مقاله سامانه گسل هاي امتداد لغز كپه داغ و الگوي تقسيم دگر شكلي در پايانه هاي گسلي

مقدمه : 
پهنه كپه داغ به عنوان يك واحد زمين شناختي – ساختاري و يك ايالت لرزه زمينساختي فعال به صورت يك كمربند چين و راندگي درون قاره اي در شمال خاور كشور قرار گرفته است .
دگر شكلي فشارشي با سن پس از ميوسن باعث شكل گيري وضعيت ساختاري كپه داغ به صورت چين خوردگي و گسلش گرديده ودر حال حاضر نيز اين دگرشكلي استمرار دارد . گسلش امتداد لغز در سطح وسيعي از پهنه كپه داغ روي داده است و گسل اصلي كپه داغ به عنوان يك ساختار فعال شده در حاشيه حوضه ، الگوي دگرشكلي را كنترل مي‌كند .
سامانه گسل هاي امتداد لغز راستگرد و چپگر نقش مهمي در حركات زمينساختي دارا هستند .
گسل هاي امتداد لغز راستگرد كه بخش مهمي از پهنه كپه داغ ايراني را تحت تاثير قرار داده‌اند ، ساختارهاي پويايي هستند كه شناسايي و درك فعاليت و نيز عوارض ايجاد شده توسط آنها از اهميت بالايي در شناخت پديده هاي نوزمينساختي و لرزه زمينساختي برخوردار است . در اين خصوص در اينجا به معرفي ويژگي هاي ساختاري سامانه گسله امتداد لغز در كپه داغ پرداخته شده است . همچنين تغيير روند پايانه گسل هاي امتداد لغز به عنوان عاملي براي تغيير سازو كار آنها معرفي و مورد بررسي قرار گرفته است .
موقعيت زمين شناسي گستره كپه داغ 
كمربند چين ور اندگي درون قاره اي كپه داغ با سن پس از ميوسن (Post – Miocene ) (Roustanovich 1967 . Trifonov 1978 , Groshkov 1987 ) يك ساختار فعال (Priestly et al. 1994 , Jackson et al.1955 ) با رساتاي N120 و طول 700 كيلومتر است كه مرز امروزي بين صفحه اورازيا ( پلت فرم توران ) و خردقاره ايران مركزي را مشخص مي سازد . حد شمالي آن گسل عشق آباد يا گسل اصلي كپه داغ ، كه مرز بلوك ايران و توران مي باشد ، است . در باختر محدود به حوضه خزر است و از سوي خاور تا پاراپاميسوس Parapamisus در افغانستان ادامه مي يابد .
حوضه كپه داغ شامل يك توالي ضخيم از رسوبات ژوراسيك – ميوسن است كه پس از حركات كوهزايي ترياس مياني ( سيمرين پيشين ) يعني زماني كه فرآيند برخورد بين ايران و توران پايان يافته (Berberian & King 1981 ) تشكيل شده است . اين توالي رسوبي به صورت دگر شيب بر روي واحدهاي قديمي تر قرار گرفته است .
منطقه كپه داغ پوشيده از واحدهاي رسوبي مزوزوئيك و ترشيري است . ضخامت اين واحدهاي رسوبي در برخي نواحي بالغ بر 8000 متر مي باشد . رخنمون واحدهاي پالئوزوئيك و رسوبات ترياس – ژوراسيك پيشين منحصر به حاشيه جنوبي حوضه رسوبي مي باشد كه مشابه واحدهاي سنگي هم سن در البرز و ايران مركزي است ( افشار حرب 1373)
دگر شكلي فشارشي با سن پس از ميوسن (Volvovsky et al.1966 , Trifonov post – Miocene 1978 , Lyberis et al.1998 ) عامل چين خوردگي وسيع شمال باختر – جنوب خاور تا خاوري – باختري بوده اس . يك مقطع عرضي بالانس شده با طول 250 كيلومتر با راستاي شمالي – جنوبي در تركمنستان ( شمال باختر كپه داغ ) كوتاه شدگي به ميزان 30% (75 كيلومتر ) به وسيله چين خوردگي نشان مي دهد . 75 كيلومتر كوتاه شدگي محاسبه شده به 70 كيلو متر مولفه فشارشي محض در راستاي N030 و 35 كيلومتر مولقه راستگرد محض در راستاي N120 ، براي خاور كپه داغ تقسيم مي شود (Lyberis & Manby 1999 )
نرخ همگرايي براي دوره 5/5 ميليون ساله ( از سارماتين پسين ، مرز ميوسن – پليوسن ) در حدود year /cm /3/1-5/1 است . اين نرخ همگرايي با حركت نسبي year /cm /3/1 ايران – توران برابر رسوبات پليوسن در جنوب باختر كپه داغ نيز بيانگر نرخ فرازش (Uplift ) year /mm /55/0-25/0 است كه نشان دهنده ضخيم شدگي پوسته در اثر همگرايي بلوك‌هاي ايران – توران مي باشد (Lyberis & Manby 1999 )
به طور كلي پهنه كپه داغ داراي راستاي N120 است . امتداد كلي چين خوردگي ها در بخش خاوري NW-SE و در بخش باختري ENE-WSW است . اين راستا ها در بخش مركزي به E-W تبديل مي‌شوند . اين تغيير روند ساختاري باعث پهنه بندي كپه داغ به سه زير پهنه خاوري ، مركزي و باختري گرديده است ( نواب پور و همكاران 1382) .
مسئله مهم در اينجا منشا الگوي ساختاري شبه كماني در كپه داغ است . تحقيقات به عمل آمده در زمينه مغناطيس ديرينه در اين منطقه روشن ساخته كه خمش محور چين ها در كپه داغ ، يك ويژگي اوليه است (Bazhenov 1987 )
اين مجموعه چين خورده توسط گسل هاي متعددي قطع شده كه مي توان آنها را در دو دسته طبقه بندي كرد . گروه اول گسل هاي پي سنگي هستند كه در زمان رسوبگذري فعال بوده و با ايجاد فرازمين و فروزمين ( هورست و گرابن ) در تغيير رخساره واحدهاي سنگي و نبوده هاي رسوبي نقش اساسي داشته اند . اين گروه از گسل ها در بخش باختري كپه داغ گسترش دارند و شامل شش گسل با روند كلي خاوري – باختري مي باشند . اين گسل ها در فازهاي كوهزايي اخير فعال بوده و با تغيير سازو كار به صورت معكوس ، سبب چين خوردگي و گسلش راندگي با شيب به سمت شمال شده اند ( افشار حرب 1373 )
گروه دوم ، گسل هايي كه در طي فاز كوهزايي فعال شده اند و به صورت گسل هاي راستالغز عمل كرده و در حال حاضر نيز فعالند و نقش مهمي در حركات زمينساختي جوان دارا هستند .
اين گروه خود به دو دسته تقسيم مي شود . دسته اول ، سامانه گسل هاي امتداد لغز راستگرد با روند ENE-WSW كه در نواحي خاوري و مركزي كپه داغ ( ناحيه قوچان – بجنورد ) وجود دارند .
دسته دوم ، سامانه گسل هاي امتداد لغز چپگرد با روند NE-SW كه در بخش باختري قرار دارند .
قسمت عمدهخ سامانه گسلي اخير در بخش تركمني كپه داغ واقع شده است . اين دو دسته گسله امتداد لغز جزئي از سامانه گسل اصلي كپه داغ ( گسل عشق آباد ) مي باشند كه تحت آرايش ريدل (Riedel ) شكل گرفته اند (Lyberis & Manby 1999 ) .
شواهد گوناگون نشان مي دهد كه حضور گسل عشق آباد به عنوان يك ساختار فعال شده در حاشيه حوضه ، الگوي دگرشكلي را كنترل مي‌كند .
سامانه گسل هاي امتداد لغز

گسل اصلي كپه داغ (Main fault zone ) با طول 350 كيلومتر در راستاي N120 بيانگر مرز بين كپه داغ و پلت فرم قراقوم (Karakum ) است . حفاري هاي انجام شده در راستاي اين گسل نشان مي دهد كه گسل عشق آباد يك گسل معكوس پرشيب يا راندگي با شيب به سمت جنوب است كه 7-10 كيلومتر جابجايي معكوس دارد Lyberis & Manby 1999 )
سازوكارهاي كانوني موجود از كپه داغ نيز نشان دهنده يك گسل معكوس پرشيب با بردار لغزش شمال – شمال خاور هستند كه به طور مورب نسبت به روند اصلي كپه داغ قرار مي گيرد (Priestly et al.1994 ) ارتباط زاويه اي بين گسل عشق آباد و جهت فشارش در گستره با يك مكانيسم معكوس – راستگرد براي اين گسل همخواني دارد . اين ارتباط ها بيان مي كنند كه فعاليت لرزه اي عهد حاضر به وسيله تقسيم دگر شكلي به صورت حركت راستگرد در طول گسل عشق آباد و فشارش شمالي – جنوبي در هر دو سمت گسل همراهي مي شود .
گسل عشق آباد در سمت باختري خود چين ها را قطع كرده و در سمت خاوري با آنها موازي است . اين گسل از سه تكه همپوشان تشكيل شده كه هركدام نسبت به ديگري مقداري جابجايي دارد (Rastsvetav 1966 , Krymus & Lykov 1969 )
پهنه همپوشاني به وسيله چين ها و راندگي هاي كوتاه با امتداد E-W مشخص
مي‌گردد . طول تكه ها به ترتيب از سمت شمال باختر به جنوب خاور كوتاه تر مي‌شود .
هر تكه گسله در انتهاي جنوب خاوري به سمت يك پهنه گسله با راستاي NNW-SSE خميدگي پيدا كرده و به درون گستره كوهستاني گسترش مي يابد . بنابراين تكه ميان دو گستره Kazanjik وKizyl Arvat به يك پهنه گسلي كه از نزديكي بجنورد عبور مي‌كند خميده مي شود . به همين ترتيب تكه مابين Kizyl Arvat و Bakharden به پهنه گسلي كه از باخاردن تا قوچان گسترش يافته ، خميدگي پيدا مي‌كند و تكه مابين باخاردن و عشق آباد به پهنه گسلي كه از نزديكي كبكان ( جنوب خاور درگز ) عبور مي‌نمايد ، خميدگي پيدا مي‌كند (Tchalenko 1975 ) به سمت انتهاي شمال باختر كپه داغ گسل عشق آباد كور يا پنهان (blind ) مي شود (Lyberis & Manby 1999 ) و در عوض دنباله آن در جنوب خاور ، ناحيه سرخس ، به صورت يك خطواره قابل رديابي است . براي پهنه گسل اصلي كپه داغ ، اندازه گيري ميزان جابجايي تونل قنات ها ، نشان دهنده نرخ جابجايي راستگرد حدود year /mm 3-8 است ( Trifonov 1971 )
يك حوضه باريك و طولي در راستاي NW-SE كه حد فاصل كپه داغ با رشته كوه هاي الاداغ بينالود است به عنوان خطواره ترك – كشف رد يا مشهد – قوچان ناميده مي‌شود . اين حوضه تقريبا به موازات گسل اصلي كپه داغ بوده و نشانگر يك ساختار اصلي پي سنگي ( از نوع گسل نرمال ) مي باشد كه بر روي نقشه هاي ژئوفيزيك هوايي نيز به وضوح قابل روئيت است .

چين خوردگي هاي رشته كپه داغ توسط يك سامانه گسلي Post –Alpine بريده و جابجا شده است . ( 1975 ) Tchalenko ، از اين گسل هاي امتداد لغز تحت عنوان
« سامانه گسله مورب » (Diagonal fault system ) ياد مي‌كند كه اساسا شامل گسل‌هاي راستگرد با امتداد ENE-WSW و چپگرد با راستاي NE-SW مي باشد و در بعضي با راندگي هاي فرعي E-W همراه مي‌شوند .
گسل هاي راستگرد ENE-WSW ( با امتداد ميانگين N150 ) در بخش خاوري كپه داغ قرار دار ند و به صورت منفرد يا پهنه هاي گسله با طولي در حدود 150 كيلومتر ديده مي‌شوند و در پايانه جنوب خاوري به سمت خطواره اترك – كشف رود ( خاور ) خميدگي پيدا مي كنند . اين خصوصيت مي تواند بيانگر وابستگي اين گسل ها از نقطه نظر ساختاري به عناصر بنيادي مذكور باشد (Tchalenko 1975 ) خمش پايانه جنوب خاوري اين دسته گسل ها به سمت خاور ، باعث تغيير در مكانيسم آنها از امتداد لغز به راندگي مي شود .
عملكرد اين گسل ها باعث جابجايي چين ها در پهنه وسيعي گرديده است . مهمترين اين گسل ها در طول و ميزان جابجايي ، در پهنه قوچان – رباط ( قوچان – باخاردن ) قرار دارند كه هم از لحاظ ساختاري و هم لرزه خيزي از عناصر اصلي گستره كپه داغ به شمار مي روند .
از مهمترين آنها مي توان به گسل باغان اشاره كرد كه طولي در حدود 75 كيلومتر در ايران دارد و باعث جابجايي چين هادر حدود 8 كيلومتر شده است . اين گسل از ديدگاه لرزه اي نيز فعال است به طوري كه در زمينلرزه 1 مه 1929 قوچان ، تمام طول آن دچار گسيختگي گرديد ( آمبرسيز و ملويل 1982 ، 1975 Tchalenko )
گسل هاي امتداد لغز NE-SW ( با راستاي ميانگين N050 ) عمدتا در قرا قلعه kara kala در بخش باختري كپه داغ و در خاك تركمنستان واقع شده اند . سازو كار آنها چپگرد است و طولي كوتاه تر و جابجايي كمتري از گسل هاي راستگرد دارند . در ايران ، اين دسته از گسل ها در شمال مراوه تپه و شمال باختر آشخانه وجود دارند .
به نظر مي رسد آغاز حركت در راستاي سامانه گسل هاي امتداد لغز ، زماني در پليوسن باشد ( Krymus &Lykov 1969 ,Val’be et al.1970 ) يعني تقريباً همزمان با چين خوردگي .
بررسي هاي صحرايي نشان مي دهد كه برخي از سطوح گسلي در سامانه گسل هاي امتداد لغز راستگرد ، داراي چند دسته خط خش راستالغز هستند ، به گونه اي كه پرشيب ترين آنها موازي لايه بندي است ( نواب پور و همكاران 1382 ) اين خصوصيت مي تواند بيانگر گسلش همزمان با چين خوردگي باشد .
نمونه هاي واضحي از سامانه گسل هاي NE-SW , NNW – SSE در موقعيت هاي هميوغ وجود دارد كه گاهي نيز با راندگي هاي كوچك W-E همراه هستند ، كه همگي اشاره به يك منشا مشترك و همزمان براي همه اين ساختار دارند ( 1975 Tchalenko ) مطالعات انجام شده بر روي بسياري از اين گسل ها نشان دهنده فعاليت حال حاضر آنها است .
پهنه گسلي قوچان – رباط
پهنه گسلي قوچان – رباط ( قوچان – باخاردن ) در ناحيه اي به عرض 50 كيلومتر با روند NNW – SSE در شمال باختر قوچان تا شمال شيروان قرار گرفته است . طول اين پهنه در ايران حدود 100 كيلومتر است . اين پهنه متشكل از حدود 10 گسل راستالغز راستگرد است كه در راستاي شمال – شمال باختر و به موازات يكديگر قرار گرفته و باعث جابجايي محور چين ها گرديده اند .
گسل هاي اين پهنه كه پس از چين خوردگي و يا تقريباً همزمان با آن فعال شده اند ، بلوك باختري را نسبت به خاور ، در حدود 30 كيلومتر به سوي شمال باختر جابجا كرده است ( نواب پور و همكاران 1382 ) . افشار حرب (13739 نيز با استفاده از يك ناوديس خاوري – باختري باريك و طويل كه در هسته آن سازند آبدراز حفظ شده است ، ميزان جابجايي اين پهنه حدود 3-6 ميليمتر در سال خواهد بود . بيشترين ميزان جابجايي كلي در راستاي گسل باغان روي داده و در حدود 8-7 كيلومتر است .
گسل باغان يكي از مهمترين گسل هاي پهنه كپه داغ است . طول اين گسل در ايران در حدود 75 كيلومتر است كه از شمال فاروج ( خاور شيروان ) تا مرز ايران و تركمنستان ادامه يافته است .
امتداد اين گسل به صورت يك خطواره كاملاً واضح بر روي تصاوير ماهواره اي و عكس هاي هوايي قابل روئيت است . گسل باغان در طول مسير خود آبراهه ها و پشته‌هاي متعددي را قطع و جابجا كرده است . در يك مورد خاص ،رودخانه كرگانلي كه از پهنه كوهستاني به سمت دشت شيروان در جريان است ، در محل برخورد با گسل باغان ، جابجايي راستگرد در حدود 1 كيلومتر پيدا كرده است .
در پي رخداد زمينلرزه 1 مه 1929 تمام طول اين گسل از روستاي سكه در دشت قوچان – شيروان تا زيدر و جعفرآباد در مرز ايران – تركمنستان دچار گسيختگي گرديد . اين گسيختگي وضعيت آشكاري از حركت راستالغز نشان ندادو تنها بخش شمال خاوري نسبت به جنوب باختري دچار برپايي گرديد ( آمبرسيز و ملويل 1982 ، ( 1975 Tchalenko )
انتهاي جنوبي گسل باغان در دشت قوچان – شيروان به طور مستقيم امتداد نيافته و به نظر مي رسد كه به سمت جنوب خاور تغيير جهت مي دهد . اين تغيير جهت باعث تغيير در سازوكار از راستالغز به معكوس يا راندگي مي شود . اين نوع پايانه گسلي ، يك پي آمد ضروري گسل هاي راستا لغز است كه در ديگر سامانه هاي امتداد لغز از جمله شرق ايران به وضوح ديده مي شود .
در بسياري از موارد اين گسل ها به صورت راندگي هاي پنهان وجود دارند . جابجايي گسل هاي راندگي كه از گسل هاي راستالغز منشعب مي گردند ، با فاصله از آن كاهش مي يابد ( Walker et al.2003 ) به عنوان مثال مي توان به راندگي سفيد آبه كه از پايانه شمالي گسل راستگرد زاهدان به سمت شمال باختر منشعب شده اشاره كرد
( Berberian et al2000 ) و يا گسل نوزاد كه از انتهاي شمالي سامانه گسل پورنگ به سمت شمال باختر منشعب مي شود (Berberian et al 1999 )
فرازش و كج شدگي رسوبات نئوژن در انتهاي گسل باغان را شايد بتوان به عملكرد راندگي منشعب از آن ارتباط داد . اين فرازش و كج شدگي باعث ايجاد حوضه هاي فرعي در بين برجستگي هاي ساختاري شده است . همچنين امكان حضور يك گسل انشعابي ديگر در ادامه گسل باغان به سوي جنوب وجود دارد ، يعني در جايي كه رسوبات جوان مجدداً دچار كج شدگي و چين خوردگي شده اند . وجود چند گسل راندگي منشعب ، مي تواند بيانگر رشد طولي گسل امتداد لغز در طي زمان باشد
( Berberian et al .2000 ) با توجه به نقش گسل هاي امتداد لغز درون قاره اي در موقعيت هاي همگرا ، كه يكي از آنها تقسيم همگرايي مايل به مولفه امتداد لغز و راندگي است ( Berberian et al .2000 ) وجود چنين ساختارهايي در اين بخش از كمربند فعال كپه داغ ، دور از انتظار نيست .
پهنه مهلرزه اي پسلرزه 13 ژوئيه 1929 (mb=5.7 ) دقيقا با محل گسل هاي راندگي مطابقت مي نمايد اين موضوع مويد اين نكته است كه شايد رويداد اين زمينلرزه در ارتباط با جنبش در راستاي گسل هاي راندگي يا راندگي پنهان باشد .
امكان رخداد فرآيند تقسيم دگر شكلي به صورت گسلش امتداد لغز و راندگي در پايانه ، در ديگر گسل هاي پهنه قوچان – رباط وجود دارد . گسل خبوشان ، يكي ديگر از گسل هاي اصلي پهنه قوچان – رباط است كه در خاور گسل باغان قرار گرفته است . اين گسل نيز سرتاسر پهنه كپه داغ را قطع كرده است ولي جابجايي كلي كمتري نسبت به گسل باغان دارد .
گسل خبوشان در هر دو انتهاي شمالي و جنوبي خود به گسل چاپانلو كه در باختر آن قرار دارد نزديك مي شود و امكان دارد در دشت به هم پيوسته و يكي شوند . به نظر مي رسد دگرشكلي هاي شمال باختر قوچان در رسوبات نئوژن و كواترنري بر اثر عملكرد دنباله گسل خبوشان در دشت باشد . يك گسل راندگي كه از پايانه گسل خبوشان منشعب شده ، مي تواند باعث كج شدگي و يا جين خوردگي رسوبات جوان گردد .
فعاليت جوان و عهد حاضر گسل هاي پهنه قوچان – رباط با توجه به دلايل ساختاري و مورفولوژيكي و نيز وقوع زمينلرزه هاي متعدد ، قطعي باشد .نكته قابل توجه نحوه اين فعاليت نوزمينساختي است كه شناخت آن از اهميت بالايي برخوردارد است . در اين مورد ادامه مطالعات بيشتر جهت شناخت دقيقتر جزئيات و نحوه علمكرد اين ساختارها لازم به نظر مي رسد .
نتيجه گيري : 
پهنه قوچان – رباط يك پهنه فعال گسلي با ويژگي هاي نوزمينساختي و لرزه زمينساختي ويژه است . شواهد نشان مي دهد كه بخش عمده گسل هاي اصلي اين پهنه فعال بوده و از توان بالايي در لرزه زايي برخوردارند . الگوي تقسيم دگر شكلي در راستاي اين گسل ها ، همانند ديگر سامانه هاي امتداد لغز مشابه ، به صورت جنبش راستالغز در طول گسل و راندگي در پايانه هاي گسل مي باشد . مطالعه و بررسي دقيق دگر شكلي رسوبات جوان و پديده هاي ژئومورفولوژيكي همراه آن ، روشن گر الگو و عامل دگر شكلي ها مي باشد .
وجود تغيير شكل در رسوبات جوان نئوژن و كواترنري دشت قوچان – شيروان ، مي تواند حاكي از فعاليت گسل راندگي ، در پايانه گسل هاي اصلي راستالغز باشد . در اين خصوص امكان وجود راندگي ها به صورت پنهان در زير پوشش رسوبي دگر شكل شده وجود دارد . اين گونه راندگي ها همان طور كه در ديگر نقاط كشور مخصوصا شرق ايران مشاهده كرده ايم ، توان بالايي در لرزه خيزي از خود نشان مي‌دهند. درك صحيح از خصوصيات ، نحوه فعاليت و نوع عملكرد اين ساختارهاي فعال ، منوط به شناخت كامل و دقيق آنهاست كه از اهميت بالايي برخوردار مي باشد .
نويسنده : حیدرزاده، قاسم- قریشی، منوچهر
منابع :

-Berberian, M., and G. C. P. King, 1981, Towards a paleogeography and tectonic evolution of Iran: Canadian Journal of Eanh Science, v. 18, p. 210-265.
-Berberian, M., J.A. lackson, M. Qorashi, M. Khatib, K. Priestley, M. Talebian, & M. Ghafuri-Ashtieni, 1999, The 1997 May 10 Zirkuh (Qa enat) earthquake (Mw 7.2): fautting along the Sistm sumre zone of eastern Iran, Geophys. J. Int., 136, 67l-694.
-Berberian, M., J. A. Jackson, M. Qorashi, M.’I’alebian, M. Khatib and K. Priestldy, 2000,’fhe 1994 Sefidabeh eanhquakes in eastern Iran: blind thrusting and bedding-plane slip on a growing anticline, and active tectonics of tlte Sistan suturc zone, Geophys. J. Int. 142, 283-299.
-Bazhenov, M. L., 1987, Paleomagnetism of Cretaceous and Paleogene sedimentary rocks from the Kopet
Dag and its tectonic implication, Tectonophysics, t36: 223-235.
-Gorshkov, G. P., SeismotecNnics of the Kopet Dag (in Russia): Moscow, Nauka, 52p.
-Jackson, 1., and D. McKenzie, 1984, Active tectonics of the Alpine-Himalayan belt between western Turkey and Pakistan: Geophysical Joumal of the Royal Astronomical Society, v. 64, p. 561-586.
-Iackson, J., J. Haines, and W. Holt, 1995, The Accommodation of Arabia-Eurasia plate convergence in Iran: loumal of Geophysical Research, v. 100, no. B8, p. 15205-15219.
-Krymus, V. N. & Lykov,V. I., t969, The Character of the junction of the epi-Hercynian platform and the Alpine folded belt, South Turkmenia, Geotectonics 6, 391-396, ~F.ngl.’Transl~.
-Lyberis, N., G. Manby, J. T. Poli, V . Kalugin, H. Y ousouphocaev, ana T . Ashicov, 1998, Post- Tsiassic evoiution of the southem margin of the Turan plate: Comptes Rendus de I’Academie des Sciences, Pairs, v. 326, p. i37-143.
-Lyberis, N., G. Manby, 1999, Oblique to Orthogonal Convergence Across the Turan Block in the PostMiocene: AAPG Builetin, v. 83, No. 7, p. I 135-I 160.
-Priestley, K., Baker, C., Jackson, J., 1994, Implications of earthquake focal mechanism data for the active tectonics of the south Caspian Basin and surrounding regions: Geophysical Joumal lntemational, v. I l8, p. 111-141.
-Rastsvetaev, L. M., 1966, Razryvy Kopet-Daga I ikh sviaz po skladchatoi strukturoi, Geotektonika 3, 93107.
-Roustanovich, D. N., 1967, Seismology of the Turkmenistan territory and Ashgabat 1948 earthquake (in Russia): Moscow, Nauka, v. 12, 95p.
-Tchalenko, J. S., 1975, Seismicity and structure of the Kopet Dagh (Iran, U.S.S.R.), Philosophical Transaction of The Royal Society of London, A. Mathematical and Physical Science, v. 278, 1-28. -Trifonov, V. G., 1978 Late Quaternary movements of westem and central Asia: Geological Society of America Bulletin, v. 89, p. 1059-1072.
-Val’ be, S. P., Smirnov, L. N., Ptushkin, E. I., & Allanov, A., 1970, Main features of the tectonics of the Turkmenian segment of the Alpine folded region, Geotectonics 6, 387-392, (Engl. transl.).
-Volvovsky, I. S., R. G. Garetzy, A. E. Shlezinger, and V. I. Shreibman, 1966, Tectonics of the Turan plate (in Russia): Geologitcheskiy Institut Akademii Nauk, U.S.S.R., v. 165, 287p.

-Walker, R., J. Jackson, C. Baker, 2003, Surface expression of thrust faulting in eastem Iran: source parameters and surface deformation of the 1978 Tabas and 1968 Ferdows earthquake sequences, Geophy. J. Int., 152, 749-765