Рифт Мертвого моря

Матеріал з Вікіпедії — вільної енциклопедії.
Перейти до навігації Перейти до пошуку
Карта Рифту Мертвого моря, що показує основні сегменти розломів і рух Аравійської плити відносно Африканської [1]за даними GPS

Система трансформаційних розломів Мертвого моря (англ. Dead Sea Transform, DST) або Рифт Мертвого моря — серія розломів, що прямують близько 1000 км від трійника Мараш (сполучення зі Східно-Анатолійським розломом на південному сході Туреччини) до північного кінця рифту Червоного моря (неподалік від південного краю Синайського півострова).[2] Система розломів утворює трансформаційний розлом між Африканською плитою на заході та Аравійською плитою на схід. Це зона лівобічного трансформаційного розлому, що означає відносні рухи двох плит.[3] Обидві плити рухаються в загальному північно-північно-східному напрямку, але Аравійська плита рухається швидше, в результаті чого спостерігаються лівосторонні рухи вздовж розлому приблизно 107 км на її південному кінці. Розширення також присутнє у південній частині розлому, що сприяло серії рифтів, утворюючи басейни Акабської затоки, Мертвого моря, Галілейського моря та Хула. Рифт впливає на стримуючий вигин[en] Лівану, що веде до підняття по обидва боки долини Бекаа. У найпівнічнішій частині системи розломів спостерігається локальне перенапруження, утворюючи рифтовий басейн Габ. Система розломів проходить приблизно вздовж політичного кордону Ізраїлю, Йорданії та Лівану.

Тектонічна інтерпретація[ред. | ред. код]

Система розломів DST зазвичай вважається трансформаційним розломом, який врахував зміщення Аравійської плити на 105 км на північ.[4][5] Ця інтерпретація ґрунтується на спостереженні за маркерами зміщення, такими як річкові тераси, балки та археологічні об’єкти, які дають швидкість горизонтального ковзання в кілька мм на рік протягом останніх кількох мільйонів років.[6] Дані GPS дають аналогічні швидкості сучасного руху Аравійської плити відносно Африканської.[1] Також було запропоновано, що зона розлому є рифтовою системою, яка є початковим центром океанічного спредингу, північним розширенням рифту Червоного моря. [7]

Панорама Йорданської долини

Розвиток[ред. | ред. код]

Рифт Мертвого моря почав формуватися під час пізнього еоцену з епейрогенним рухом у регіоні, з початком фази розломів, яка почалася в олігоцені та тривала в міоцені.[8] У ранньому та середньому міоцені (23–11,6 млн. років) відбулася зміна в русі плит, і рифтинг у Суецькій затоці[en] припинився. Початкова фаза рифтингу на північ досягла аж до південного Лівану, за якою послідував період у пізньому міоцені, де триваюче переміщення через межі плити відбувалося в основному за рахунок укорочення в Пальмірському складчастому поясі[en]. Загальне зміщення для цієї ранньої фази руху було оцінено в 64 км. У пліоцені DST знову поширювався на північ через Ліван до північно-західної Сирії, перш ніж досягти Східно-Анатолійського розлому.[9][10]

Поділ[ред. | ред. код]

Південна ділянка[ред. | ред. код]

Південна ділянка DST має довжину близько 400 км і простягається від центру спредингу в Червоному морі на південному кінці Акабської затоки до півночі басейну Хула на півдні Лівану.

Акабська затока[ред. | ред. код]

Акабська затока була створена рухом на чотирьох лівосторонніх сегментах розломів у діагональній ступінчастій послідовності, відомій як пеленг. У областях, де ці сегменти перекриваються, розвинулися рифтові басейни, утворюючи три батиметричні низовини, відомі як глибина Дака, Арагонська глибина та глибина Елат. Частини трьох із цих розломів розірвалися під час землетрус в Акабській затоці 1995 року[en][11]

Ваді-Араба[ред. | ред. код]

Сегмент Ваді-ель-Араба DST простягається приблизно на 160 км від затоки Акаба до південного краю Мертвого моря.[12] Деякі науковці ще більше розбили цей сегмент, визначивши два окремих сегменти, Аврона та Арава. Розлом Аврона простягається від північної частини Акабської затоки приблизно на 50 км уздовж долини Арава. Розлом Арава проходить на північ від сегмента розлому Аврона приблизно на 100 км.[13]

Швидкість ковзання 4±2 мм на рік була оцінена зміщенням ярів поперек розлому. Задокументовано чотири сильні землетруси, які сталися через рух на цьому розломі за останні 1000 років: в 1068, 1212, 1293 та 1458 роках.[14]

Басейн Мертвого моря[ред. | ред. код]

Мертве море утворюється в басейні, що розривається, через лівобічний зсув між сегментами Ваді-Араба та долиною Йордану. Ділянка басейну з осадовим заповненням понад 2 км має довжину 150 км і ширину в центральній частині 15-17 км. На півночі заповнення досягає максимальної товщини близько 10 км. Послідовність включає міоценові річкові пісковики формації Хазева, перекриті товщею евапоритів пізнього міоцену до раннього пліоцену, головним чином галіту, формацію Седом і озерно-річкову цілісність пліоцену до недавнього віку.[15]

Розлом Йорданської долини[ред. | ред. код]

Йорданська рифтова долина DST, тягнеться приблизно на 100 км від північно-західної частини Мертвого моря до південно-східної частини Галілейського моря вздовж долини Йордану. За останні 47 500 років швидкість ковзання становила від 4,7 до 5,1 мм на рік. Вважається, що весь сегмент зазнав рифтогенезу під час землетрусу в 749 році та знову в 1033 році, останнього сильного землетрусу вздовж цієї структури. Дефіцит ковзання, який накопичився після події 1033 року, є достатнім, щоб викликати землетрус силою Mw ~7,4.[16][17]

Басейн Галілейського моря[ред. | ред. код]

Басейн Галілейського моря або басейн Кінерет — відгалуження, утворене між розломом Йорданської долини вздовж його східного краю та низкою менших розломів на півночі. Центральне місце найглибшого осадового заповнення басейну (його «депоцентр») лежить на східній стороні, проти продовження розлому долини Йордану. Товщина заповнення оцінюється як 3 км до найглибшого сейсмічного відбиття, що співвідноситься з верхньою частиною базальтового шару, який був екструдований близько чотирьох мільйонів років тому.[18]

Плато Коразим[ред. | ред. код]

Докладніше: Плато Коразим

Басейн Хула[ред. | ред. код]

Рифтовий басейн Хула розташований на північ від басейну Галілейського моря і утворений між кількома короткими сегментами розломів. Нині активна частина басейну відносно вузька.[19] Західний приграничний розлом Хула визначає західну сторону басейну і розгалужується на північ на кілька розломів, включаючи розлом Роум і розлом Яммуне. Східний приграничний розлом Хула продовжується на північ від північно-східної частини Галілейського моря, утворюючи східний край басейну та згодом з’єднуючись із розломом Рачайя.[20]

Стримуючий вигин Лівану[ред. | ред. код]

DST розповсюджується в межах зони стримуючого вигину з розпізнаванням кількох окремих активних сегментів розлому.[21][22][23][24][25]

Розлом Яммуне[ред. | ред. код]

Розлом Яммуне є провідним розломом у межах Ліванського стримувального вигину, що несе більшу частину зміщення межі плити. Він простягається на SSW-NNE і прямує приблизно на 170 км від північно-західного кінця басейну Хула до його з’єднання з розломом Міссяф. Тут було кілька великих історичних землетрусів, таких землетрус 1202 року в Сирії. Розрахункова середня швидкість ковзання вздовж розлому Яммуне становить від 4,0 до 5,5 мм на рік, з інтервалом повторення великих землетрусів 1020–1175 років. З 1202 року не було жодного сильного землетрусу.[26]

Розлом Руму[ред. | ред. код]

Розлом Рум відгалужується від розлому Яммуне в північно-західній частині басейну Хула. Звідти його можна простежити на північ протягом приблизно 35 км, перш ніж він стане нечітким. Рух по цьому розлому пов'язують із землетрусом у Галілеї 1837 року . Швидкість ковзання оцінюється в 0,86–1,05 мм на рік.[27]

Рачайсько-Сергайські розломи[ред. | ред. код]

Ця зона розломів складається з двох основних смуг розломів, розломів Рачая і Сергая. Розлом Сергая відгалужується від східного приграничного розлому Хула, прямуючі на північний схід, на південь від гори Гермон, до хребта Антиліван, де він продовжується у напрямку SSW-NNE.[28] Розлом має швидкість ковзання близько 1,4 мм на рік. Вважається, що рух на цьому розломі відповідальний за землетрус у листопаді 1759 року.[26] Розлом Рачайя також відгалужується від східного приграничного розлому Хула, прямує SSW-NNE, проходячи на північ від гори Гермон. Швидкість ковзання для цього розлому ще не була оцінена.[28]

Північна ділянка[ред. | ред. код]

Північна ділянка DST простягається від північного кінця розлому Яммуне до трійника зі Східно-Анатолійським розломом. Загальний тип деформації є транспресійним, відповідно до відносних рухів плити, визначених GPS-вимірюваннями.[1]

Розлом Міссьяф[ред. | ред. код]

Цей сегмент розлому, також відомий як розлом Габ, проходить приблизно на 70 км від північного кінця розлому Яммуне до басейну Габ. Розрахункова швидкість ковзання для цього сегмента становить 6,9 мм на рік. Основні історичні землетруси, які, як вважають, відбулися вздовж цієї структури, це M > 7, землетруси 115 та 1170 рр. Починаючи з 1170 року не було зареєстровано жодного сильного землетрусу, що свідчить про те, що така подія назріла.[29]

Басейн Габ[ред. | ред. код]

Басейн Габ утворився в пліоцені і вважається рифтом, який утворився внаслідок перекриття лівого ступінчастого зміщення між розломом Міссьяф і розломом Хаджипаша. Басейн має довжину близько 60 км і ширину 15 км. Ґрунтуючись на інтерпретації даних сейсмічного відбиття та проходженні однієї свердловини (Ghab-1), вважається, що заповнення басейну повністю від пліоцену до найновішого віку. У басейні є два головних депоцентри на північному та південному кінцях, розділених внутрішньобасейнальним підвищенням.[9]

Розлом Хаджипаша[ред. | ред. код]

Розлом Хаджипаша простягається від басейну Габ до басейну Амук. Вважається, що він сприймає основну частину зміщення межі плити, пов’язаної з розломом Карасу. Великі землетруси в 1408 і 1872 роках були пов'язані з рухом на цьому розломі.[30][31]

Розлом Карасу[ред. | ред. код]

Розлом Карасу або розлом Аманос має південно-західно-східний напрям і є частиною переходу від DST до Східноанатолійського розлому. Його швидкість ковзання становить від 1,0 до 1,6 мм на рік весь четвертинний період.[32][33][34] 6 лютого 2023 року землетрус магнітудою 7,8 мав епіцентр в розломі Карасу, а також сегментів Пазарджик і Еркенек Східно-Анатолійського розлому.[35] Також тут був епіцентр землетрусів магнітудою 7,5 та 7,2 в 521 та 1872 роках відповідно.[36]

Див. також[ред. | ред. код]

Примітки[ред. | ред. код]

  1. ↑ а б в Gomez, F., Karam, G., Khawlie, M., McClusky S., Vernant P., Reilinger R., Jaafar R., Tabet C., Khair K., and Barazangi M. (2007). Global Positioning System measurements of strain accumulation and slip transfer through the restraining bend along the Dead Sea fault system in Lebanon. Geophysical Journal International. 168 (3): 1021—1028. Bibcode:2007GeoJI.168.1021G. doi:10.1111/j.1365-246X.2006.03328.x.
  2. ↑ Sadeh, M.; Hamiel, Y.; Ziv, A.; Bock, Y.; Fang, P.; Wdowinski, S. (2012). Crustal deformation along the Dead Sea Transform and the Carmel Fault inferred from 12 years of GPS measurements. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 117 (B8). Bibcode:2012JGRB..117.8410S. doi:10.1029/2012JB009241.
  3. ↑ Al-Zoubi, Abdallah S.; Abu-Hamatteh, Z.S.H.; Abdealkaderer, Amrat (2006). The seismic hazard assessment of the Dead Sea rift, Jordan. Journal of African Earth Sciences. 45 (4–5): The Dead Sea rift is a sinistral transform plate boundary separating the Sinai sub-plate in the west (part of African plate) and the Arabian plate in the east. Bibcode:2006JAfES..45..489A. doi:10.1016/j.jafrearsci.2006.04.007.
  4. ↑ Freund R.; Garfunkel Z.; Zak I.; Goldberg M.; Weissbrod T.; Derin B.; Bender F.; Wellings F.E.; Girdler R.W. (1970). The Shear along the Dead Sea Rift (and Discussion). Philosophical Transactions of the Royal Society of London. Series A, Mathematical and Physical Sciences. 267 (1181): 107—130. Bibcode:1970RSPTA.267..107F. doi:10.1098/rsta.1970.0027.
  5. ↑ Joffe S.; Garfunkel Z. (1987). Plate kinematics of the circum Red Sea—a re-evaluation. Tectonophysics. 141 (1–3): 5—22. Bibcode:1987Tectp.141....5J. doi:10.1016/0040-1951(87)90171-5.
  6. ↑ Begin Z.B.; Steinitz G. (2005). Temporal and spatial variations of microearthquake activity along the Dead Sea Fault, 1984–2004. Israel Journal of Earth Sciences. 54: 1—14. doi:10.1560/QTVW-HY1E-7XNU-JCLJ.
  7. ↑ Mart Y.; Ryan W.B.F.; Lunina O.V. (2005). Review of the tectonics of the Levant Rift system: the structural significance of oblique continental breakup. Tectonophysics. 395 (3–4): 209—232. Bibcode:2005Tectp.395..209M. doi:10.1016/j.tecto.2004.09.007.
  8. ↑ Abu-Jaber, Nizar; Al Khasawneh, Sahar; Alqudah, Mohammad; Hamarneh, Catreena; Al-Rawabdeh, Abdulla; Murray, Andrew (1 листопада 2020). Lake Elji and a geological perspective on the evolution of Petra, Jordan. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 557: 109904. Bibcode:2020PPP...557j9904A. doi:10.1016/j.palaeo.2020.109904. S2CID 225003090. Процитовано 6 грудня 2022.
  9. ↑ а б Brew G.; Lupa J.; Barazangi M.; Sawaf T.; Al-Imam A.; Zaza T. (2001). Structure and tectonic development of the Ghab basin and the Dead Sea fault system, Syria (PDF). Journal of the Geological Society. 158 (4): 665—674. Bibcode:2001JGSoc.158..665B. doi:10.1144/jgs.158.4.665. hdl:1813/5312. S2CID 17750982.
  10. ↑ Gomez F.; Khawlie M.; Tabet C.; Darkal A.; Khair K.; Barazangi M. (2006). Late Cenozoic uplift along the northern Dead Sea transform in Lebanon and Syria (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 241 (3–4): 913—931. Bibcode:2006E&PSL.241..913G. doi:10.1016/j.epsl.2005.10.029. hdl:1813/5313. Архів оригіналу (PDF) за 11 липня 2015.
  11. ↑ Klinger, Yann; Rivera, Luis; Haessler, Henri; Maurin, Jean-Christophe (August 1999), Active Faulting in the Gulf of Aqaba: New Knowledge from the Mw 7.3 Earthquake of 22 November 1995 (PDF), Bulletin of the Seismological Society of America, Seismological Society of America, 89 (4): 1025—1036, Bibcode:1999BuSSA..89.1025K, doi:10.1785/BSSA0890041025, архів оригіналу (PDF) за 25 січня 2014, процитовано 8 липня 2013
  12. ↑ Klinger Y.; Avouac J.P.; Karaki N.A.; Dorbath L.; Bourles D.; Reyss J.L. (2000). Slip rate on the Dead Sea transform fault in northern Araba valley (Jordan) (PDF). Geophysical Journal International. 142 (3): 755—768. Bibcode:2000GeoJI.142..755K. doi:10.1046/j.1365-246x.2000.00165.x.
  13. ↑ Makovsky Y.; Wunch A.; Ariely R.; Shaked Y.; Rivlin A.; Shemesh A.; Ben Avraham Z.; Agnon A. (2008). Quaternary transform kinematics constrained by sequence stratigraphy and submerged coastline features: The Gulf of Aqaba (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 271 (1–4): 109—122. Bibcode:2008E&PSL.271..109M. doi:10.1016/j.epsl.2008.03.057. Архів оригіналу (PDF) за 2 серпня 2010.
  14. ↑ Klinger Y.; Avouac J.P.; Dorbath L.; Abou Karaki N.; Tisnerat N. (2000). Seismic behaviour of the Dead Sea fault along the Araba valley, Jordan. Geophysical Journal International. 142 (3): 769—782. Bibcode:2000GeoJI.142..769K. doi:10.1046/j.1365-246X.2000.00166.x.
  15. ↑ Garfunkel Z. (1997). The History and Formation of the Dead Sea Basin. У Niemi T.M.; Ben Avraham Z.; Gat J.R. (ред.). The Dead Sea: The Lake and Its Setting. Oxford University Press. с. 36—56. ISBN 978-0-19-508703-1.
  16. ↑ Ferry M.; Meghraoui M.; Karaki A.A.; Al-Taj M.; Amoush H.; Al-Dhaisat S.; Barjous M. (2008). A 48-kyr-long slip rate history for the Jordan Valley segment of the Dead Sea Fault. Earth and Planetary Science Letters. 260 (3–4): 394—406. Bibcode:2007E&PSL.260..394F. doi:10.1016/j.epsl.2007.05.049.
  17. ↑ Marco S.; Hartal M.; Hazan N.; Leve L.; Stein M. (2003). Archaeology, history, and geology of the A.D. 749 earthquake, Dead Sea transform (PDF). Geology. 31 (8): 665—668. Bibcode:2003Geo....31..665M. doi:10.1130/G19516.1. Архів оригіналу (PDF) за 9 липня 2015.
  18. ↑ Hurwitz S.; Garfunkel Z.; Ben-Gai Y.; Reznikov M.; Rotstein Y.; Gvirtzman H. (2002). The tectonic framework of a complex pull-apart basin: seismic reflection observations in the Sea of Galilee, Dead Sea transform (PDF). Tectonophysics. 359 (3–4): 289—306. Bibcode:2002Tectp.359..289H. doi:10.1016/S0040-1951(02)00516-4. Архів оригіналу (PDF) за 26 вересня 2013.
  19. ↑ Marco S. (2007). Temporal variation in the geometry of a strike–slip fault zone: Examples from the Dead Sea Transform (PDF). Tectonophysics. 445 (3–4): 186—199. Bibcode:2007Tectp.445..186M. doi:10.1016/j.tecto.2007.08.014.[недоступне посилання з 01.12.2016]
  20. ↑ Weinberger R.; Schattner U.; Medvedev B.; Frieslander U.; Sneh A.; Harlavan Y.; Gross M.R. (2010). Convergent strike–slip across the Dead Sea Fault in northern Israel, imaged by high- resolution seismic reflection data (PDF). Israel Journal of Earth Sciences. 58 (3): 203—216. doi:10.1560/IJES.58.3-4.203. Архів оригіналу (PDF) за 26 вересня 2013. Процитовано 8 липня 2013.
  21. ↑ Weinberger R.; Gross M.R.; Sneh A. (2009). Evolving deformation along a transform plate boundary: Example from the Dead Sea Fault in northern Israel. Tectonics. 28 (TC5005): n/a. Bibcode:2009Tecto..28.5005W. doi:10.1029/2008TC002316. S2CID 54202467.
  22. ↑ Romieh M.A.; Westaway R.; Daoud M.; Bridgland D.R. (2012). First indications of high slip rates on active reverse faults NW of Damascus, Syria, from observations of deformed Quaternary sediments: Implications for the partitioning of crustal deformation in the Middle Eastern region (PDF). Tectonophysics. 538—540: 86—104. Bibcode:2012Tectp.538...86A. doi:10.1016/j.tecto.2012.03.008.[недоступне посилання з 01.10.2023]
  23. ↑ Homberg C.; Barrier E.; Mroueh M.; Hamdan W.; Higazi F. (2010). Tectonic evolution of the central Levant domain (Lebanon) since Mesozoic time (PDF). У Homberg C.; Bachmann M. (ред.). Evolution of the Levant Margin and Western Arabia Platform Since the Mesozoic. Special Publications. Т. 341. Geological Society. с. 245—268. ISBN 978-1-86239-306-6. Архів оригіналу (PDF) за 2 березня 2014. Процитовано 8 липня 2013.
  24. ↑ Daëron M.; Klinger Y.; Tapponnier P.; Elias A.; Jacques E.; Sursock A. (2005). Sources of the large A.D. 1202 and 1759 Near East earthquakes (PDF). Geology. 33 (7): 529—532. Bibcode:2005Geo....33..529D. doi:10.1130/G21352.1. Архів оригіналу (PDF) за 12 листопада 2008. Процитовано 8 липня 2013.
  25. ↑ Jaafar R. (2008). GPS Measurements of Present day crustal deformation within the Lebanese Restraining Bend along the Dead Sea Transform (PDF) (Дипломна робота). Процитовано 24 лютого 2013.
  26. ↑ а б Nemer T.; Gomkez F.; Al Haddad S.; Tabet C. (2008). Coseismic growth of sedimentary basins along the Yammouneh strike-slip fault (Lebanon). Geophysical Journal International. 175 (3): 1023—1039. Bibcode:2008GeoJI.175.1023N. doi:10.1111/j.1365-246X.2008.03889.x.
  27. ↑ Nemer T.; Meghraoui M. (2006). Evidence of coseismic ruptures along the Roum fault (Lebanon): a possible source for the AD 1837 earthquake. Journal of Structural Geology. 28 (8): 1483—1495. Bibcode:2006JSG....28.1483N. doi:10.1016/j.jsg.2006.03.038.
  28. ↑ а б Gomez F.; Nemer T.; Tabet C.; Khawlie M.; Meghraoui M.; Barazangi M. (2007). Strain partitioning of active transpression within the Lebanese restraining bend of the Dead Sea Fault (Lebanon and SW Syria) (PDF). У Cunningham W.D.; Mann P. (ред.). Tectonics of Strike-Slip Restraining and Releasing Bends. London: Geological Society. с. 285—303. ISBN 978-1-86239-238-0.
  29. ↑ Meghraoui M.; Gomez F.; Sbeinati R.; Van der Woerd J.; Mounty M.; Darkal A. N.; Radwan Y.; Layyous I.; Al-Najjar H.; Darawcheh R.; Hijazi F.; Al-Ghazzi R.; Barazangi M. (2003). Evidence for 830 years of Seismic Quiescence from Palaeoseismology, Archaeoseismology and Historical Seismicity Along the Dead Sea Fault in Syria (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 210 (1–2): 35—52. Bibcode:2003E&PSL.210...35M. doi:10.1016/S0012-821X(03)00144-4. hdl:1813/5320.
  30. ↑ Karabacak V.; Altunel E.; Meghraoui M.; Akyüz H.S. (2010). Field evidences from northern Dead Sea Fault Zone (South Turkey): New findings for the initiation age and slip rate. Tectonophysics. 480 (1–4): 172—182. Bibcode:2010Tectp.480..172K. doi:10.1016/j.tecto.2009.10.001.
  31. ↑ Akyuz H.S.; Altunel E.; Karabacak V.; Yalciner C.C. (2006). Historical earthquake activity of the northern part of the Dead Sea Fault Zone, southern Turkey. Tectonophysics. 426 (3–4): 281—293. Bibcode:2006Tectp.426..281A. doi:10.1016/j.tecto.2006.08.005.
  32. ↑ Mahmoud Y.; Masson F.; Meghraoul M.; Cakir Z.; Alchalbi A.; Yavaoglu H.; Yönlü O.; Daoud M.; Ergintav S.; Inan S. (2012). Kinematic study at the junction of the East Anatolian fault and the Dead Sea fault from GPS measurements (PDF). Journal of Geodynamics. 67: 30—39. Bibcode:2013JGeo...67...30M. doi:10.1016/j.jog.2012.05.006.
  33. ↑ Yurtmen S.; Guillou H.; Westaway R.; Rowbotham G.; Tatar O. (2002). Rate of strike-slip motion on the Amanos Fault (Karasu Valley, southern Turkey) constrained by K–Ar dating and geochemical analysis of Quaternary basalts. Tectonophysics. 344 (3–4): 207—246. Bibcode:2002Tectp.344..207Y. doi:10.1016/S0040-1951(01)00265-7.
  34. ↑ Tatar O.; Piper J.D.A.; Gürsoy H.; Heimann A.; Koçbulut F. (2004). Neotectonic deformation in the transition zone between the Dead Sea Transform and the East Anatolian Fault Zone, Southern Turkey: a palaeomagnetic study of the Karasu Rift Volcanism. Tectonophysics. 385 (1–4): 17—43. Bibcode:2004Tectp.385...17T. doi:10.1016/j.tecto.2004.04.005.
  35. ↑ Barbot, Sylvain; Luo, Heng; Wang, Teng; Hamiel, Yariv; Piatibratova, Oksana; Javed, Muhammad Tahir; Braitenberg, Carla; Gurbuz, Gokhan (2023). Slip distribution of the February 6, 2023 Mw 7.8 and Mw 7.6, Kahramanmaraş, Turkey earthquake sequence in the East Anatolian Fault Zone. Seismica. 2 (3). doi:10.26443/seismica.v2i3.502.
  36. ↑ Akyuz, H. Serdar; Altunel, Erhan; Karabacak, Volkan; Yalciner, Caglar (2006). Historical earthquake activity of the northern part of the Dead Sea Fault Zone, southern Turkey. Tectonophysics. 426: 281—293. doi:10.1016/j.tecto.2006.08.005.

Посилання[ред. | ред. код]

Отримано з https://uk.wikipedia.org/w/index.php?title=Рифт_Мертвого_моря&oldid=41900437