مقاله سامانه گسل های امتداد لغز کپه داغ و الگوی تقسیم دگر شکلی در پایانه های گسلی

مقدمه : 
پهنه کپه داغ به عنوان یک واحد زمین شناختی – ساختاری و یک ایالت لرزه زمینساختی فعال به صورت یک کمربند چین و راندگی درون قاره ای در شمال خاور کشور قرار گرفته است .
دگر شکلی فشارشی با سن پس از میوسن باعث شکل گیری وضعیت ساختاری کپه داغ به صورت چین خوردگی و گسلش گردیده ودر حال حاضر نیز این دگرشکلی استمرار دارد . گسلش امتداد لغز در سطح وسیعی از پهنه کپه داغ روی داده است و گسل اصلی کپه داغ به عنوان یک ساختار فعال شده در حاشیه حوضه ، الگوی دگرشکلی را کنترل می‌کند .
سامانه گسل های امتداد لغز راستگرد و چپگر نقش مهمی در حرکات زمینساختی دارا هستند .
گسل های امتداد لغز راستگرد که بخش مهمی از پهنه کپه داغ ایرانی را تحت تاثیر قرار داده‌اند ، ساختارهای پویایی هستند که شناسایی و درک فعالیت و نیز عوارض ایجاد شده توسط آنها از اهمیت بالایی در شناخت پدیده های نوزمینساختی و لرزه زمینساختی برخوردار است . در این خصوص در اینجا به معرفی ویژگی های ساختاری سامانه گسله امتداد لغز در کپه داغ پرداخته شده است . همچنین تغییر روند پایانه گسل های امتداد لغز به عنوان عاملی برای تغییر سازو کار آنها معرفی و مورد بررسی قرار گرفته است .
موقعیت زمین شناسی گستره کپه داغ 
کمربند چین ور اندگی درون قاره ای کپه داغ با سن پس از میوسن (Post – Miocene ) (Roustanovich 1967 . Trifonov 1978 , Groshkov 1987 ) یک ساختار فعال (Priestly et al. 1994 , Jackson et al.1955 ) با رساتای N120 و طول 700 کیلومتر است که مرز امروزی بین صفحه اورازیا ( پلت فرم توران ) و خردقاره ایران مرکزی را مشخص می سازد . حد شمالی آن گسل عشق آباد یا گسل اصلی کپه داغ ، که مرز بلوک ایران و توران می باشد ، است . در باختر محدود به حوضه خزر است و از سوی خاور تا پاراپامیسوس Parapamisus در افغانستان ادامه می یابد .
حوضه کپه داغ شامل یک توالی ضخیم از رسوبات ژوراسیک – میوسن است که پس از حرکات کوهزایی تریاس میانی ( سیمرین پیشین ) یعنی زمانی که فرآیند برخورد بین ایران و توران پایان یافته (Berberian & King 1981 ) تشکیل شده است . این توالی رسوبی به صورت دگر شیب بر روی واحدهای قدیمی تر قرار گرفته است .
منطقه کپه داغ پوشیده از واحدهای رسوبی مزوزوئیک و ترشیری است . ضخامت این واحدهای رسوبی در برخی نواحی بالغ بر 8000 متر می باشد . رخنمون واحدهای پالئوزوئیک و رسوبات تریاس – ژوراسیک پیشین منحصر به حاشیه جنوبی حوضه رسوبی می باشد که مشابه واحدهای سنگی هم سن در البرز و ایران مرکزی است ( افشار حرب 1373)
دگر شکلی فشارشی با سن پس از میوسن (Volvovsky et al.1966 , Trifonov post – Miocene 1978 , Lyberis et al.1998 ) عامل چین خوردگی وسیع شمال باختر – جنوب خاور تا خاوری – باختری بوده اس . یک مقطع عرضی بالانس شده با طول 250 کیلومتر با راستای شمالی – جنوبی در ترکمنستان ( شمال باختر کپه داغ ) کوتاه شدگی به میزان 30% (75 کیلومتر ) به وسیله چین خوردگی نشان می دهد . 75 کیلومتر کوتاه شدگی محاسبه شده به 70 کیلو متر مولفه فشارشی محض در راستای N030 و 35 کیلومتر مولقه راستگرد محض در راستای N120 ، برای خاور کپه داغ تقسیم می شود (Lyberis & Manby 1999 )
نرخ همگرایی برای دوره 5/5 میلیون ساله ( از سارماتین پسین ، مرز میوسن – پلیوسن ) در حدود year /cm /3/1-5/1 است . این نرخ همگرایی با حرکت نسبی year /cm /3/1 ایران – توران برابر رسوبات پلیوسن در جنوب باختر کپه داغ نیز بیانگر نرخ فرازش (Uplift ) year /mm /55/0-25/0 است که نشان دهنده ضخیم شدگی پوسته در اثر همگرایی بلوک‌های ایران – توران می باشد (Lyberis & Manby 1999 )
به طور کلی پهنه کپه داغ دارای راستای N120 است . امتداد کلی چین خوردگی ها در بخش خاوری NW-SE و در بخش باختری ENE-WSW است . این راستا ها در بخش مرکزی به E-W تبدیل می‌شوند . این تغییر روند ساختاری باعث پهنه بندی کپه داغ به سه زیر پهنه خاوری ، مرکزی و باختری گردیده است ( نواب پور و همکاران 1382) .
مسئله مهم در اینجا منشا الگوی ساختاری شبه کمانی در کپه داغ است . تحقیقات به عمل آمده در زمینه مغناطیس دیرینه در این منطقه روشن ساخته که خمش محور چین ها در کپه داغ ، یک ویژگی اولیه است (Bazhenov 1987 )
این مجموعه چین خورده توسط گسل های متعددی قطع شده که می توان آنها را در دو دسته طبقه بندی کرد . گروه اول گسل های پی سنگی هستند که در زمان رسوبگذری فعال بوده و با ایجاد فرازمین و فروزمین ( هورست و گرابن ) در تغییر رخساره واحدهای سنگی و نبوده های رسوبی نقش اساسی داشته اند . این گروه از گسل ها در بخش باختری کپه داغ گسترش دارند و شامل شش گسل با روند کلی خاوری – باختری می باشند . این گسل ها در فازهای کوهزایی اخیر فعال بوده و با تغییر سازو کار به صورت معکوس ، سبب چین خوردگی و گسلش راندگی با شیب به سمت شمال شده اند ( افشار حرب 1373 )
گروه دوم ، گسل هایی که در طی فاز کوهزایی فعال شده اند و به صورت گسل های راستالغز عمل کرده و در حال حاضر نیز فعالند و نقش مهمی در حرکات زمینساختی جوان دارا هستند .
این گروه خود به دو دسته تقسیم می شود . دسته اول ، سامانه گسل های امتداد لغز راستگرد با روند ENE-WSW که در نواحی خاوری و مرکزی کپه داغ ( ناحیه قوچان – بجنورد ) وجود دارند .
دسته دوم ، سامانه گسل های امتداد لغز چپگرد با روند NE-SW که در بخش باختری قرار دارند .
قسمت عمدهخ سامانه گسلی اخیر در بخش ترکمنی کپه داغ واقع شده است . این دو دسته گسله امتداد لغز جزئی از سامانه گسل اصلی کپه داغ ( گسل عشق آباد ) می باشند که تحت آرایش ریدل (Riedel ) شکل گرفته اند (Lyberis & Manby 1999 ) .
شواهد گوناگون نشان می دهد که حضور گسل عشق آباد به عنوان یک ساختار فعال شده در حاشیه حوضه ، الگوی دگرشکلی را کنترل می‌کند .
سامانه گسل های امتداد لغز

گسل اصلی کپه داغ (Main fault zone ) با طول 350 کیلومتر در راستای N120 بیانگر مرز بین کپه داغ و پلت فرم قراقوم (Karakum ) است . حفاری های انجام شده در راستای این گسل نشان می دهد که گسل عشق آباد یک گسل معکوس پرشیب یا راندگی با شیب به سمت جنوب است که 7-10 کیلومتر جابجایی معکوس دارد Lyberis & Manby 1999 )
سازوکارهای کانونی موجود از کپه داغ نیز نشان دهنده یک گسل معکوس پرشیب با بردار لغزش شمال – شمال خاور هستند که به طور مورب نسبت به روند اصلی کپه داغ قرار می گیرد (Priestly et al.1994 ) ارتباط زاویه ای بین گسل عشق آباد و جهت فشارش در گستره با یک مکانیسم معکوس – راستگرد برای این گسل همخوانی دارد . این ارتباط ها بیان می کنند که فعالیت لرزه ای عهد حاضر به وسیله تقسیم دگر شکلی به صورت حرکت راستگرد در طول گسل عشق آباد و فشارش شمالی – جنوبی در هر دو سمت گسل همراهی می شود .
گسل عشق آباد در سمت باختری خود چین ها را قطع کرده و در سمت خاوری با آنها موازی است . این گسل از سه تکه همپوشان تشکیل شده که هرکدام نسبت به دیگری مقداری جابجایی دارد (Rastsvetav 1966 , Krymus & Lykov 1969 )
پهنه همپوشانی به وسیله چین ها و راندگی های کوتاه با امتداد E-W مشخص
می‌گردد . طول تکه ها به ترتیب از سمت شمال باختر به جنوب خاور کوتاه تر می‌شود .
هر تکه گسله در انتهای جنوب خاوری به سمت یک پهنه گسله با راستای NNW-SSE خمیدگی پیدا کرده و به درون گستره کوهستانی گسترش می یابد . بنابراین تکه میان دو گستره Kazanjik وKizyl Arvat به یک پهنه گسلی که از نزدیکی بجنورد عبور می‌کند خمیده می شود . به همین ترتیب تکه مابین Kizyl Arvat و Bakharden به پهنه گسلی که از باخاردن تا قوچان گسترش یافته ، خمیدگی پیدا می‌کند و تکه مابین باخاردن و عشق آباد به پهنه گسلی که از نزدیکی کبکان ( جنوب خاور درگز ) عبور می‌نماید ، خمیدگی پیدا می‌کند (Tchalenko 1975 ) به سمت انتهای شمال باختر کپه داغ گسل عشق آباد کور یا پنهان (blind ) می شود (Lyberis & Manby 1999 ) و در عوض دنباله آن در جنوب خاور ، ناحیه سرخس ، به صورت یک خطواره قابل ردیابی است . برای پهنه گسل اصلی کپه داغ ، اندازه گیری میزان جابجایی تونل قنات ها ، نشان دهنده نرخ جابجایی راستگرد حدود year /mm 3-8 است ( Trifonov 1971 )
یک حوضه باریک و طولی در راستای NW-SE که حد فاصل کپه داغ با رشته کوه های الاداغ بینالود است به عنوان خطواره ترک – کشف رد یا مشهد – قوچان نامیده می‌شود . این حوضه تقریبا به موازات گسل اصلی کپه داغ بوده و نشانگر یک ساختار اصلی پی سنگی ( از نوع گسل نرمال ) می باشد که بر روی نقشه های ژئوفیزیک هوایی نیز به وضوح قابل روئیت است .

چین خوردگی های رشته کپه داغ توسط یک سامانه گسلی Post –Alpine بریده و جابجا شده است . ( 1975 ) Tchalenko ، از این گسل های امتداد لغز تحت عنوان
« سامانه گسله مورب » (Diagonal fault system ) یاد می‌کند که اساسا شامل گسل‌های راستگرد با امتداد ENE-WSW و چپگرد با راستای NE-SW می باشد و در بعضی با راندگی های فرعی E-W همراه می‌شوند .
گسل های راستگرد ENE-WSW ( با امتداد میانگین N150 ) در بخش خاوری کپه داغ قرار دار ند و به صورت منفرد یا پهنه های گسله با طولی در حدود 150 کیلومتر دیده می‌شوند و در پایانه جنوب خاوری به سمت خطواره اترک – کشف رود ( خاور ) خمیدگی پیدا می کنند . این خصوصیت می تواند بیانگر وابستگی این گسل ها از نقطه نظر ساختاری به عناصر بنیادی مذکور باشد (Tchalenko 1975 ) خمش پایانه جنوب خاوری این دسته گسل ها به سمت خاور ، باعث تغییر در مکانیسم آنها از امتداد لغز به راندگی می شود .
عملکرد این گسل ها باعث جابجایی چین ها در پهنه وسیعی گردیده است . مهمترین این گسل ها در طول و میزان جابجایی ، در پهنه قوچان – رباط ( قوچان – باخاردن ) قرار دارند که هم از لحاظ ساختاری و هم لرزه خیزی از عناصر اصلی گستره کپه داغ به شمار می روند .
از مهمترین آنها می توان به گسل باغان اشاره کرد که طولی در حدود 75 کیلومتر در ایران دارد و باعث جابجایی چین هادر حدود 8 کیلومتر شده است . این گسل از دیدگاه لرزه ای نیز فعال است به طوری که در زمینلرزه 1 مه 1929 قوچان ، تمام طول آن دچار گسیختگی گردید ( آمبرسیز و ملویل 1982 ، 1975 Tchalenko )
گسل های امتداد لغز NE-SW ( با راستای میانگین N050 ) عمدتا در قرا قلعه kara kala در بخش باختری کپه داغ و در خاک ترکمنستان واقع شده اند . سازو کار آنها چپگرد است و طولی کوتاه تر و جابجایی کمتری از گسل های راستگرد دارند . در ایران ، این دسته از گسل ها در شمال مراوه تپه و شمال باختر آشخانه وجود دارند .
به نظر می رسد آغاز حرکت در راستای سامانه گسل های امتداد لغز ، زمانی در پلیوسن باشد ( Krymus &Lykov 1969 ,Val’be et al.1970 ) یعنی تقریباً همزمان با چین خوردگی .
بررسی های صحرایی نشان می دهد که برخی از سطوح گسلی در سامانه گسل های امتداد لغز راستگرد ، دارای چند دسته خط خش راستالغز هستند ، به گونه ای که پرشیب ترین آنها موازی لایه بندی است ( نواب پور و همکاران 1382 ) این خصوصیت می تواند بیانگر گسلش همزمان با چین خوردگی باشد .
نمونه های واضحی از سامانه گسل های NE-SW , NNW – SSE در موقعیت های همیوغ وجود دارد که گاهی نیز با راندگی های کوچک W-E همراه هستند ، که همگی اشاره به یک منشا مشترک و همزمان برای همه این ساختار دارند ( 1975 Tchalenko ) مطالعات انجام شده بر روی بسیاری از این گسل ها نشان دهنده فعالیت حال حاضر آنها است .
پهنه گسلی قوچان – رباط
پهنه گسلی قوچان – رباط ( قوچان – باخاردن ) در ناحیه ای به عرض 50 کیلومتر با روند NNW – SSE در شمال باختر قوچان تا شمال شیروان قرار گرفته است . طول این پهنه در ایران حدود 100 کیلومتر است . این پهنه متشکل از حدود 10 گسل راستالغز راستگرد است که در راستای شمال – شمال باختر و به موازات یکدیگر قرار گرفته و باعث جابجایی محور چین ها گردیده اند .
گسل های این پهنه که پس از چین خوردگی و یا تقریباً همزمان با آن فعال شده اند ، بلوک باختری را نسبت به خاور ، در حدود 30 کیلومتر به سوی شمال باختر جابجا کرده است ( نواب پور و همکاران 1382 ) . افشار حرب (13739 نیز با استفاده از یک ناودیس خاوری – باختری باریک و طویل که در هسته آن سازند آبدراز حفظ شده است ، میزان جابجایی این پهنه حدود 3-6 میلیمتر در سال خواهد بود . بیشترین میزان جابجایی کلی در راستای گسل باغان روی داده و در حدود 8-7 کیلومتر است .
گسل باغان یکی از مهمترین گسل های پهنه کپه داغ است . طول این گسل در ایران در حدود 75 کیلومتر است که از شمال فاروج ( خاور شیروان ) تا مرز ایران و ترکمنستان ادامه یافته است .
امتداد این گسل به صورت یک خطواره کاملاً واضح بر روی تصاویر ماهواره ای و عکس های هوایی قابل روئیت است . گسل باغان در طول مسیر خود آبراهه ها و پشته‌های متعددی را قطع و جابجا کرده است . در یک مورد خاص ،رودخانه کرگانلی که از پهنه کوهستانی به سمت دشت شیروان در جریان است ، در محل برخورد با گسل باغان ، جابجایی راستگرد در حدود 1 کیلومتر پیدا کرده است .
در پی رخداد زمینلرزه 1 مه 1929 تمام طول این گسل از روستای سکه در دشت قوچان – شیروان تا زیدر و جعفرآباد در مرز ایران – ترکمنستان دچار گسیختگی گردید . این گسیختگی وضعیت آشکاری از حرکت راستالغز نشان ندادو تنها بخش شمال خاوری نسبت به جنوب باختری دچار برپایی گردید ( آمبرسیز و ملویل 1982 ، ( 1975 Tchalenko )
انتهای جنوبی گسل باغان در دشت قوچان – شیروان به طور مستقیم امتداد نیافته و به نظر می رسد که به سمت جنوب خاور تغییر جهت می دهد . این تغییر جهت باعث تغییر در سازوکار از راستالغز به معکوس یا راندگی می شود . این نوع پایانه گسلی ، یک پی آمد ضروری گسل های راستا لغز است که در دیگر سامانه های امتداد لغز از جمله شرق ایران به وضوح دیده می شود .
در بسیاری از موارد این گسل ها به صورت راندگی های پنهان وجود دارند . جابجایی گسل های راندگی که از گسل های راستالغز منشعب می گردند ، با فاصله از آن کاهش می یابد ( Walker et al.2003 ) به عنوان مثال می توان به راندگی سفید آبه که از پایانه شمالی گسل راستگرد زاهدان به سمت شمال باختر منشعب شده اشاره کرد
( Berberian et al2000 ) و یا گسل نوزاد که از انتهای شمالی سامانه گسل پورنگ به سمت شمال باختر منشعب می شود (Berberian et al 1999 )
فرازش و کج شدگی رسوبات نئوژن در انتهای گسل باغان را شاید بتوان به عملکرد راندگی منشعب از آن ارتباط داد . این فرازش و کج شدگی باعث ایجاد حوضه های فرعی در بین برجستگی های ساختاری شده است . همچنین امکان حضور یک گسل انشعابی دیگر در ادامه گسل باغان به سوی جنوب وجود دارد ، یعنی در جایی که رسوبات جوان مجدداً دچار کج شدگی و چین خوردگی شده اند . وجود چند گسل راندگی منشعب ، می تواند بیانگر رشد طولی گسل امتداد لغز در طی زمان باشد
( Berberian et al .2000 ) با توجه به نقش گسل های امتداد لغز درون قاره ای در موقعیت های همگرا ، که یکی از آنها تقسیم همگرایی مایل به مولفه امتداد لغز و راندگی است ( Berberian et al .2000 ) وجود چنین ساختارهایی در این بخش از کمربند فعال کپه داغ ، دور از انتظار نیست .
پهنه مهلرزه ای پسلرزه 13 ژوئیه 1929 (mb=5.7 ) دقیقا با محل گسل های راندگی مطابقت می نماید این موضوع موید این نکته است که شاید رویداد این زمینلرزه در ارتباط با جنبش در راستای گسل های راندگی یا راندگی پنهان باشد .
امکان رخداد فرآیند تقسیم دگر شکلی به صورت گسلش امتداد لغز و راندگی در پایانه ، در دیگر گسل های پهنه قوچان – رباط وجود دارد . گسل خبوشان ، یکی دیگر از گسل های اصلی پهنه قوچان – رباط است که در خاور گسل باغان قرار گرفته است . این گسل نیز سرتاسر پهنه کپه داغ را قطع کرده است ولی جابجایی کلی کمتری نسبت به گسل باغان دارد .
گسل خبوشان در هر دو انتهای شمالی و جنوبی خود به گسل چاپانلو که در باختر آن قرار دارد نزدیک می شود و امکان دارد در دشت به هم پیوسته و یکی شوند . به نظر می رسد دگرشکلی های شمال باختر قوچان در رسوبات نئوژن و کواترنری بر اثر عملکرد دنباله گسل خبوشان در دشت باشد . یک گسل راندگی که از پایانه گسل خبوشان منشعب شده ، می تواند باعث کج شدگی و یا جین خوردگی رسوبات جوان گردد .
فعالیت جوان و عهد حاضر گسل های پهنه قوچان – رباط با توجه به دلایل ساختاری و مورفولوژیکی و نیز وقوع زمینلرزه های متعدد ، قطعی باشد .نکته قابل توجه نحوه این فعالیت نوزمینساختی است که شناخت آن از اهمیت بالایی برخوردارد است . در این مورد ادامه مطالعات بیشتر جهت شناخت دقیقتر جزئیات و نحوه علمکرد این ساختارها لازم به نظر می رسد .
نتیجه گیری : 
پهنه قوچان – رباط یک پهنه فعال گسلی با ویژگی های نوزمینساختی و لرزه زمینساختی ویژه است . شواهد نشان می دهد که بخش عمده گسل های اصلی این پهنه فعال بوده و از توان بالایی در لرزه زایی برخوردارند . الگوی تقسیم دگر شکلی در راستای این گسل ها ، همانند دیگر سامانه های امتداد لغز مشابه ، به صورت جنبش راستالغز در طول گسل و راندگی در پایانه های گسل می باشد . مطالعه و بررسی دقیق دگر شکلی رسوبات جوان و پدیده های ژئومورفولوژیکی همراه آن ، روشن گر الگو و عامل دگر شکلی ها می باشد .
وجود تغییر شکل در رسوبات جوان نئوژن و کواترنری دشت قوچان – شیروان ، می تواند حاکی از فعالیت گسل راندگی ، در پایانه گسل های اصلی راستالغز باشد . در این خصوص امکان وجود راندگی ها به صورت پنهان در زیر پوشش رسوبی دگر شکل شده وجود دارد . این گونه راندگی ها همان طور که در دیگر نقاط کشور مخصوصا شرق ایران مشاهده کرده ایم ، توان بالایی در لرزه خیزی از خود نشان می‌دهند. درک صحیح از خصوصیات ، نحوه فعالیت و نوع عملکرد این ساختارهای فعال ، منوط به شناخت کامل و دقیق آنهاست که از اهمیت بالایی برخوردار می باشد .
نویسنده : 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