‌ داغ‌ را به‌صورت‌ ادامه‌ شمال‌ باخترى‌ راندگى‌ اهواز ميتوان‌ در نظر گرفت  (حيدرى و همکاران، 1374 ).

گسل رامهرمز

گسل رامهرمز يک راندگى طولى با روند شمال باخترى – جنوب خاورى است که با طول بيش از 100 کيلومتر از مجاورت رامهرمز (جنوب خاورى شوشتر) عبور مى کند. گسل رامهرمز واقع در کمربند فعال چين خورده زاگرس به عنوان قطعه اى ازگسل فروافتادگى دزفول، باعث رانده شدن تاقديس نفت سفيد بر روى رسوبات کواترنرى دشتآبرفتى رامهرمز گرديده است. سازند گچساران در جنوب باخترى دشت رامهرمز در امتداداين راندگى بيرون زدگى دارد (بربريان، b 1976 ).

گسل مسجد سليمان

گسل مسجد سليمان که در منطقه پيش ژرفاى زاگرس (تقسيم بندى بربريان،1995 ) واقع شده است، جزو دسته گسلهاى راندگى است که داراى امتداد شمال باختر-جنوب خاور با شيب به سمت شمال خاور است (بربريان،1368 قبادى و چرچى ، 1381). اين گسل در امتداد خود سازند تبخيرى گچساران ( از سوى شمال خاورى) را بر روى سازند کنگلومرايى بختيارى، ماسه سنگى آغاجارى و سازند مارنى ميشان ( از سوى جنوب باخترى) رانده است.

گسل دزفول

   گسل فرو افتادگى دزفول به عنوان مرز شمالى فرو افتادگى دزفول (حوضه پيش ژرفاى مولاس هاى نئوژن آغاجارى – بختيارى) در بين گسل هاى پيشانى کوهستان و گسل پيش ژرفاى زاگرس قرار دارد. اين گسل بر منحنى ميزان 500 متر منطبق مى باشد. ميزان جابجايى شاغولى در امتداد گسل فروافتادگى دزفول بيش از 3000 متر مى باشد.

به نظر مى رسد رويداد زمينلرزه هاى 05/06/1977 با بزرگاى Ms=5.8 و زمينلرزه 18/09/1985 با بزرگاى Mb=5.2 و سازوکار راندگى در ارتباط با فعاليت مجدد گسل فروافتادگى دزفول باشند.

گسل سورمه

قطعه جنوبى گسل کره بس با چرخش به سمت شرق راندگى سورمه را تشکيل مى دهد. گسل سورمه تنها در هسته پالئوزوئيک زيرين تاقديس هاى کمربند چين خورده ساده زاگرس رخنمون دارد. به نظر مى رسد زمينلرزه 8 سپتامبر 1992 دادنجان با بزرگاى Mb=5.2 و شدت I0=VII در ارتباط با فعاليت اين گسل رويداده باشد (بربريان، 1995 ).

گسل لار

سازوکار جابجا شدگى در اين گسلش راندگى است. اين سازوکار به گونه اى مى باشد که زير راندگي پاره سازند گورى از واحد ميشان، در يال جنوبى تاقديس کوه سياه بخوبى قابل رديابى است. زايش شبکه گسيختگيهاى متقاطع ناشى از جنبش در گسل لار ، با واژگون شدن لايه ها و برونزد هسته قديمى تاقديس و همچنين گسلش هاى دامنه اى همراه است. زمان پيدايش و جنبش کارى اين گسيختگى، با اثر فاز کوهزايى پاسادنين وابسته است. آثار فرونشستهاى کارى در پهنه ى جنوبى گسل لار از جمله گواه هاى جنبش در اين گسيختگى است.

گسل پيرانشهر

نخستين بار افتخارنژاد (1973) اين گسل را به نام گسل پيرانشهر ناميد . داراى روند شمال باخترى – جنوب خاورى است که مرمرهاى ژوراسيک – کرتاسه را در جنوب باخترى از آبرفت‌هاى کواترنر در شمال خاورى جدامى‌کند. چالنکو و براد (1974) اين گسل را قطعة شمال باخترى گسل اصلى عهد حاضردانسته‌اند.طول اين روند حدود 95 کيلومتر در نظر گرفته شده است. گسل پيرانشهر درامتداد دامنه باخترى دره رودخانه زاب کوچک يک مرز ساختارى ايجاد نموده است. رشته کوهى که يک قطعه ريخت ساختارى برخاسته مى باشد و بيش از 2500 متر ارتفاع دارد، دراثر عملکرد اين گسل شکل گرفته است. جابجايى قائم در امتداد اين گسل بيش از 1000 مترمى باشد. بر اساس بازديدهاى صحرايى، کارکرد اين گسل کششى است و جابجائى شواهد ريخت ساختارى نظير آبراهه ها و عوارض توپوگرافى نشان دهنده مولفه امتدادلغز راستگرد اين گسل مى باشد. اين گسل در شمال روستاى واوان (نزديکى سردشت) پادگانه هاى آبرفتى کواترنر را جابجا کرده و سه پادگانه در سطوح مختلف ايجاد نموده است (زارع وهمکاران، 1374).

به باور بربريان (c1976) زمينلرزه هاى زير به نظر مى رسد که در ارتباط با فعاليت مجدد گسل پيرانشهر باشند:

 

-     زمينلرزه هاى 22 جولاى و 17آگوست 1964 ميلادى با بزرگاى حدود 5.5 که باعث تخريب بخش هايى از شهر پنجوين     (شمال باخترى مريوان، در عراق) و کشته شدن 6 نفر گرديد.

-          زمينلرزه 25 اکتبر 1970با بزرگاى 5 در نزديکى پيرانشهر که منجر به خسارت ديدن 150 خانه و مجروح شدن 20 نفرگرديد.

-          زمينلرزه 28 نوامبر 1969 با بزرگاى بين 4 تا 5 در جنوب پيرانشهر

گسل مرواريد

بخشى از گسل اصلى عهد حاضر است که در منطقة کامياران قابل رؤيت است. امتداد آنN315-310  است. در نزديکى کامياران، اين گسل حد شمال خاورى يک رخنمون گسترده از سنگهاى آتشفشانى بازيک را تشکيل مى دهد که در امتداد گسل، آلتراسيون هيدروترمال توسعة فراوانى را نشان مى دهد. خش لغزهاى سطح گسل گوياى حرکات بسيار جوان آن است (چالنکو و براد، 1974).

رومرکزهايى در بالاتر از عرض 35 درجه شمالى روى گسل ثبت شده است.

گسل گارون

گسل گارون تقريبا به موازات گسل نهاوند بوده و درفاصلة تقريبى 10 کيلومترى جنوب باخترى آن قرار دارد. اين گسل با طولى در حدود 25کيلومتر از منطقه تزناب درجنوب خاور شروع شده و تا رودخانه گاماسياب و گسل صحنه درشمال باختر ادامه دارد. اين گسل که در حاشية جنوب باخترى دشت نهاوند قرار دارد دربيشتر طول خود مشخص کننده حد جنوب باخترى دره نهاوند مى باشد و رسوبات آبرفتى کواترنر را از سنگ‌هاى دگرگونى کوه گارون جدا مى‌سازد . حرکات جوان اين گسل، همانند گسل نهاوند، با تغيير شکل رسوبات کواترنر و به ويژه زمين‌لرزة 1958نهاوند به اثبات رسيده است (چالنکو و براد، 1974).

زمينلرزه 16 آگوست 1958نهاوند (فيروزآباد) با گسلش سطحى همراه بوده ودر نتيجه فعاليت مجدد گسل زمينلرزه اى گارون به وقوع پيوسته است (بربريان، b1976).

گسل نهاوند

گسل نهاوند از نزديکى وناج (باختر بروجرد) شروع شده و در جهت N320 تا گوشه (شمال باخترى نهاوند) با طولى در حدود 55 کيلومتر ادامه مى يابد. اين گسل که در امتداد گسل دورود قرار دارد توسط گسل قلعه حاتم از گسل دورود جدا مى شود. گسل نهاوند خود از چندين قطعة مجزا تشکيل شده است (چالنکو و براد، 1974)

در نيمه غربى گسل سازندهاى ميوسن را از رسوبات کواترنر و گاهى از سنگ‌هاى دگرگونى همدان جدا مى‌کند. حرکات جوان گسل بافرونشست بلوک شمال شرقى مشخص مى‌شود.
 بربريان (1994)، رويداد زمينلرزه هاى زير را درنتيجه جنبش اين گسل مى داند :

-          زمينلرزه گودين تپه (9 کيلومترى شمال نهاوند) در 4000 تا 3350 سال پيش

-          زمينلرزه کنگاور در بين سال هاى 224 تا 642 پس از ميلاد مسيح

-          زمينلرزه سال956 ميلادى همدان با بزرگاى Mw=5.3 و شدت I0=VII

-          زمينلرزه نوامبر 1087 ميلادى همدان با بزرگاى Mw=5.8 و شدت I0=VII+

-          زمينلرزه 16آگوست 1958 ميلادى فيروزآباد با بزرگاى Ms=6.6

 

گسل دورود

قطعه گسلى دورود از نزديکى منطقه ارجنک آغاز و بايک روند عمومى N315 به طول تقريبى 100 کيلومتر تا نزديکى شهرستان بروجرد ادامه مى يابد. شهرستان دورود در جنوب اين گسل تقريبا در ميانه اين روند گسلى قرار دارد(چالنکو و براد، 1974).

اين گسل در آخرين فعاليت خود باعث رخداد زمينلرزه ويرانگر 23 ژانويه 1909 سيلاخور با بزرگاى Mb=7.4 گرديد. رو مرکز مهلرزه اى اين زمينلرزه که در ساعت 2 و 48 دقيقه GMT در مختصات جغرافيايي’4 33ْ عرض شمالى و 49ْ طول شرقى رويداد، در مجاورت شهر دورود قرار داشته است. بر اثر اين زمينلرزه بيش از 40 کيلومتر از طول گسل دورود دچار گسيختگى سطحى شد و بين 5000 تا 6000 نفردر 130 روستا جان خود را از دست دادند. مساحتى افزون بر 3000 کيلومتر مربع در اين زمينلرزه ويران گرديد (بربريانb1976).

زمينلرزه هاى زير بر اثر فعاليت مجدد اين گسل رويداده است (بربريان، 1976 و 1994)

-          زمينلرزه 5 ژانويه 1316 ميلادىگلپايگان با بزرگاى Mw=6.1 و شدت I0=VIII

-          زمينلرزه 23 ژانويه 1909 سيلاخور با بزرگاى Mb=7.4


به باور بربريان (c1976) پس از زمينلرزه 1909 فعاليت گسل دورود به دو زمينلرزه ثبت شده با بزرگاى بيش از 5 در سال هاى 1958 و 1963 ميلادى درجنوب دورود محدود مى شود. همچنين ممکن است زمينلرزه خسارت بار رازان در سال 1955ميلادى نيز در ارتباط با گسل دورود باشد.

گسل صحنه

گسل صحنه با طولي در حدود 100 کيلومتر، در يک روند N295E تا N300E دو گسل گارون و گسل مرواريد را به يکديگر وصل مى‌کند. چالنکو اين گسل را به سه قطعة جنوب خاورى، مرکزى و شمال باخترى تقسيم نموده است که تقريبا اندازه هاي مساوي دارند.


 
زمينلرزه هاي زير در پي جنبش گسل صحنه رويداده اند(بربريان 1994):
 -
زمينلرزه 27 آوريل 1008 ميلادي دينور با بزرگاي Mw=6.9 و شدت I0=IX
 -
زمينلرزه سپتامبر 1107 ميلادي دينور با بزرگاي Mw=6.4 و شدت I0=VIII
    -
زمينلرزه ژوئن 1872 ميلادي سنقر با بزرگاي Mw=5.8 و شدت I0=VII+

 

گسل كازرون

گسل کازرون گسلى است پى‌سنگى و قديمى با روند تقريبا شمالى - جنوبى که با طول حدود 125 کيلومتر در سطح زمين از 15 کيلومترى باختر شهرستان کازرون عبور مى کند. اين گسله محدوده غربى توسعه گنبدهاى نمکى خليج فارس را تشکيل مى دهد و در طول آن دو گنبد نمکى رخنمون دارد. به نظرمى رسد گسل کازرون تا قطر ادامه مى يابد. به همين دليل به آن گسل قطر – کازرون هم گفته مى شود.

به باور آقانباتى (1383) اين گسل ضمن کنترل مرز باخترى حوضةنمکى هرمز، بر رسوبات زاگرس نيز اثرگذار بوده به گونه‌اى که ساختارهاى زاگرس را باجهت راستگرد خميده و جابهجا کرده است که در استان فارس، اين خمش بسيار چشمگيراست.

شواهد نشان مىدهد که گسل کازرون با روند به تقريب شمالى – جنوبى و ياشمال شمال باخترى – جنوب جنوب خاورى داراى حرکت راستگرد جزيى است. براى نمونهروندهاى زمين‌ساختى، در شمال خليج فارس نشان مى‌دهد که خط مرزى سکوى عربستان و واحدزاگرس به وسيلة اين گسل در جهت راستگرد جابهجا شده است. به ظاهر اين گسل مرزباخترى گسترش حوضة تبخيرى پرکامبرين پسين – کامبرين ايران را تشکيل مى‌دهد(اسفنديارى و برزگر، 1358).

  

بربريان (1981، 1994 و 1995) رويدادزمينلرزه هاى زير را به فعاليت گسل کازرون نسبت مى دهد:

زمينلرزه هايرويداده بين سال هاى 293 تا 302 ، 531 تا 579 ميلادى و زمينلرزه رويداده در قرن 10ميلادى در بيشاپور

-          زمينلرزه 2 ژوئن 1824 ميلادى شاپور با بزرگاى Ms>6.0 و شدت I0= VIII

-          زمينلرزه 14 دسامبر1891 ميلادى گلگون با بزرگاى Ms>5.3 وشدت I0>VII

-          زمينلرزه 15 ژانويه 1967 ميلادى با بزرگاى Ms=4.7 و شدت I0=V

-          زمينلرزه 23 ژوئن 1968 ميلادى با بزرگاى Ms=5.2 و شدت I0=VI

-          زمينلرزه 23 اکتبره 1971 ميلادى با بزرگاى Ms=4.5 و شدت I0=V

-          زمينلرزه 12جولاى 1986 ميلادى با بزرگاى Ms=5.5 و شدت I0= VII

   نبود دادههاى ريزلرزهاى و کمبود کانون زلزله نشانگر عدم فعاليت جديد اين گسل است، اما زمينلرزههاى 15ژانويه 1967 (با بزرگاى 4.7) و 23 اکتبر 1971 (با بزرگاى 4.5) در بخش جنوبى گسل کازرون، نشانگر فعاليت بخشى از گسل کازرون در دورة کواترنرى است (بربريان1976) .

گسل كره بس

گسل راستالغز راستگرد کره بس، گسلى است با روند تقريبا شمالى _ جنوبى که با درازاى 160 کيلومتر، در 65 کيلومترى شرق گسل فعال کازرون و 35 کيلومترى غرب شيراز قرار دارد. اين گسل به مانند گسل کازرون سبب جابجايى و کشيدگى دست کم 10 کيلومترى محور تاقديس هاى منطقه شده است. در طول اين گسل که خود از دست کم 6 قطعه گسلى تشکيل شده است 5 گنبد نمکى بزرگ برونزد دارند. قطعه جنوبى گسل کره بس با چرخش به سمت شرق راندگى سورمه را تشکيل مى دهد. گسل سورمه تنها در هسته پالئوزوئيک زيرين تاقديس هاى کمربند چين خورده ساده زاگرس رخنمون دارد. به نظر مى رسد زمينلرزه 8 سپتامبر 1992 دادنجان با بزرگاى Mb=5.2 و شدت I0=VII در ارتباط با فعاليت اين گسل رويداده باشد (بربريان، 1995 ).

گسل سروستان

گسل سروستان گسلى است با حرکت راستالغز راستگرد که به درازاى 90 کيلومتر داراى امتداد شمال شمال باخترى – جنوب جنوب خاورى مى باشد. اين گسل تقريبا به موازات گسل هاى عرضى کازرون – برازجان و کره بس قرار دارد. گسل سروستان در شرق فروافتادگى مهارلو – سروستان واقع بوده و باعث جابجايى و کشيدگى 20 کيلومترى محور يک تاقديس به صورت راستگرد شده است. در طول اين گسل سه گنبد نمکى برونزد دارند. هيچگونه شاهد لرزه اى مستقيمى که مرتبط با جنبش در طول گسل سروستان باشد بدست نيامده است ولى ممکن است زمينلرزه 25 مارس 1890 فسا با بزرگى Ms=6.0 در ارتباط با جنبش گسل سروستان رويداده باشد (بربريان، 1995).

گسل برازجان

گسل برازجان با طولى در حدود 180 کيلومتر در جنوب گسل کازرون قرار دارد. در نتيجه جابجايى راستگرد در طول اين گسل محور شمال باخترى – جنوب خاورى تاقديس هاى خورموج و گيسکان به سمت يک روند شمالى – جنوبى، کشيدگى و چين خوردگى پيدا کرده است و تاقديس قلعه دختر در بين آنها داراى محورى با راستاى شمالى – جنوبى شده است. پرتگاه گسلى برازجان به وضوح از منطقه اى در شمال بندرعباس تا خورموج قابل مشاهده مى باشد. چندين چشمه سولفورى و آبگرم در دامنه پرتگاه گسلى برازجان رديف شده اند.

گسل ميناب

سامانه گسلى ميناب-زندان با روند شمال شمال باخترى و با شيب به سمت شرقى ک مرز سنگ شناختى اصلى بين زون تصادم زاگرس در غرب و فرورانش مکران در شرق مىباشد. اين گسل با طول تقريبى 250 کيلومتر از گسل معکوس اصلى زاگرس در شمال تا درياى عمان در جنوب امتداد دارد. گسل زندان از قطعات گسلى متعددى تشکيل يافته است که در 50 کيلومتر شمالى آن اين قطعات گسلى داراى طرح  پلکانىen-echelonمى باشند(ريگارد و همکاران، 2005).

به اعتقاد وايت و همکاران (1975) به علت تصادم قاره – قاره زاگرس در سمت چپ از يک طرف و همچنين فرورانش  پو سته اقيانوسى خليج عمان به زير مکران در سمت راست گسل ميناب، اين گسل را بايد از نوع گسل ترانسفورم  قوسقوس در نظر گرفت.

بر اساس مطالعات صورت گرفته توسط ريگارد و همکاران (2004) و واکر و همکاران (2005)، سرعت جابجايى در پهنه سامانه گسلى ميناب – زندان را بر اساس اندازه گيرى ميزان جدايش رويداده - حاصل از فعاليت اين سامانه گسلى - در رسوبات کواترنرى و سن لغزش برابر با mm yr-13/1±1/5 يا mm yr-15/1±6/6 محاسبه شده است.

 با توجه به داده‌هاى زمين‌شناسى، تفسير عکس‌هاى هوايى، داده‌هاى لرزه‌شناسى، باور بر آن است که زون گسلى ميناب، راستالغز است و بلوک خاورى آن به سوى جنوب حرکت کرده است (آقانباتى،1383 ).

 به عقيدة فالکن (1967)، حرکت افقى راستگرد اين گسل احتمالا در کرتاسة پسين – ترشيرى پيشين صورت گرفته است. اما، وجود گنبدهاى نمکى در زاگرس و خليج فارس و نبود آنها در ناحية مکران، سبب شده تا بعضى اززمين‌شناسان، سن اين گسل را 500 ميليون سال بدانند.

به باور بربريان (1994) رويداد زمينلرزه 18 فوريه 1483 ميلادى هرمز بابزرگاى Mw=7.6 و با شدت I0=X ممکن است بر اثر فعاليت گسل ميناب رويداده باشد.