پایان نامه ارزیابی خطر سونامی از طریق مدل سازی عددی گسلش شاخه ای برای منطقه فرورانش مکران

پایان نامه - کارشناسی ارشد

ژئو فیزیک - زلزله شناسی

زمستان   1392

چکیده

در این تحقیق اثر گسل شاخه ای در یک زون فرورانش روی امواج سونامی با استفاده از مدل سازی عددی از امواج سونامی مورد مطالعه قرار گرفته است. برای انجام مدل سازی، ناحیه ی فرورانش مکران در شمال غربی اقیانوس هند را در نظر گرفتیم. ناحیه ی فرورانش مکران به وسیله ی صفحه ی عربستان به سمت شمال به زیر صفحه ی اوراسیا شکل گرفته است. این ناحیه از شرق، از تنگه ی هرمز در ایران تا به نزدیکی کراچی در پاکستان با طولی حدودی 900کیلومتر گسترش یافته است. انتخاب ناحیه ی مکران برای مطالعه دو دلیل دارد، اولاً شواهدی ارائه شده که ممکن است، یک گسل شاخه ای باعث بالا روی بزرگ مشاهده شده در میدان نزدیک در حین زمین لرزه و سونامی 27 نوامبر 1945 باشد. و دومین دلیل، مطالعاتی است که حضور گسل شاخه ای در ناحیه ی فرو رانش مکران را با استفاده از پروفیل های بازتابی دو بعدی نشان می دهد. به علاوه ناحیه ی مکران یکی از بزرگ ترین منشور برافزاینده روی زمین با ضخامت رسوبات در حدود 7 کیلومتر می باشد و احتمال زیادی برای انشعاب گسل شاخه ای حین زمین لرزه های بزرگ در این منطقه ی فرورانش وجود دارد. بنابرین انشعاب گسل های شاخه ای یک موضوع نگران کننده ای در ناحیه ی فرورانش مکران است و احتما ل دارد که این پدیده در زلزله های بزرگ مناطق فرو رانش در این ناحیه روی دهد. ما اثر گسلش شاخه ای را در امواج سونامی به صورت کمی بررسی کردیم ما مدل عددی زلزله ی بزرگ و سونامی متعاقب آن را در ناحیه ی فرو رانش مکران همراه با گسل شاخه ای و بدون گسل شاخه ای در نظر گرفتیم. از مدل Geowave جهت مدل سازی سونامی استفاده کردیم و نشان دادیم که انشعاب یک گسل شاخه ای از مرز صفحه ی فرو رانش در طول زمین لرزه های بزرگ می تواند به طور محلی ارتفاع موج را 5/1 برابر افزایش دهد.

کلمات کلیدی: گسل شاخه ای، سونامی، ناحیه فرورانش مکران، مدل سازی عددی، زمین لرزه

مقدمه

سونامی همواره به عنوان یکی از سهمگین ترین بلایای طبیعی در طول تاریخ مطرح بوده است. که اکثر نواحی ساحلی در حاشیه ی اقیانوس ها را تهدید می کند. بر اساس گزارش برنارد تنها از سال1850میلادی بدین سو، سونامی موجب مرگ بیش از 450000 نفر و وارد آمدن میلیاردها دلار خسارت به نواحی ساحلی در سر تا سر جهان شده است. سونامی بزرگ 26 دسامبر سال 2004 در منطقه اقیانوس هند که حدود 230000 کشته بر جای نهاد، به عنوان مخرب ترین و بدترین حادثه ثبت شده سونامی در طول تاریخ به شمار می رود. با توجه به اینکه در اکثر نقاط جهان داده های قابل اعتماد زمین لرزه تنها تا حدود صد سال قدمت دارد و مطالعات تاریخی و دیرینه سونامی شناسی گاهی اطلاعاتی در مورد تاریخچه حوادث زمین لرزه و سونامی در اختیار قرار می دهند ولی چنین اطلاعاتی معمولاً فاقد جزئیات لازم می باشد، در نتیجه موجب می شود که خطر وقوع زمین لرزه های بزرگ و سونامی زا در بعضی از نواحی فرورانش به درستی تشخیص داده نشود. یکی از نواحی فرورانش جهان در سواحل جنوبی ایران و پاکستان به نام منطقه فرورانش مکران واقع شده است. در 28 نوامبر سال 1945 یک زمین لرزه بزرگ که بزرگای گشتاور آن 1/8 تخمین زده شده است در این ناحیه اتفاق افتاد که منجر به ایجاد امواج سونامی و باعث مرگ 4000 نفر در این منطقه شد. با توجه به سوابق موجود، منطقه مکران به لحاظ زمین ساختی توانایی ایجاد زمین لرزه های بزرگ سونامی زا را داشته لذا خطر سونامی ناشی از این منطقه برای سواحل جنوبی ایران یک خطر جدی به شمار می رود. در اولین جلسه گروه هماهنگی بین الدولی جهت توسعه سیستم هشدار سونامی منطقه اقیانوس هند که توسط کمیسیون بین الدولی اقیانوس شناسی وابسته به یونسکو در تاریخ 8-3 مارس سال 2005 در پاریس برگزار شد، منطقه مکران به طور رسمی به عنوان یکی از اصلی ترین نواحی سونامی خیز اقیانوس هند مورد شناسایی قرار گرفت در این همایش مقرر گردید که کشور ایران در جهت توسعه ی سیستم هشدار سونامی در منطقه مکران با کشور های منطقه همکاری نماید. وقوع سونامی مانند دیگر بلایای طبیعی قابل جلوگیری نیست ولی با استفاده از مجموعه ای از اقدامات می توان آسیب های مالی و جانی احتمالی ناشی از آن را کاهش داد از جمله مهمترین اقدامات که در این راستا می توان انجام داد عبارتند از تحلیل خطر و ریسک سونامی است. خطر سونامی معمولا با توجه به پارامتر حداکثر بالاروی عمودی و افقی امواج سونامی در خط ساحلی سنجیده می شود. در این راستا، استفاده از پارامتر بالا روی قائم برای ارزیابی خطر سونامی بیشتر مرسوم است. بدیهی است که با افزایش مقدار بالا روی امواج خطر سونامی نیز افزایش می یابد به طور کلی مقدار بالا روی عمودی امواج بیش از یک متر می تواند خطرناک باشد. میزان بالاروی قائم امواج در خط ساحلی شدیداً تابع تغییرات عمق آب اقیانوس در نواحی نزدیک ساحل، توپوگرافی منطقه و نیز شکل خط ساحلی می باشد. از آن جایی که توپوگرافی و عمق آب اقیانوس در مناطق مختلف با یکدیگر متفاوت می باشد، مقدار بالا روی مورد انتظار از زمین لرزه ای با مشخصات یکسان، می تواند به طور قابل توجهی از منطقه ای دیگر تفاوت داشته باشد. ضمناً مسئله دیگری که در بالای روی امواج موثر است منابع سونامی زای ثانویه شامل زمین لغزش های زیر دریایی و گسلش شاخه ای است. مسئله گسلش شاخه ای معمولا در نواحی فرو رانش دنیا در اثر وقوع زمین لرزه های بزرگ رخ می دهد. در حقیقت گسلش شاخه ای یکی از راه های تخلیه ی انرژی زمین لرزه به طور محلی در هنگام وقوع زمین لرزه های بزرگ می باشد. که به طور محلی موجب افزایش شدید بالا آمدگی کف اقیانوس شده است که باعث افزایش قابل توجه بالا روی امواج سونامی در سواحل نزدیک به این نقاط می گردد. طی سونامی 26 دسامبر 2004 در برخی نقاط ساحلی، میزان بالاروی امواج ناشی از سونامی و سرعت جریان آب، بسیار بیشتر از مقادیر مورد انتظار از سونامی های زمین ساختی بوده است. بررسی های صورت گرفته توسط محققین نشان داد که منابع ثانویه به خصوص گسلش شاخه ای، نقش مهمی در جهت افزایش قابل توجه بالاروی امواج در میدان نزدیک ایفا کرده است. بنابراین با توجه به مطالعات صورت گرفته در خصوص حضور گسل های شاخه ای در منطقه مکران و شناسایی گسل های شاخه ای در این منطقه انجام شده است، و  تجربیات بین المللی، مدل سازی گسلش شاخه ای با استفاده از پارامترهای واقعی گسل های شاخه ای در منطقه مکران ضروری به نظر می رسد.

فصل اول

کلیات-١- مقدمه

فرضیه زمین ساخت ورقه ای [1]بر مبنای مدل زمین است، با وجود تعدادی ورقه لیتوسفری به ضخامت 70 تا 250 کیلومتر مشخص می شود، روی لایه ویسکوز زیرین که آستنوسفر[2] نامیده می شود شناورند این ورقه ها کل سطح زمین را می پوشانند، شامل قاره ها و بستر دریاها می شوند. با سرعت بیش از 10 سانتی متر در سال نسبت به هم حرکت می کنند. ناحیه ای که در آن دو ورقه در تماس با یکدیگر قرار می گیرند مرز ورقه نامیده می شوند. شیوه حرکت یک ورقه نسبت به دیگری نوع مرز را تعیین می کند.

-٢- مرز های صفحات تکتونیکی

١-٢-١- مرزهای واگرا

جایی که صفحات از یکدیگر جدا شده و سبب حرکت مواد از گوشته زمین به طرف بالا شده و به این ترتیب کف اقیانوس جدید تشکیل می شود.

 ١-٢-٢- مرز گسل های راستالغز

جایی است که صفحات بدون تخریب سنگ کره از کنار هم می لغزند. بوسیله ی گسل های راستالغز پوسته ساخته شده در محل بلندی های میان اقیانوسی به محل تخریب آنها یعنی دراز گودال های اقیانوسی انتقال می یابد.

١-٢-٣- مرز های همگرا

جایی که صفحات به طرف یکدیگر حرکت می کنند در نتیجه یکی از قطعات سنگ کره در ضمن فرورانش یک صفحه به زیر صفحه مقابل به داخل گوشته رفته و هضم می شود. گرچه تمام مناطق همگرا عموماً مشابه یکدیگرند ولی نحوه برخورد صفحات غالباً به مواد سازنده پوسته بستگی دارد. برخورد ممکن است به یکی از صورت های زیر باشد:

١-٢-٣-١– اقیانوسی – اقیانوسی

در صورتی که هر دو صفحه اقیانوسی باشد، صفحه پیرتر چگالتر و سنگین تر است، به زیر صفحه جوان تر که نسبتاً سبک تر است، می لغزد و منطقه فرورانش را بوجود می آورد.

١-٢-٣-2- اقیانوسی – قاره ای

در این حالت صفحه اقیانوسی سنگین تر از صفحه قاره ای است، بنابراین صفحه اقیانوسی به زیر صفحه قاره ای می لغزد و در نتیجه صفحه سنگین تر دچار انحنا شده و با شیب تند به سمت مرکز زمین حرکت می کند. در اثر این حرکت، معمولا در نواحی فرورانش یک گودال اقیانوسی به طول صدها کیلومتر، عرض ده ها کیلومتر و عمق چند کیلومتر، پدید می آید. در ضمن بسیاری از نواحی فرورانش با فعالیت های آتشفشانی همراه هستند. مرزهای همگرا که در آن یکی از صفحات در حال همگرایی اقیانوسی باشد، فرورانش نامیده می شود.

 ١-٢-٣-٣- قاره ای – قاره ای

هنگامی که صفحه اقیانوسی به زیر سنگ کره قاره ای فرورانده می شود، رشته کوهی از نوع آند بر لبه قاره شکل می گیرد. اگر صفحه فرورونده نیز شامل سنگ کره قاره ای باشد، تداوم زیر راندگی، سبب همگرایی قاره ها می شود و سرانجام آنها را در کنار هم قرار می دهد. ورود سنگ کره قاره ای به ژرف ناوه، سبب برخورد با قاره ی بالایی می شود ،حرکت نسبی سریع، باز می ایستد و بر اثر کوتاه شدگی پوسته، رشته کوهی برخوردی بوجود می آید]  1 .[

١-٣- لرزه خیزی ناحیه فرورانش[3]

با توجه به فعالیت زمین شناسی شدید در مناطق فرورانش، این نواحی منشأ زمین لرزه های بزرگ و مخرب در جهان شناخته می شوند. واضح است که پدیده فرورانش موجب لرزه خیزی منطقه می شود از میان انواع تشکیلات زمین ساختی، بزرگترین زمین لرزه ها مختص نواحی فرورانش است. سه دسته فعالیت لرزه ای در منطقه فرورانش اتفاق می افتد. اولین دسته واکنش بین دو صفحه لیتوسفر همگرا است. به طور معمول یک صفحه اقیانوسی تحت زاویه ١٠ تا ٣٠ درجه خم شده و به زیر صفحه رویی فرو می رود که در آن لغزش اصطکاکی اتفاق افتاده و تولید لرزه خیزی می کند. بزرگترین زمین لرزه ها در طول این منطقه تماسی اتفاق می افتد. گروه دوم لرزه خیزی به تغییر شکل داخلی در صفحه رویی مرتبط است که معمولا به کشش پشت کمانی یا فشارش صفحه رویی وابسته است. گروه سوم با تغییر شکل داخلی در صفحه فرورونده سرو کار دارد که از برخورد صفحه فرورونده با گوشته اطراف نتیجه می شود ]1[. پاچکو و سیکس[4]] 2  [با بررسی گشتاور لرزه ای همه زمین لرزه های بزرگ (بزرگای بیش از ٧) رخ داده در ١٠٠ سال اخیر در سرتاسر جهان نشان دادند که حدود ٩٠ درصد از گشتاور آزاد شده در اثر این زمین لرزه ها مربوط به زمین لرزه هایی است که در نواحی فرورانش تولید شده است. بررسی ها نشان می دهد نواحی فرورانش در مرز صفحات تکتونیکی در جایی که صفحه اقیانوسی به زیر صفحه قاره ای فرورانش می کند، منشأ اصلی زمین لرزه های سونامی زا است] 3[.

Abstract

In this paper, the effect of splay faulting in a subduction zone on tsunami waves will be studied using numerical modelling of tsunami waves. As a case study, the Makran subduction zone (MSZ) at the north-western Indian Ocean will be considered for our modelling efforts. the MSZ is formed by the northward subduction of the Arabian plate beneath the Eurasian one. This zone extends east from the Strait of Hormoz in Iran to near Karachi in Pakistan with a length of about 900  km. The reasons that we have chosen the MSZ for our case study are twofold: firstly, presented evidence that a splay fault may have been responsible for the huge runup heights observed in the near field during the Makran earthquake and tsunami of 27 of November, 1945, and secondly, showed that many splay faults are present in the MSZ using 2-dimensional seismic reflection profiles. In addition, the Makran region has one of the largest accretionary wedges on the earth with an extreme sediment thickness of about 7 km indicating a high probability for splay fault branching due to large subduction earthquakes. Therefore, it can be seen that splay fault branching is a matter of concern in the MSZ and it is likely that this phenomenon occur during large subduction earthquakes in this region. As a result, the possible effect of splay fault branching on tsunami waves should be taken in to account for any tsunami hazard assessment in this region. Here, to quantitatively evaluate the effect of splay faulting on tsunami waves, we numerically model a large earthquake and the consequent tsunami in the MSZ twice: with and without considering a splay fault branching. The numerical model GEOWAVE was used for modelling tsunami. We showed that the branching of a splay fault from the plate boundary during large subduction earthquakes can locally increase the maximum wave height by nearly a factor of 1.5.

Key words: splay fault , Tsunami , Makran subduction zone , numerical modelling tsunami , earthquake

فهرست منابع

]1[. ترجمه اخروی،ر،(1390)،مبانی زمین شناسی،انتشارات مدرسه،چاپ دوازدهم،تهران ایران،391صفحه.

[2].  Pacheco, J.F. & Sykes, L.R. (1992)."Seismic Moment Catalog of Large Shallow Earthquakes", 1900-1989. Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 82, pp. 1306-1349.

[3]. Satake, K. and Tanioka, Y., )1999( "Source of Tsunami and Tsunamigenic Earthquakes in Subduction Zones", Pure and Applied Geophysics, Volume 154, Issue 3-4, 467-483

[4]. Mokhtari, M., Abdollahie Fard, I., and Khaled Hessami, H. (2008)."Structural elements of the Makran region, Oman sea and their potential relevance to tsunamigenisis". Natural Hazards, 47, pp. 185-199.

[5]. Stoneley,R.,(1974),"Evolution of the continental margins bounding aformer Tethys". In:The Geology of continental Margins,Springer,New York,N. Y., C.A. Burk and C.L.Drak (Eds.). pp. 889 903.

[6]. Farhoudi, G., Karig,D.E.,(1977),"The Makran of Iran and Pakistan as an active arc system". Abstract, EOS Transactions, American Geophysical Union 58, 446.

[7]. Sherarman, D.J., (1977),"The geological evolution of southern Iran, the report of the Iranian Makran expedition". Geographical  Journal 142, 393  410.

[8]. Quittmeyer, R. C. & Jacob, K. H. (1979)." Historical and modern seismicity of Pakistan, Afghanistan, northwestern India, and southeastern Iran". Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 69, p.p. 773-823.

[9]. Page, W. D., Alt, J. N., Cluff, L. S. and Plafker, G., ( 1979) "Evidence for the Recurrence of Large-Magnitude Earthquakes along the Makran Coast of Iran and Pakistan", Tectonophysics, Vol. 52, 533-547

[10]. Stocklin, J., (1974)."Possible ancient continental margins in Iran, in The Geology of Continental Margins", pp. 887-873, eds Burk, C.A. & Drake, C.L., Springer-Verlag, New York.

]11[. حیدرزاده، م.، دولتشاهی پیروز، م.، حاجی زاده ذاکر، ن.، و مختاری، م.، ( 1386 )، "بررسی تاریخچه وقوع سونامی و ارزیابی پتانسیل سونامی خیزی منطقه فرورانش مکران در سواحل دریای عمان "،پذیرفته شده جهت چاپ در فصلنامه علمی و پژوهشی علوم زمین.

[12]. Vernant, Ph., Nilforoushan, F., Hatzfeld, D., Abbasi, M. R., Vigny, C., Masson, F., Nankali, H., Martinod, J., Ashtiani, A., Bayer, R., Tavakoli, F. and Chery, J., (2004)" Present-Day Crustal Deformation and Plate Kinematics in the Middle East Constrained by GPS Measurements in Iran and Northern Oman", Geophys. J. Int., Vol. 157, 381-398.

[13]. Heidarzadeh, M., Pirooz, M. D., Zaker, N. H. and Mokhtari, M. (2006). "A Tsunami warning system for Iranian vulnerable coastlines along the Indian ocean." First Disaster Management Conference, 26-27 December Tehran, Iran.

 [14]. Masson,J.,Vernant,P.,Tavakoli,F.,and Ghafory-Ashtiani,M.,(2005)."Seismic versus aseismic deformation in Iran inferred fram earthquake and geodtic data",Journal Geophys Int, v.160,P.217-226.

[15]. Byrne, D. E., Sykes, L. R. Davis, D. M.,( 1992)." Great Thrust Earthquakes and Aseismic Slip along the Plate Boundary of the Makran Subduction Zone", Journal of Geophysical Research, Vol. 97, No. B1, 449-478

[16]. Sato, R., (1971)." Crustal deformation due to dislocation in a multi-layered medium", J. Phys. Earth 19, 31-46

[17]. Snead, R.E.,(1966). "Recent morphological changes along the coast of west Pakistan".Annalsof the Association of

[18]. Grando, G. and McClay K., (2006)."Morphotectonics domains and structural styles in the Makran accretionary prism,offshore Iran", Sedimentary Geology, Article in Press

]19[. شادمنان، ن ،شمالی ، ظ و میرزایی، ن،(1390 )"بررسی ساختار سه بعدی سرعت گوشته بالایی و تغییرات عمق موهو در منطقه مکران" ،مجله فیزیک زمین و فضا،دوره 37، شماره 2، 1390، صفحه 153-169.

[20]. Zarifi .Z. (2006)."Unusual subduction zones: Case studies in Colombia and Iran". Ph.D. thesis, University of Bergen.

[21]. Ambraseys, N. N. and Melville, C. P., (1982)."A History of Persian Earthquakes", Cambridge University Press,

]22[.آقانباتی،سید علی.(1383).زمین شناسی ایران.انتشارات سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدن. تهران. ایران. 520 صفحه.

]23[. رشیدیان،آرمین. (1392). تعیین دگر شکلی جنبا در جنوب خاوری ایران(ناحیه مکران) با استفاده از اندازه گیری های دائمی GPS. پایان نامه کارشناسی ارشد. پژوهشگاه بین المللی زلزله شناسی ومهندسی زلزله.

 [25]. Synolakis, C. E., (2003). "Tsunami and Seiche", CRC Press, Boca Raton, Florida, USA

[26]. NOAA   http://www.noaa.gov

]27[. برگی، خسرو(1379).، " اصول مهندسی دریا"، موسسه انتشارات و چاپ دانشگاه تهران، چاپ اول

[28]. Satake,k.,Okal, E.A.,and Borrero,J.Cs,(2008),"tsunami and its hazard in the Indian and Pacific Oceane":Introduction.Pure and Applied Geophysics 164,249 259.

[29]. Synolakis, C.E.,(2006). "Hydrodynamic observations during the 2004 megatsunami. Earthquake" Spectra 22 (S3)

[30]. Gonzalez,F.I.,(1999),Tsunami!.Scientific American 280 (5), 56 65.

31[. حیدرزاده، محمد. (1388). مدل سازی عددی سونامی و بررسی خطر آن در ناحیه مکران در نواحی دور از ساحل جنوبی ایران و پاکستان رساله دکتری دانشگاه تهران.

]32[. فرهبد،امیرمنصور.(1383). مقیاس های اندازه گیری سونامی .پژوهشنامه زلزله شناسی ومهندسی زلزله شناسی سال هفتم شماره سوم و چهارم تهران : علمی.

[33]. Rastogi, B. K., and Jaiswal, R. K., (2006)." A Catalog of Tsunamis in the Indian Ocean, Science of Tsunami Hazard", Vol. 25, No.3, 128–143

[34]. Rochester, M. G.,( 1956)." The application of dislocation theory to fracture of the Earth's crust", M. A. Thesis, Univ. of Toronto, Toronto, Canada.

[35]. Steketee, J. A.,( 1958)."On Volterra's dislocations in a semi-infinite elastic medium", Can. J. Phys. 36,192.

[36]. Mansinha, L. and Smylie, D. E.,( 1971)." The Displacement Field of Inclined Faults", Bull. Seism. Soc. Am. 61, 1433–1440

[37]. Okada, Y.,( 1985)." Surface Deformation Due to Shear and Tensile Faults in a Half Space", Bull. Seism. Soc.Am. 75(4), 1135–1154

[38]. Ben-Menahem, A., S. J. Singh, and F. Solomon,( 1969)." Static deformation of a spherical Earth model by internal dislocations", Bull. Seism. SoP. Am. 59,813

[39]. Singh, S. J.,( 1970)."Static deformation of a multilayered half-space by internal sources", J. Geaphys. Res. 75, 3257-3263

[40]. Imamura, F., Yalciner, A.C., and Ozyurt, G.; (2006). "Tsunami modelling manual (TUNAMI model)", Revision due on APRIL.

[41]. Titov V.V., and Synolakis C.E.; (1998). "Numerical modeling of tidal wave runup", Journal of Waterway, Port, Coastal, and Ocean Engineering, 124(4), 157-171.

[42]. Titov, V.V., and Gonzalez, F.I.; (1997). "Implementation and testing of the Method of Splitting Tsunami (MOST) model", Contribution No. 1927 from NOAA/Pacific Marine Environmental Laboratory.

[43]. Shuto, N.; (1991). "Numerical simulation of tsunamis", In Tsunami Hazard, Bernard, E. (ed.), Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, The Netherlands, 171–191.

[44]. Synolakis, C.E., and Bernard, E.N.; (2006). "Tsunami science before and beyond Boxing Day 2004", Philosophical Transactions of the Royal Society A. Journal, 364, 2231-2265.

[45]. Kirby, J.T., Wei, G., Chen, Q., Kennedy, A. B., and Dalrymple, R. A.; (1998). "FUNWAVE 1.0, Fully nonlinear Boussinesq wave model documentation and user’s manual", Research Report No. CACR-98-06.

[46]. Chen, Q., Kirby, J.T., Dalrymple, R.A., Kennedy, B.A., and Chawla, A.; (2000). "Boussinesq modelling of wave transformation, breaking, and runup; II: 2D", Journal of Waterway, Port, Coastal, and Ocean Engineering, 126(1), 57-62.

[47]. Wei, G., Kirby, J.T., Grilli, S.T., and Subramanya, R.; (1995). "Fully nonlinear Boussinesq model for free surface waves; Part 1: Highly nonlinear unsteady waves", Journal of Fluid Mechanics, 294, 71-92, 1995.

[48]. Watts, P., Ioualalen, M, Grilli, S.T., Fengyan, S., and Kirby, J.T.; (2005). "Numerical simulation of the December 26, 2004 Indian Ocean tsunami using a higher-order boussinesq model", Ocean Waves Measurement and Analysis, Fifth International Symposium WAVES 2005, Madrid, Paper number: 221.

[49]. Watts, P., Grilli, S.T., Kirby, J.T., Freyer, G.F., and Tappin, D.R.; (2003). "Landslide tsunami case studies using a Boussinesq model and a fully nonlinear tsunami generation model", Hazards and Earth System Sciences Journal, 3(6), 391-402.

[50]. Lynett, P., and Liu, P. L.-F. A. (2003). "numerical study of submarine landslide- generated waves and runup", Proceeding of the Royal Society A, 458, 2885-2910, 2003.

[51]. Tinti, S., and Maramai, A. (1996). "Cataloge of tsunamis generated in Italy and in cotedوAzur , Francf: astep to wards a unified catalogue of tsunamis in Europe", Annali Di Geofisica, vol. xxxix , N.6.

 [53]. Okal, E. A., Synolakis, C. E., (2004), “Source Discriminants for Near-field Tsunamis”, Geophysical Journal  International, Vol. 158, 899–912.

[54]. Yalciner, A. C., Pelinovsky, E., Talipova, T., Kurkin, A., Kozelkov, A. and Zaitsev, A. (2004). “Tsunamis

in the Black Sea: comparison of the historical, instrumental, and numerical data.” Journal of Geophysical Research, Vol. 109, C12023.

[55].Heck, N.H.(1947). "List of seismic sea waves", Bull.Seism. Soc. Am., 37,269-286.

[56].Berninghausen, W. H., (1966). "Tsunamis and Seismic Seiches reported from regions adjacent to the Indian Ocean", Bull. Seism. Soc. Am., 56 (1), 69-74.

[57]. Murty TS, Rafiq M (1991) "A tentative list of tsunamis in the marginal seas of the north Indian Ocean".Nat Hazards 4(1):81–84

[58]. Murty TS, Bapat A (1999) "Tsunamis on the coastlines of India". Sci Tsunami Hazards 17(3):167–172

[59]. Dominey-Howes D., Cummins, P. and Burbidge, D.,( 2006)." Historic records of teletsunami in the Indian Ocean and insights from numerical modeling", Nat. Hazards, DOI 10.1007/s11069-006-9042-9

[60]. Pendse, C.G.; (1946). "The Mekran earthquake of the 28th November 1945", India Meteorological Department Scientific Notes, 10 (125), 141-145.

[61]. Plafker, G. (1972). "Alaskan earthquake of 1964 and Chilean earthquake of 1960: implications

for arc tectonics.", Journal of Geophysical Research, 77, pp. 901–923.

[62]. Ryan, H.F., & Scholl, D.W. (1989). "The evolution of forearc structures along an oblique

convergent margin, central Aleutian Arc.", Tectonics, 8, pp. 497–516.

[63]. Sykes, L.R., & Menke, W. (2006). "Repeat times of large earthquakes: implications for

earthquake mechanics.", Bulletin of the Seismological Society of America, 96, 5, pp. 1569–1596.

[64]. Fukao, Y. (1979). "Tsunami earthquakes and subduction processes near deep-sea trenches.", Journal of Geophysical Research, 84, pp. 2303–2314.

[65]. Park, J.-O., Tsuru, T., Kodaira, S., Cummins, Ph.R., & Kaneda,Y. (2002). "Splay fault branching along the Nankai subduction zone.", Science, 297, pp. 1157-1160.

[66]. Baba, T., Cummins, Ph.R., Hori, T., & Kaneda, Y. (2006). "High precision slip distribution of

the 1944 Tonankai earthquake inferred from tsunami waveforms: Possible slip on a splay fault", Tectonophysics, 426, 119–134, doi:10.1016/j.tecto.2006.02.015.

[67]. Cooke, M.L. (1997). "Fracture localization along faults with spatially varying friction.", Journal

of Geophysical Research, 102, B10, pp.22425-22434.

[68]. Poliakov, A.N.B., Dmowska, R., & Rice, J.R. (2002). "Dynamic shear rupture interactions with

fault bends and off-axis secondary faulting", Journal of Geophysical Research, 107, B11,

pp. 1-18.

[69]. Kame, N., Rice, J.R., & Dmowska, R. (2003). "Effects of prestress state and rupture velocity on

dynamic fault branching", Journal of Geophysical Research, 108, B5, pp. 1-21.

[70]. Fliss, S., Bhat, H.S., Dmowska, R., & Rice, J.R. (2005). "Fault branching and rupture

Directivity" , Journal of Geophisical Research 110, B06312, pp. 1-22.

[71]. Wang, K., & Hu., Y. (2006). "Accretionary prisms in subduction earthquake cycles: The theory

of dynamic Coulomb wedge", Journal of Geophysical Research, 111, B06410, pp. 1-16.

[72]. Bhat, H. S., R. Dmowska, J. R. Rice, and N. Kame (2004), "Dynamic slip transfer from the Denali to Totschunda faults, Alaska: Testing theory for fault branching", Bull. Seismol. Soc. Am., 94(6B), S202– S213.

[73]. Bhat, H.S., Olives, M., Dmowska, R., & Rice, J.R. (2007). "Role of fault branches in earthquake

rupture dynamics", Journal of Geophysical Research, 112, B11309, pp. 1-16.

[74]. Wendt, James; Oglesby, David D.; Geist, Eric L., (2009)، "Tsunamis and splay fault dynamics", Geophysical Research Letters 36.15

[75]. Cummins, P. R., and Y. Kaneda (2000), "Possible splay fault slip during the 1946 Nankai earthquake", Geophys. Res. Lett., 27, 2725 – 2728, doi:10.1029/1999GL0111

 [76]. Sunagawa, Y.,& Hayashi, D.,(2007), "Development of splay faults in the Nankai Accretionary prism", Bull. Fac. Sci., Univ. Ryukyus, No.84 :15-31

[77]. Schulson, E.M., Iliescu, D., & Renshaw, C.E. (1999). "On the initiation of shear faults during

brittle compressive Failure: A new mechanism", Journal of Geophysical Research, 104, B1, pp. 695-705.

[78]. Kanamori, H. (1977). "The energy release in great earthquakes.", Journal of Geophysical Research, 82, 20, pp. 2981-2987.

[79]. Plafker, G., Ward, S.N., Nishenko, S.P., Cluff, L.S., Coonrad, J., & Syahrial, D. (2007).

"Evidence for a secondary tectonic source for the cataclysmic tsunami of 12/26/2004 on NW Sumatra", Seismological Society of America, Annual meeting, Kona, Hawaii, April 11–13.

[80]. Sibuet, J.C., et al. (2007). "26th December 2004 great Sumatra–Andaman earthquake: Co–

seismic and post–seismic motions in northern Sumatra.", Earth and Planetary Science Letters, 263, pp. 88–103.

[81]. Cummins, Ph.R. ; & Kaneda, Y. (2000). "Possible splay fault slip during the 1946 Nankai

earthquake.", Geophysical Research Letters, 27, 17, pp. 2725–2728.

[82]. Sunagawa, Y., & Hayashi, D. (2007). Development of splay faults in the Nankai Accretionary

prism, Bull. Fac. Sci.,Univ. Ryukyus, 84 , pp. 15 -31.

[83]. Cummins, Ph.R., Hori, T., & Kaneda, Y. (2001). Splay fault and megathrust earthquake slip in the Nankai Trough, Earth Planets Space, 53, 243–248.

 ]84[. حیدرزاده، م.، دولتشاهی پیروز، م.، حاجی زاده ذاکر، ن.، و مختاری، م.، (1385)، "مدل سازی عددی سونامی محتمل در سواحل جنوبی ایران در حاشیه اقیانوس هند بخش اول: مدل سازی تولید و انتشار امواج سونامی" پذیرفته شده جهت چاپ در نشریه مهندسی عمران و نقشه برداری دانشکده فنی

]85[. روانگرد،سید ایوب. (1391). شناسایی گسل های فعال در منطقه فرورانش مکران (ساحل ایران) با استفاده از داده های زمین لرزه و لرزه نگاری بازتابی. پایان نامه کارشناسی ارشد. پژوهشگاه بین المللی زلزله شناسی و مهندسی زلزله

[86]. Peregrine, D.H.; (1967). "Long waves on a beach', Journal of Fluid Mechanics, 27, 815–827, 1967.

 [87]. Sandwell,D.T., Gille,S.T., and Smith, W.H.F., eds., (2002). "Bathymetry from Space : Oceanography, Geophysics, and Climate, Geoscience Professional Services, Bethesda, Maryland", June 2002, 24pp.,

[88]. Bayer R, Chery J, Tatar M, Vernant P, Abbassi M, Masson F, Nilforoushan F, Doerflinger E, Regard V, Bellier O (2006) Active deformation in Zagros–Makran transition zone inferred from GPS measurements. Geophys J Int 165:373–381

 [89]. Synolakis C. E., and Okal E. A.,(2005), "1992–2002: Perspective on a Decade of Post-Tsunami Surveys", in Tsunamis: Case Studies and Recent Developments, K. Satake (Editor), Advances in Natural and Technological Hazards research, Vol. 23, pp 1–30

[90]. Wells, D.L., & Coppersmith, K.J. (1994). "New empirical relationships among magnitude,

rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement.", Bulletin of

the Seismological Society of America, 84, 4, pp. 974–1002