ترجمان
https://www.nature.com/articles/s41467-026-78272-8?error=cookies_not_supported&code=835c0987-6b93-4bdf-86fe-609da33a2b85
زلزله‌شناسیهکر نیوز · ۷ ساعت پیش · 31 دقیقه

افزایش خطر سونامی با کمک انسان در دریاچه‌های بزرگ

دانلود PDF

Nature Communications جلد ۱۷، شماره مقاله: ۱۰۵۳۱ (۲۰۲۶) این مقاله را این‌گونه نقل کنید

چکیده

در سراسر جهان، فرسایش ناشی از فعالیت‌های انسانی، انتقال رسوب به دلتای دریاچه‌ها را افزایش می‌دهد و در نتیجه آن‌ها را نسبت به ریزش آسیب‌پذیرتر می‌کند. در دریاچه ایزو در شمال ایتالیا، دو هزار سال افزایش‌یافتهٔ بهره‌برداری از زمین باعث شد شار رسوب سه برابر شود؛ این موضوع شیب‌تندشدنِ بیش از حدِ دلتای دریاچه و نیز فراهم‌سازی زمینه برای شکست آن را در پی داشت. در اینجا نشان می‌دهیم، بر پایهٔ داده‌های زمین‌شناختی و شبیه‌سازی‌های عددی، زمین‌لرزه‌های سال‌های ۱۱۱۷ میلادی (Mw 6.5) و ۱۲۲۲ میلادی (Mw 6.0) موجب فروپاشی‌های عمدهٔ دلتای زیرآبی شدند و در نتیجه موج‌های تسونامی عظیمی ایجاد شد که بیشینهٔ ارتفاع موج آن‌ها به ترتیب حدود ۵۰ متر و ۱۳ متر بود. گزارش‌های تاریخی از کتابخانه واتیکان و شواهد باستان‌شناسی، از این بازسازی‌ها پشتیبانی می‌کند. از زمان آخرین فروپاشی، طی هشت قرن فرسایش ناشی از انسان، دلتای جدید دوباره ساخته شده است و جمعیت‌های ساحلی را همچنان در برابر شکست‌های ناشی از زمین‌لرزه در آینده بسیار آسیب‌پذیر باقی گذاشته است. یک جمع‌بندی جهانی دربارهٔ دریاچه‌ها نشان داد که فرسایشِ هدایت‌شده توسط انسان به بالاترین سطح خود از دوران صنعتی رسیده است و به‌صورت پیشرونده دلتای سراسر جهان را بیش از ظرفیت بارگذاری می‌کند؛ بنابراین احتمال وقوع شکست‌های فاجعه‌بار مشابه در آینده نیز می‌تواند بیشتر شود. این یافته‌ها، وجود یک سازوکار ماندگارِ تولید تسونامی در دریاچه‌ها را—که شدت و اثرگذاری آن به‌واسطهٔ انسان تقویت شده—نمایان می‌کند و پیامدهای مهمی برای ارزیابی خطر دارد.

مقدمه

در سراسر جهان، کاربری زمین فرسایش را به‌طور چشمگیری تسریع کرده است1,2,3,4 و در نتیجه، تولید رسوب و پیشروی دلتا در دریاچه‌های واقع در پایین‌دست را افزایش داده است5,6,7؛ این دریاچه‌ها به‌ویژه آسیب‌پذیر هستند، زیرا شیب‌های تندتر، حوضه‌های محصورتر و وسعت فضایی کمتری دارند. داده‌های محیط‌زیستیِ دیرینه نشان می‌دهد که از دوره هولوسن، فعالیت‌های انسانی مانند کشاورزی، دامداریِ چراگاهی، گسترش شهری، جنگل‌زدایی و سوزاندن، مهم‌ترین محرک‌های فرسایش شدیدتر خاک در سطح جهان بوده‌اند8,9,10,11,12,13,14,15؛ و در برخی مناطق، شار رسوب به دلتای دریاچه‌ها را تا ۱۰۰ برابر افزایش داده‌اند16. این ورودی‌های ناگهانی و گستردهٔ رسوب، مورفولوژی دلتایی را به‌طور عمیقی تغییر داده‌اند5، شیب‌های زیرآبی را بیش از حد بارگذاری کرده و پایداری ساختاری را تضعیف کرده‌اند؛ به همین دلیل، دلت‌ها در برابر تنش‌های لرزه‌ای و گرانشی بیشتر مستعدِ فروپاشی هستند17،18.

با شدت گرفتن کاربری زمین، چندین فروپاشیِ دلتای دریاچه‌ای در سراسر جهان مستند شده است17،19,20,21,22,23,24,25,26,27,28. با این حال، نقش رسوب‌گذاریِ انسان‌زاد در مخاطرات تسونامی همچنان به‌طور جدی کمتر از حد انتظار بررسی شده است، به‌ویژه در مناطقِ فعال از نظر تکتونیکی؛ جایی که بارگذاریِ مداومِ رسوب، شیب‌های دلتاوی را بی‌ثبات می‌کند و آن‌ها را برای شکست‌های فاجعه‌بار در رویدادهای لرزه‌ای—که می‌توانند تسونامی‌های بزرگ تولید کنند24،29,30,31—از پیش آماده می‌سازد.

در این پژوهش، پیامدهای تولیدکنندهٔ تسونامیِ تجمع بلندمدتِ رسوبِ ناشی از انسان را در دریاچه ایزو (۶۰٫۹ کیلومتر مربع)، که یکی از بزرگ‌ترین دریاچه‌های شمال ایتالیا است، بررسی می‌کنیم. با تلفیق داده‌های ژئوفیزیکی، رسوب‌شناختی، تاریخی و باستان‌شناختی با مدل‌سازی عددی پیشرفته، دو فروپاشی دلتا در دوران میانه را بازسازی می‌کنیم و توان تولید تسونامی آن‌ها را می‌سنجیم. این مطالعهٔ چندرشته‌ای نشان می‌دهد که فشار انسان‌زادِ مداوم می‌تواند به فروپاشی‌های تکرارشوندهٔ دلتا منجر شود؛ فروپاشی‌هایی که توانایی ایجاد تسونامی‌های ویرانگر را در بازه‌های زمانی نسبتاً کوتاه دارند. یافته‌های ما بر ضرورت فوریِ گنجاندن پویایی‌های رسوبِ هدایت‌شده توسط انسان در ارزیابی‌های خطر تسونامی در محیط‌های دریاچه‌ایِ پرجمعیت، به‌ویژه در مناطقی که از نظر تکتونیکی فعال‌اند، تأکید می‌کند.

نتایج

اثر انسان بر دلتای دریاچه ایزو

دریاچه ایزو (ایتالیا) در انتهای پایین‌دستِ درهٔ Val Camonica (شکل 1) قرار دارد؛ یکی از بزرگ‌ترین دره‌های رشته‌کوه آلپِ جنوبیِ اروپا. حوزه آبریزِ دریاچه ایزو (۱۷۷۷ کیلومتر مربع) با توپوگرافیِ شیب‌تند مشخص می‌شود و رود Oglio آن را تخلیه می‌کند (شکل 1)؛ این رود، آب را از شمال وارد دریاچه می‌کند و رسوب قابل توجهی را فراهم می‌آورد که یک دلتای بزرگ تشکیل می‌دهد. فعالیت گستردهٔ انسانی در این حوزه به‌خوبی از طریق مطالعات باستان‌شناختی، تاریخی، گرده‌شناسی (پالینولوژی) و محیط‌زیستیِ دیرینه مستند شده است32,33,34,35,36,37. از دوران روم، جنگل‌زداییِ تشدیدشده، کشاورزی و دامداری باعث شده فرسایش شیب‌دامنه‌ها به‌طور محسوسی افزایش یابد و در نتیجه، شار رسوب به دریاچه نسبت به سطح پس‌زمینهٔ قبلیِ هولوسن، سه برابر شده است32. این فرسایش ناگهانیِ انسان‌زاد، به‌سرعت دلتا رود Oglio را در حاشیهٔ شمالیِ دریاچه انباشته و شیب‌دارتر کرد و در نتیجه شیب‌های زیرآبی را بیش از ظرفیت بارگذاری کرد و آسیب‌پذیری آن‌ها را نسبت به فروپاشی هنگام لرزش‌های لرزه‌ای افزایش داد17.

شکل ۱: موقعیت و زمینه ژئومورفولوژیکیِ دریاچه ایزو.
شکل ۱: موقعیت و زمینه ژئومورفولوژیکیِ دریاچه ایزو.

منطقهٔ Val Camonica به دلیل مراحل پیچیدهٔ برخوردی و پسابرخوردیِ کوه‌زایی آلپ38، فعالیت لرزه‌ای متوسط تا شدیدی را تجربه کرده است. طی دو هزار سال گذشته39 چندین زمین‌لرزهٔ ویرانگر ثبت شده است. به‌طور ویژه، دو زمین‌لرزهٔ بزرگ در دورهٔ قرون‌وسطا، زمین‌لرزهٔ ۱۱۱۷ میلادی ورونا (Mw 6.5)39,40 و زمین‌لرزهٔ ۱۲۲۲ میلادی برسیا (Mw 6.0)39,41، بر منطقهٔ دریاچهٔ ایزئو اثر گذاشتند؛ با برآوردهایی از شدت‌های ماکروسُیسمیِ حدود VI–VII42 و V–VI43 به ترتیب. این رخدادها موجب فروپاشی‌های عظیمِ دلتا در محیط زیرآبی در دریاچهٔ ایزئو17 شدند و همچنین شکستِ جزئیِ دامنه را به دنبال داشت که احتمالاً در امتداد پیشانیِ پرتگاه میان Monte Isola و ساحل شرقی رخ داده است44. بر اساس تحلیل‌های دقیقِ مغزه‌های رسوبی و بازتاب‌سنجی لرزه‌ای، این فروپاشی‌های دلتا به صورت ضخیم‌ترین رسوباتِ ریزش‌جرمیِ توده‌ای (MWDs یا مگاتوربیدیت‌ها) در حوضهٔ عمیق دریاچهٔ ایزئو ثبت شده‌اند17. زمین‌لرزهٔ ۱۱۱۷ میلادی رسوبِ رخدادی (MWD7 در شکل پیوست 1) ایجاد کرد که به بیشینهٔ ضخامت حدود ~۷ متر و حجم برآوردی \(6.2\,\times \,{10}^{7}{m}^{3}\) رسید؛ این حجم از طریق ضخامتِ درون‌یابی‌شده به دست آمد (شکل \(\) 2c). این رخدادِ استثنایی به حدود شش قرن تجمع رسوبِ ناشی از فعالیت انسانی در دلتاي رودخانهٔ اوگلیو پس از آخرین فروپاشی دلتا در سدهٔ ششم مربوط است (شکل پیوست \(\) 3)17. پس از فروپاشیِ ۱۱۱۷ میلادی، ادامهٔ رسوب‌گذاری به دلیل فعالیت انسانیِ جاری، دامنه‌های دلتا را دوباره ساخت و برای فروپاشیِ بعدی از پیش آماده کرد؛ این فروپاشی حدود یک قرن بعد، هم‌زمان با زمین‌لرزهٔ ۱۲۲۲ میلادی رخ داد و لایه‌ای نسبتاً نازک‌تر تولید کرد (MWD6 در شکل پیوست ۱) با بیشینهٔ ضخامت ~۲ متر و حجمی برابر \(1\times {10}^{7}\,{m}^{3}\) (شکل \(\) 2f). این بازسازی سریع با برآورد مرتبهٔ اولی که بر نرخ متوسط رسوب‌گذاری در حوضهٔ عمیق تکیه دارد (~۳ میلی‌متر بر سال 17) در مساحت رسوب‌گذاریِ حدود ~۱۸ کیلومتر مربع (در زیر عمق آب ۲۱۰ متر) پشتیبانی می‌شود؛ این نشان می‌دهد که حدود ۵.۷ مگامترمکعب (Mm³) رسوب بین رخدادهای ۱۱۱۷ و ۱۲۲۲ میلادی انباشته شده است. اگرچه این مقدار کمتر از ~۱۰ Mm3 بسیج‌شده در ۱۲۲۲ میلادی است، اما این برآورد محافظه‌کارانه است؛ چون رسوب دانه‌ریزِ حفظ‌شده در حوضهٔ عمیق را منعکس می‌کند و رسوب درشت‌ترِ ذخیره‌شده در پیشانیِ دلتا را که محل آغاز شکست بوده، در نظر نمی‌گیرد. فضای میزبانی ایجادشده توسط فروپاشیِ ۱۱۱۷ میلادی احتمالاً بازداشت رسوب و بازسازی سریعِ گوهٔ دلتا‌ی ناپایدار را نیز تقویت کرده است. این دو رخداد نشان می‌دهند که چگونه افزایش در تأمین رسوب ناشی از فعالیت‌های انسانی می‌تواند احتمال فروپاشی‌های دلتا را در مناطقِ فعال لرزه‌ای تشدید کند.

شکل ۲: مدل‌سازی لغزش/رانش زمین و اعتبارسنجی آن با شواهد زمین‌شناسی برای رخدادهای ۱۱۱۷ میلادی و ۱۲۲۲ میلادی.
شکل ۲: مدل‌سازی لغزش/رانش زمین و اعتبارسنجی آن با شواهد زمین‌شناسی برای رخدادهای ۱۱۱۷ میلادی و ۱۲۲۲ میلادی.

بازسازی رخدادهای فاجعه‌بارِ سونامی

برای ارزیابی مخاطرات سونامی مرتبط با هر دو فروپاشی دلتا در دورهٔ قرون‌وسطا، لغزش‌ها و سونامی‌های ناشی از آن را با کمی‌سازی رسوباتِ رخدادی و انجام مدل‌سازی عددی با وضوح بالا بازسازی کردیم. این بازسازی بر پایهٔ داده‌های توپوگرافیِ لیدار (LiDAR) با وضوح بالا و داده‌های باتیمتریِ چندپرتویی (multibeam) بود که در سال ۲۰۰۲ توسط Regione Lombardia و Istituto Nazionale di Oceanografia e di Geofisica Sperimentale (OGS) در چارچوب برنامهٔ ملی نقشه‌برداری زمین‌شناسی ایتالیا (CARG)45,46 گردآوری شد. از باتیمتریِ با وضوح بالای امروزی به عنوان یک آنالوگ ژئومورفولوژیک برای مورفولوژی دلتا پیش از شکست استفاده شد، زیرا رسوب‌گذاریِ پیوسته پس از شکست‌های قرون‌وسطایی عمدتاً پیشانی دلتا را پر کرده و اسکارهای اصلیِ لغزش را پنهان کرده بود. این کار با فرضِ این انجام شد که پس از شکست‌های قرون‌وسطایی، تحویلِ مداوم رسوب دلتا را از مسیر رسوبی مشابهی دوباره بازسازی کرده است.

بر اساس این چارچوب، مورفولوژی دلتا پس از شکست در محیط GIS با حذف نواحیِ تجمع رسوب و بازگرداندن یک مورفولوژیِ محتملِ اسکارِ شکست بازسازی شد. این بازسازی با روندهای باتیمتری در مقیاس بزرگ، ویژگی‌های فرسایشی و مورفولوژیِ امروزیِ پیشانیِ دلتا اوگلیو هدایت شد. سپس حجم‌های منشأ لغزش به صورت اختلاف میان سطح پس از شکستِ بازسازی‌شده و سطح باتیمتریِ مدرن برآورد گردید. بازسازی به‌صورت تکرارشونده اصلاح شد تا زمانی که حجم‌های منشأِ برآوردی با حجم‌های رسوباتِ ریزش‌جرمیِ نقشه‌برداری‌شده که از پروفایل‌های بازتاب‌سنجی لرزه‌ای و داده‌های مغزهٔ رسوبی در حوضهٔ عمیق شناسایی شده بودند هم‌خوانی پیدا کرد؛ در نتیجه حجم‌های منشأ برای رخداد ۱۱۱۷ میلادی برابر ۶.۲×۱۰^۷ مترمکعب و برای رخداد ۱۲۲۲ میلادی برابر ۱.۰×۱۰^۷ مترمکعب به دست آمد (شکل 2a, d). سپس پویایی لغزش را با استفاده از یک مدل رئولوژیکی ویسکوپلاستیک (viscoplastic) شبیه‌سازی کردیم که یک سازوکارِ شکستِ تک‌رخدادی را فرض می‌کرد. این فرض با ساختار رسوب‌شناختیِ رسوباتِ رخدادیِ حوضهٔ عمیق پشتیبانی می‌شود؛ این رسوبات شامل یک پایهٔ شنیِ فرسایشی است که به عنوان مرحلهٔ بازمتحرک‌سازیِ پرانرژی تفسیر می‌شود، و پس از آن یک دورهٔ رسوبیِ صعودی-ریزشیب (upward-fining)ِ واحد قرار دارد که هیچ شواهدی از درجه‌بندیِ تکرارشونده یا چند زیرده‌رخدادِ روی‌هم‌نشسته ندارد17. این واحد توسط رسوباتِ ضخیمِ همگن پوشیده می‌شود که به عنوان ته‌نشینیِ گردشی (suspension settling) مرتبط با نوسان‌های سپچهٔ کل حوضه تفسیر شده‌اند47؛ و یک بازهٔ بالاییِ ریزتر از نوع رسِ ریز (fine-clay) مرحلهٔ نهاییِ ته‌نشینیِ گردشی را نشان می‌دهد.

جزئیاتِ رویکرد مدل‌سازی و انتخاب پارامترها در بخش «Methods» ارائه شده است. تکامل زمانیِ ضخامت لغزش، از آغاز تا رسوب‌گذاری نهایی در حوضهٔ عمیق، در شکل 2b, e نشان داده شده است. هر دو لغزش از دلتا اوگلیو سرچشمه گرفتند، اما هندسهٔ نهایی رسوب‌گذاری آن‌ها اندکی متفاوت است. در رخداد ۱۲۲۲ میلادی، سهم بزرگ‌تری از توده نسبت به رخداد ۱۱۱۷ میلادی به داخل حوضه پیشروی کرد که احتمالاً به دلیل فضای میزبانیِ بیشتر بود؛ زیرا رسوباتِ ۱۱۱۷ میلادی از یک قرن پیش حوضهٔ عمیقِ شمال‌شرقی را با مقدار قابل توجهی رسوب پر کرده بودند. علاوه بر این، لغزش ۱۲۲۲ میلادی محتوای آب نسبتاً بالایی داشت و سهم بزرگی از رسوب درشت‌دانه داشت (شکل پیوست 2) که در نتیجه استحکام برشی نسبتاً پایینی ایجاد کرد. این امر اجازه داد ماده سریع‌تر حرکت کند (شکل 2e) و بیشترِ رسوب به اعماق بیشتری در حوضهٔ عمیق برسد. ضخامت‌های رسوب‌گذاریِ مدل‌شده و توزیع‌های فضایی آن‌ها به‌طور چشمگیری با آنچه از پروفایل‌های لرزه‌ای و داده‌های مغزهٔ رسوبی برای هر دو رخداد استنباط شده مطابقت دارد (شکل 2c, f)؛ بنابراین فرض رئولوژیکی و پارامترسازیِ رویکرد مدل‌سازی لغزش ما اعتبارسنجی می‌شود.

پس از این اعتبارسنجی، تسونامی‌های حاصل را با تکیه بر تغییرات زمانیِ عمق آب ناشی از حرکتِ ریزش‌زمین شبیه‌سازی می‌کنیم. برای هر دو رویداد، انتشار امواج تسونامی و فرونشست (inundation) را با استفاده از یک مدل غیرخطی هیدرودینامیکی در رزولوشن مکانی ۱۰ متر محاسبه کردیم. جزئیات مدل‌های تسونامی، برآورد عدد فرود، و تحلیل‌های حساسیتِ مربوط به پراکنش (dispersion) و عمق آغاز ریزش‌زمین در بخش Methods ارائه شده است. بیشینه ارتفاع امواج تسونامی بر حسب زمان‌های رسید برای هر دو رویداد، همراه با ارتفاع‌های پسروی/پس‌روی (run-up) متناظر و فواصل فرونشست در مکان‌های مشخص‌شده، در Fig. 3 نشان داده شده است. شبیه‌سازی‌های ما آشکار می‌کند که فروپاشی دلتاهای قرون‌وسطایی در دریاچه Iseo، برخی از بزرگ‌ترین تسونامی‌های ناشی از ریزش‌زمینِ زیرآبی را تولید کرده است که تاکنون در یک محیط دریاچه‌ای برای آن‌ها استنباط شده است. رویداد ۱۱۱۷ CE ارتفاع موج‌هایی بیش از ۵۰ متر در بخش شمالی دریاچه ایجاد کرد (Fig. 3a, c). این موج تسونامی عظیم، سواحل نزدیک را تنها در کمتر از یک دقیقه زیر آب برد و تا حدود ۲.۷ کیلومتر در داخل خشکی پیشروی کرد (Fig. 3d). فروپاشی بعدی در ۱۲۲۲ CE نیز یک تسونامی بزرگ تولید کرد (Fig. 3b) که در آن امواج در حدود ۱۳ متر به بیشینه رسیدند (Fig. 3c) و فرونشست تا حدود ۱ کیلومتر در داخل خشکی امتداد یافت (Fig. 3d). هر دو تسونامی با سرعت زیادی در سراسر دریاچه Iseo منتشر شدند و به‌شدت تحت تأثیر Monte Isola، یعنی جزیره مرکزی، قرار گرفتند؛ این جزیره مانند یک مانع طبیعی عمل می‌کند و امواج را می‌شکند و تا حدی شهرهای پشت سر آن را در امان نگه می‌دارد. با وجود این حفاظت، نواحی‌ای مانند Iseo همچنان آسیب قابل توجهی تجربه کردند؛ به‌طوری که بیشینه ارتفاع امواج حدود ۵.۵ متر (۱۱۱۷ CE) و حدود ۲ متر (۱۲۲۲ CE) بود و حدود ۷ دقیقه پس از ریزش‌زمین‌ها رسید (Fig. 3).

شکل ۳: مدل‌سازی تسونامی و اثر ساحلی آن برای رویدادهای ۱۱۱۷ CE و ۱۲۲۲ CE.
شکل ۳: مدل‌سازی تسونامی و اثر ساحلی آن برای رویدادهای ۱۱۱۷ CE و ۱۲۲۲ CE.

شواهد تاریخی و باستان‌شناختی تسونامی

بازسازی‌های عددی تسونامی ما به‌طور جدی توسط شواهد تاریخی و باستان‌شناختی پشتیبانی می‌شود. شرحی زنده از یک نسخه خطیِ قرن دوازدهم48 که در کتابخانه واتیکان نگهداری می‌شود، رویداد فاجعه‌بار ۱۱۱۷ CE را توصیف می‌کند؛ در آن آمده است: در folio 184r: “Lacus quoque adeo excreverunt ut in villis iuxta positis habitantes paucissimi ab hoc periculo evaderent. Multa quoque castella et arces cum interitu habitantium miserabiliter diruerunt.â€� که معنی آن، “دریاچه (Iseo) آن‌قدر سرریز کرد که تنها تعداد بسیار کمی از ساکنان روستاهای نزدیک از این خطر جان سالم به در بردند. بسیاری از قلعه‌ها و دژها نیز به‌طرزی دلخراش فرو ریختند و همراه با نابودی ساکنانشان از بین رفتندâ€� است. اطلاعات دقیق درباره ساختمان‌های منفرد محدود است و همین موضوع اعتبارسنجی دقیقِ پس‌روی/پس‌رویِ موج (tsunami run-up) و فرونشست را دشوار می‌کند. با این حال، شواهد باستان‌شناختی از کلیسای Pieve متعلق به Sant’Andrea d’Iseo قیود مفیدی46 فراهم می‌کند. این کلیسا اندکی پس از رویداد ۱۱۱۷ CE بازسازی عمده‌ای را پشت سر گذاشت و هم بخش‌های پایین و هم بخش‌های بالایی آن درگیر شد. این‌که آیا این آسیب ناشی از تکان‌های لرزه‌ای بوده است، یا اثر تسونامی، یا هر دو، قابل تعیین نیست. شبیه‌سازی‌های ما نشان می‌دهد که تسونامی ۱۱۱۷ CE با بیشینه ارتفاع موج حدود ۳.۵ متر به ساحلِ جلوی کلیسا رسیده و فاصله فرونشست ۱۶۵ متر را طی کرده است؛ فاصله‌ای که برای زیر آب بردن ناحیه کلیسا کافی است.

علاوه بر این، پژوهش‌های باستان‌شناختی آسیب‌های ساختاری گسترده‌ای در اطرافِ ساحل دریاچه Iseo پس از زلزله ۱۲۲۲ CE ثبت کرده‌اند49 که وقوع یک رویداد مهم تسونامی دیگر را تأیید می‌کند. در کنار هم، این شواهد تاریخی و باستان‌شناختی برای هر دو رویداد، بازسازی عددی جامع ما را به‌شدت پشتیبانی می‌کند و تأیید می‌کند که فروپاشی‌های دلتا، دو تسونامی فاجعه‌بار بسیار بزرگ را در دریاچه Iseo و با فاصله‌ای بیش از یک قرن از هم، فعال کرده است.

ما همچنین امکان حفظ رسوبات تسونامی در امتداد ساحل دریاچه Iseo را بررسی کردیم. با این حال، تغییرات گسترده انسانی عمدتاً آرشیوهای طبیعیِ رسوبی را از بین برده است. تنها محلِ باقی‌مانده با شرایط دست‌نخورده، یک باتلاق‌مانند (peatland) در نوک جنوبی، نزدیک Iseo بود که در چندین نقطه با یک corer روسی مغزه‌برداری شد. مدل‌های عددی، اما نشان می‌دهند که ارتفاع موج در این سایت بسیار ناچیز است (<۱ متر) (Fig. 3)؛ علت آن نیز پراش موج حول Monte Isola است که امواج ورودی را می‌شکند و باعث می‌شود انتشار موج به سمت نوک جنوبی به شکلی غیرمستقیم و تضعیف‌شده رخ دهد. در نتیجه، در این محل هیچ رسوب قابل شناساییِ تسونامی یافت نشد؛ امری که با یافته‌های Zafar et al.50 سازگار است و بر اهمیتِ ارتفاع موج و جهت‌مندی (directivity) در کنترل توزیع مکانیِ رسوبات تسونامی در سواحل دریاچه تأکید می‌کند. عوامل دیگری مانند دینامیک‌های محلیِ رسوب‌گذاری، فرسایش، بهره‌برداری تاریخی از peatland یا آشفتگی‌های ثبت‌نشده نیز می‌تواند نبود ظاهری رسوبات در خشکی را توضیح دهد.

بحث

میراث ماندگارِ خطر تسونامی

کاربری زمین، محرک اصلیِ افزایش ناپایداری دلتا در دریاچه Iseo در دوره قرون‌وسطی، در زمان‌های مدرن به‌طور چشمگیری تشدید شده است. پس از یک افت کوتاه پس از فروپاشی ۱۲۲۲ CE، به‌ویژه در دوران Black Death، کاربری زمین دوباره آغاز شد و از ۱۶۶۱ CE به بعد به‌شدت افزایش یافت و در دوره صنعتی به اوج رسید و همچنان ادامه دارد32 (Supplementary Fig. 3). بنابراین، طی هشت قرن گذشته، فرسایش انسان‌زاد به‌طور پیوسته رسانش رسوب به دلتا Oglio17,32 را تقویت کرده است و آسیب‌پذیری آن را در برابر فروپاشی‌های آینده تحت نیروهای لرزه‌ای یا گرانشی افزایش داده است.

امروزه سواحل دریاچه Iseo از متراکم‌ترین مناطقِ توسعه‌یافته در آلپ‌های ایتالیا هستند و شهرهای متعدد، اسکله‌های تفریحی (marina) و زیرساخت‌های گسترده گردشگری در آن‌ها دیده می‌شود. افزون بر این، Monte Isola که بزرگ‌ترین جزیرهٔ مسکونی در اروپا است، بخش قابل توجهی از فعالیت‌های گردشگری را به خود جذب می‌کند. یک تسونامی با مقیاس مشابهِ رویدادهای فاجعه‌باری که در دوره قرون‌وسطی در دریاچه Iseo رخ داد، امروز با توجه به جمعیت متراکم منطقه و توسعه خط ساحلی، می‌تواند ویرانی شدیدی به بار آورد. شبیه‌سازی‌ها نشان می‌دهد که پس‌روی موج (wave run-up) بخش‌های بزرگی از خط ساحلی کنونی را زیر آب خواهد برد؛ از جمله مناطق شهری و سواحلِ مسکونیِ Monte Isola (Fig. 3). نکته مهم این است که زمان‌های هشدار برای مکان‌های نزدیک به میدان رخداد عملاً ناچیز خواهد بود: امواج تولیدشده از فروپاشی دلتا Oglio در کمتر از یک دقیقه به ساحل شمالی می‌رسند (Fig. 3). در مناطق دورتر، یک سامانه هشدار زودهنگام شاید پنجره کوتاهی برای تخلیه به ارتفاعات فراهم کند، اما برای یک پاسخ مؤثر در چنین بازه زمانی کوتاهی کافی نخواهد بود.

میراث فعالیت‌های فشردهٔ کشاورزی‌ـدامداری در آلپ‌های ایتالیا۳۲,۳۶,۵۱,۵۲ نه‌فقط دریاچهٔ ایزئو را در زلزله‌های سده‌های ۱۲ تا ۱۳ تحت تأثیر قرار داد، بلکه دیگر دریاچه‌های بزرگ آلپیِ منطقه را نیز درگیر کرد. با این‌که آلپ‌های جنوبیِ اروپا نسبت به آلپ‌های شمالی و غربی کمتر به‌صورت نظام‌مند مطالعه شده‌اند، وجود مگاتوربیدیت‌های بسیار ضخیم در حوضه‌های عمیقِ دریاچه‌های گاردا۵۳ و کومو۲۵ نشان می‌دهد که دامنه‌های شیب‌دارِ هر دو دریاچه نیز در جریان فعالیت لرزه‌ایِ دوران قرون‌وسطی فرو ریخته‌اند؛ و نیزمنابع تاریخی فعالیت فاجعه‌بار سونامی را در دریاچه‌های منطقه تأیید می‌کند۴۰,۴۸. امروزه، دریاچه‌های بزرگ پیرآلپیِ شمال ایتالیا (گاردا، کومو و ایزئو) دارای برخی از متراکم‌ترین سواحل آب شیرینِ اروپا هستند؛ میزبان بیش از ۳۷۰٬۰۰۰ نفر ساکن دائمی۵۴ و پذیرای ده‌ها میلیون بازدیدکننده در هر سال. فرسایشِ درحال وقوعِ ناشی از انسان در آلپ‌های ایتالیا که در سده‌های ۱۸ تا ۱۹ به بالاترین سطح خود از زمان آغاز هولوسنِ اولیه۵۲ رسید، همراه با سامانه‌های فعال گسل۴۳ همچنان دامنه‌های شیب‌دارِ دلتا‌ـمانند را بیش‌ازحد تحت بار رسوبی قرار می‌دهد و احتمال فروریختن‌های بزرگِ مولد سونامی را افزایش می‌دهد.

این خطر سونامیِ تقویت‌شده توسط انسان فقط به آلپ‌های جنوبیِ اروپا محدود نمی‌شود. بسیاری از دریاچه‌های آلپیِ دیگر، از جمله دریاچه ژنو۲۲,۲۴,۲۹، دریاچه سیلز۳۰، دریاچه برینز۱۸,۲۰ و دریاچه لوسرن۲۱,۲۳، دوره‌های مکرر فروپاشی‌های دلتا‌ـای مولد سونامی را تجربه کرده‌اند؛ فروپاشی‌هایی که در زمان تشدید فرسایش ناشی از فعالیت انسان و بر اثر لرزش‌های لرزه‌ای، شکست خودبه‌خودیِ دامنه، یا اغتشاشات بیرونی مانند ریزش سنگ رخ داده‌اند. طی چند سدهٔ گذشته، فرسایشِ ناشی از انسان—عمدتاً از فعالیت‌های کشاورزی‌ـدامداری—به سطحی رسیده که با هیچ‌یک از دوره‌های هولوسن قابل مقایسه نیست؛ این موضوع باعث تجمع قابل توجه رسوب در دلتاهای دریاچه‌های آلپی۱۳،۱۴۱۵ شده و خطر سونامیِ آینده را بیشتر می‌کند.

مکانیسم‌های مشابه در خارج از اروپا نیز مشاهده شده‌اند. برای نمونه، در جنوب‌ـمرکز آلاسکا، دریاچه‌های اکلوتنا، اسکيلَاک و کِینای چندین دلتا دارند که فروپاشی‌های تکرارشونده را پشت سر گذاشته‌اند؛ جدیدترین فروپاشی‌های بزرگِ دلتا مولد سونامی در پی زلزلهٔ مگاتراست ۱۹۶۴ رخ داده‌اند۱۹,۳۱. در نیوزیلند نیز فروپاشی دلتا به‌عنوان منبع اصلی تکرار سونامی‌های دریاچه‌ای شناسایی شده است۲۷.

همهٔ این فروپاشی‌های دلتا‌ـای مولد سونامی در سراسر جهان به بارگذاری بیش‌ازحد رسوب از فرسایش حوضه نسبت داده شده‌اند؛ بنابراین تعامل میان کاربری زمین، اضافه‌بار رسوبی، و شکست‌های لرزه‌ای یا خودبه‌خودیِ مکررِ دلتا که در دریاچه ایزئو دیده می‌شود، یک مسئلهٔ جهانی است. فرسایش خاک ناشی از فعالیت‌های انسانی—همان‌طور که با یک جمع‌بندی جهانی از ۶۳۲ رکوردِ دریاچه‌ـحوضه نشان داده شده—اکنون در بالاترین سطح خود از زمان «عصر صنعتی»۱۴ قرار دارد و بدین ترتیب دامنه‌های دلتا‌ـمانند را در سراسر جهان بیش‌ازحد تحت بار قرار می‌دهد. رویکرد چندرشته‌ایِ ما از ارزیابی جامعِ خطر در محیط‌های دریاچه‌ای پشتیبانی می‌کند. با توجه به این‌که میراث پنهانِ کاربری زمین توسط انسان می‌تواند سونامی‌های بزرگی ایجاد کند، جامعه‌ها در اطراف دریاچه ایزئو و در وضعیت‌های مشابهِ دریاچه‌ای در سراسر جهان می‌توانند خود را برای این رویدادهای کم‌احتمال اما پرپیامد بهتر آماده کنند. اثرات زنجیره‌ای مشاهده‌شده در دریاچه ایزئو هم یک داستان هشداردهنده است و هم یک فراخوان برای اقدام؛ و تأکید می‌کند که ارزیابی‌های خطر و راهبردهای مدیریت زمینِ امروز، سرنوشت فاجعه‌های فردا را شکل خواهند داد.

روش‌ها

مدلسازیِ فروپاشی دلتا و سونامی در دریاچه ایزئو

سونامی‌های ایجادشده توسط فروپاشی‌های دلتا در دریاچه ایزئو در دو مرحله با استفاده از رویکرد «کوپل یک‌طرفه» مدل‌سازی شدند. نخست، پویایی و سیر زمانیِ زمین‌لغزش با استفاده از مدل زمین‌لغزش شبیه‌سازی شد. دوم، تکاملِ شبیه‌سازی‌شدهٔ زمین‌لغزش به تغییرات بطورِ وابسته به زمانِ ژرف‌سنجی تبدیل گردید که به‌عنوان ورودی برای مدل سونامی به کار رفت. مدل سونامی این تغییرشکل‌های زمانیِ بستر دریاچه را در نظر می‌گیرد که مستقیماً به ستون آبِ روگستر منتقل می‌شوند و در نتیجه تولید و انتشار موج‌های سونامی را به همراه دارند. در این چارچوب، اثرِ حرکت زمین‌لغزش بر ستون آب به‌صورت صریح در نظر گرفته می‌شود، در حالی که بازخوردِ موج‌های تولیدشده بر دینامیک زمین‌لغزش نادیده گرفته می‌شود. با این حال، اثرات هیدرودینامیکی مانند کشِ ویسکوز و نیروهای جرمِ افزوده پیش از کوپل شدن با مدل سونامی در مرحلهٔ مدل‌سازی زمین‌لغزش لحاظ می‌شوند.

مدل‌سازی زمین‌لغزش

برای شبیه‌سازیِ شکست دلتا از مدل جریانِ آشفتگیِ ریزشیِ چسبندهٔ دوسطحیِ «میانگین‌گیری عمقی» (۲HD) با ویسکوپلاستیسیتی، یعنی مدل BingClaw استفاده کردیم که از قانون هرشل–بولکلی برای رفتار سیال استفاده می‌کند و به‌طور ویژه برای زمین‌لغزش‌های زیرآبی چسبنده توسعه یافته است۵۵. BingClaw به‌طور گسترده با مشاهدات زمین‌شناسی صحت‌سنجی شده است؛ از جمله زمین‌لغزش ۸۱۵۰ سال پیشِ Storegga۵۶ و زمین‌لغزش‌های زیرآبی در دریاچه‌های آلپیِ فرانسه۴۷,۵۷. این مدل جرمِ شکست‌خورده را به دو لایه نمایش می‌دهد: یک لایهٔ بالاییِ «شاخه‌ـمِهره‌ای» که در آن رسوب <i>en bloc بدون تغییرشکل برشی درونی حرکت می‌کند، و یک لایهٔ پایینیِ برشی که در آن تغییرشکل زمانی رخ می‌دهد که تنش برشیِ اعمال‌شده از مقاومتِ تسلیم فراتر رود. معادلات موازنهٔ جرم روی کل عمق (هر دو لایه) حل می‌شوند، در حالی که معادلات مومنتوم به‌طور جداگانه برای هر لایه از طریق یک طرح «حجمیِ محدود» از نوع گادونوف حل می‌گردند. برای توضیح دقیقِ BingClaw به Kim et al.۵۵ مراجعه کنید.

دینامیک زمین‌لغزش و مسافتِ پیشروی آن توسط چند پارامتر کنترل می‌شود که رفتار رئولوژیکِ جریان را توصیف می‌کنند. پارامترهای رئولوژیکی را انتخاب کردیم که بهترین تطابق را با فاصلهٔ پیشروی مشاهده‌شده و همچنین با ضخامت و توزیع فضاییِ رسوبات نهایی ایجاد می‌کردند؛ این انتخاب با تحلیل حساسیت Kim et al.۵۵ هدایت شد. فاصلهٔ پیشروی بیشترین حساسیت را به مقاومت تسلیم۵۵ دارد. در پژوهش حاضر، مقادیر مقاومت تسلیم با استفاده از فاصله‌های پیشروی به‌دست‌آمده از داده‌های مشاهده‌ایِ خطوط لرزه‌ای محدود شدند (شکل ۲c, f). چگالی رسوب و میزان آب را مستقیماً از داده‌های هسته به دست آوردیم. شبیه‌سازی لغزشِ ۱۱۱۷ میلادی از مقاومت تسلیم \(۲۵{Pa}\) و چگالی حجمی \(۱۶۰۰{kg}/{m}^{3}\) استفاده کرد، در حالی که لغزشِ ۱۲۲۲ میلادی از مقاومت تسلیم \(۷{Pa}\) و چگالی حجمی \(۱۶۵۰{kg}/{m}^{3}\) بهره می‌گرفت. مقاومت تسلیمِ کمتر برای لغزشِ ۱۲۲۲ میلادی بازتابِ میزان آبِ بالاتر و سهم بیشترِ رسوبِ درشت‌دانه (شکل تکمیلی ۲) است. همهٔ پارامترهای دیگر، از جمله شاخص سیالیتِ غیرنیوتنی، \({n}\) (۰٫۵)، جرمِ افزوده (۰٫۱)، کشِ اصطکاکی (۰٫۰۱)، نیروی فشار (۱٫۰) و نرخ کرنش مرجع (۱۰۰<sup>س</sup>ˆ−۱)، طبق Kim et al.۵۵ و Zafar et al.۴۷,۵۷ روی مقادیر ثابت نگه داشته شدند. با استفاده از همهٔ این پارامترها، شبیه‌سازی‌های زمین‌لغزش انجام می‌دهیم و فاصلهٔ پیشرویِ وابسته به زمانِ لغزش را تا زمانی تعیین می‌کنیم که به موقعیت نهاییِ رسوب‌گذاری خود در حوضهٔ عمیق برسد. این خروجی در مرحلهٔ بعدیِ مدل‌سازی سونامی به کار خواهد رفت.

مدل‌سازی سونامی

تغییرات وابسته به زمان در باتیمتری (bathymetry) که از مدل زمین‌لغزش به دست آمده بود، برای هدایت تولید موج در مدل زمین‌فنا (tsunami) استفاده شد. برای شبیه‌سازی انتشار موج تسونامی و پهنه‌گستری، از مدل دو بعدیِ معادله غیرخطیِ کم‌عمقِ عمق‌میانگین (two-dimensional depth-averaged nonlinear shallow-water equation)، یعنی GeoClaw58، استفاده کردیم. GeoClaw یک مدل تسونامی متن‌باز و پرکاربرد است که در برابر مسائل معیار برنامهٔ کاهش خطر سونامی ملی (National Tsunami Hazard Mitigation Program, NTHMP)59 اعتبارسنجی شده و برای رویدادهای متعدد نیز به کار رفته است؛ با مقایسه‌هایی با داده‌های ترازسنج‌ها60 و داده‌های زمین‌شناسی، از جمله مواردی که از دریاچه‌ها47,50,57 به دست آمده‌اند. GeoClaw از یک طرح حجم محدودِ نوع Godunovِ «شوک‌گیری» (shock-capturing)61,62 روی شبکه‌های مستطیلی با بهینه‌سازیِ سازگارِ اندازه‌توری (adaptive mesh refinement) استفاده می‌کند و در زمان پهنه‌گستری، رابط‌های تر/خش (wet/dry) را به‌خوبی مدیریت می‌کند. برای شرحی دقیق از GeoClaw، به LeVeque et al.63 مراجعه کنید. برای شبیه‌سازی انتشار موج تسونامی و پهنه‌گستری، از شبکه‌های محاسباتی مستطیلی با اندازهٔ سلولی حدود ~10 m و با ضریب زبری مانینگ (Manning roughness coefficient) برابر 0.03 استفاده شد. سطح مرجعِ امروزیِ دریاچه (185.44 m a.s.l.) به کار گرفته شد؛ زیرا هیچ شواهدی از تغییرات معنی‌دار در تراز دریاچه طی حدود ~2 kyr وجود ندارد و با توجه به این نکته نیز هست که گسترهٔ تقریباً ثابتِ ناحیهٔ مردابی (Torbiere d’Iseo) در لبهٔ جنوبی دریاچه Iseo برقرار بوده است.

برآورد عدد فرود (Froude number)

آغاز زمین‌فناها (tsunamis) عمدتاً به حجم زمین‌لغزش و سطحِ جلویی (frontal area) اولیهٔ آن بستگی دارد. با این حال، ویژگی‌ها و شدت امواج تسونامی و همچنین برهم‌کنش آن‌ها با زمین‌لغزش‌های زیرآبی به‌شدت تحت تأثیر عدد فرود (Fr)64,65 قرار دارد. این کمیت به‌صورت نسبتِ سرعت زمین‌لغزش به سرعت موج‌های گرانشیِ بلند (longwave gravity waves) تعریف می‌شود و به شکل زیر است:

${Fr}=U/\sqrt{{gh}}$

(۱)

که در آن \(U:=\sqrt{{u}^{2}+{v}^{2}}\) بزرگی سرعت زمین‌لغزش را نشان می‌دهد. نمادهای «\(g\)» و «\(h\)» به ترتیب شتاب گرانشی و عمق آب را بیان می‌کنند. کارآمدترین تولید تسونامی زمانی رخ می‌دهد که نزدیکِ شرایط تشدید باشیم، یعنی وقتی \({Fr}\approx 1\)66.

عدد فرود را برای رویداد ۱۱۱۷ میلادی (CE) روی ۲۰۰ ثانیهٔ نخستِ شبیه‌سازی محاسبه کردیم. سیر زمانیِ تکامل (Fig. 5 تکمیلی) نشان می‌دهد که در مرحلهٔ شتاب‌گیری اولیهٔ ریزشِ دلتا، \({Fr}\) به بیشینهٔ حدود ~۰.۹ رسید و به شرایط تشدید (\({Fr}\approx 1\)) نزدیک شد. این امر نشان می‌دهد انتقال مؤثر انرژی از زمین‌لغزش به موج‌های سطحی رخ داده و در نتیجه کارآمدترین تولید تسونامی نیز حاصل شده است. پس از حدود ~۲۰ ثانیه، \({Fr}\) به سرعت به ~۰.۶ کاهش یافت و سپس در مرحلهٔ حرکتِ نهایی (runout) به‌تدریج کم شد؛ که بازتاب کاهش کارآمدی تولید تسونامی است، زیرا زمین‌لغزش کند شد و به آب‌های عمیق‌تر گسترش یافت.

تحلیل حساسیت نسبت به پراکندگی (Dispersive sensitivity analysis)

برای بررسی اثرات پراکندگی، مدل تسونامیِ پراکندگی‌دار BoussClaw را که در چارچوب معادلات اصلاح‌شدهٔ Boussinesq توسعه داده شده است، به کار گرفتیم؛ همان‌طور که Schäffer et al.67 و Schäffer و Madsen68 پیشنهاد کرده‌اند. BoussClaw برای موج‌های با طول‌موج کوتاه‌تر با وارد کردن جمله‌های پراکندگی در معادلاتِ مومنتوم، دقت پراکندگی را حفظ می‌کند. این کار از طریق «تفکیک عملگر» (operator splitting) انجام می‌شود: معادلات کم‌عمق با یک طرح حجم محدودِ با دقت بالا حل می‌شوند، سپس جمله‌های پراکندگی با یک طرح تفاضل محدود حل می‌گردند. شکست موج با سوئیچ کردن به معادلات کم‌عمق زمانی که نسبتِ ارتفاع موج به عمق آب از 0.8 بیشتر شود نمایش داده می‌شود. جزئیات بیشتر در Kim et al.69 آمده است.

نتایج عددی حاصل از هر دو مدلِ بدون‌پراکندگیِ NSWE و مدلِ Boussinesq با پراکندگی ضعیف را با هم مقایسه کردیم تا اثر پراکندگیِ فرکانسی بر شکل‌موج‌های تسونامی ارزیابی شود. برای استخراج موج پیشرو در \(t=3.56\,\min\) (Fig. 4c تکمیلی)، بلندی‌های سطح در برابر فاصله را روی یک ترَنس (transect) برداشت کردیم و سپس سری‌زمانیِ سنسورهای مصنوعی را تحلیل نمودیم (Fig. 4d). هر دو خروجی شکل‌موج‌ها و زمان‌های رسیدن مشابهی برای دو مدل نشان دادند که بیانگر پراکندگی ناچیز است. طول موج، حدود ~5\(.5{km}\) (Fig. 4c)، تقریباً برابر \(22\) برابرِ بیشینه عمق آبِ \(250{m}\) است. همچنین عدد استوکس–اُرسل (Stokes–Ursell number)70 را بررسی کردیم؛ این عدد اهمیت نسبی اثرات غیرخطی و پراکندگی را می‌سنجد. این کمیت مشخص می‌کند دینامیک موج تحت سلطهٔ اثرات غیرخطی (\(U\gg 1\)) است یا اثرات پراکندگی (\(U\ll 1\))71 و به صورت زیر تعریف می‌شود:

$U=\left(\frac{\eta }{h}\right){\left(\frac{L}{h}\right)}^{2},$

(۲)

که در آن \(h\) عمق آب است، \(\eta\) ارتفاع موج و \(L\) طول موج را نشان می‌دهد. با استفاده از بیشینه عمق آب \(h\approx 250\,\) m، ارتفاع موج \(\eta \approx 5\,\) m و طول موج \(L\approx 5.5\,\) km، یک پارامترِ غیرخطی برابر \(\eta /h\approx 0.02\,\) و یک پارامترِ پراکندگی برابر \(({h/L})^{2},|,0.002\) به دست آوردیم. نسبت این دو، عدد استوکس–اُرسل \(U\approx 10\) را نتیجه می‌دهد. در کنار هم قرار دادن این نتایج نشان می‌دهد که در این شرایط، موج تسونامی غیرخطی بوده و عملاً بدون پراکندگی است. بنابراین، برای تحلیل پهنه‌گستریِ تسونامی فقط از مدل NSWE استفاده کردیم.

تحلیل حساسیت نسبت به عمق آغاز زمین‌لغزش

شبیه‌سازی‌های تسونامی که در Fig. 3 آمده‌اند بر اساس محتمل‌ترین هندسه‌های بازسازی‌شدهٔ منبع (Fig. 2)، با توجه به مورفولوژی امروزی دلتا انجام شده است. با این حال، برای ارزیابی حساسیت تولید تسونامی به عمق آغاز زمین‌لغزش، دو سناریوی جایگزینِ منبع، یعنی S1 و S2، را نیز برای رویداد ۱۱۱۷ میلادی (CE) آزمایش کردیم. در این سناریوها، جرمِ شکست‌خورده به‌ترتیب از عمق‌های ۴۵ متر و ۷۵ متر در امتداد پیشانی دلتا آغاز می‌شد. سناریوی S1 بیشینهٔ ارتفاع تسونامی حدود ~۲۲ متر تولید کرد، در حالی که سناریوی S2 بیشینهٔ ارتفاع حدود ~۱۱ متر به دست داد (Fig. 6 تکمیلی).

دسترسی به داده‌ها

داده‌های شبیه‌سازی تولیدشده در این پژوهش در مخزن Figshare با این نشانی قرار داده شده است: https://doi.org/10.6084/m9.figshare.30417256.v172. این مخزن شامل همهٔ فایل‌های خروجی و اسکریپت‌های لازم برای اجرای شبیه‌سازی و بازتولید نتایج ما است.

دسترسی به کد

در پژوهش ما، شبیه‌سازی‌ها با استفاده از سه مدل عددی انجام شد. مدل حرکت توده BingClaw را می‌توان در مخزن Zenodo https://doi.org/10.5281/zenodo.1107088773 یافت. مدل بدون‌پراکندگی GeoClaw در وب‌سایت Clawpack در دسترس است (https://www.clawpack.org/geoclaw)74. مدل موج با پراکندگی ضعیف BoussClaw نیز در مخزن Zenodo با نشانی https://doi.org/10.5281/zenodo.1107089875 قابل دسترسی است.

منابع

  1. Montgomery, D. R. Dirt: The Erosion of Civilizations, with a New Preface. ۳۰۴ (Univ of California press, 2012).
  2. فائو، آی. وضعیت منابع خاک جهان (SWSR)–گزارش اصلی. Food Agric. Organ. U. N. Intergov. Tech. Panel Soils Rome Italy 650، ۶۰۸ (۲۰۱۵).
  3. کمپ، دی. بی.، سدلر، پی. ام. و ونکر، وی. اثر انسانی بر فرسایش، انتقال رسوب و ذخیره رسوب در آمریکای شمالی در زمینه‌ای زمین‌شناختی. Nat Commun 11، ۶۰۱۲ (۲۰۲۰).
  4. اُلسون، ال. و همکاران. تخریب سرزمین: گزارش ویژه IPCC درباره تغییرات اقلیمی، بیابان‌زایی، تخریب سرزمین ۵، مدیریت پایدار سرزمین، امنیت غذایی و ۶ شار گازهای گلخانه‌ای در اکوسیستم‌های زمینی. در IPCC special report on climate change, desertification, land 5 degradation, sustainable land management, food security, and 6 greenhouse gas fluxes in terrestrial ecosystems ۱ ۳۴۵–۴۳۶ (کمیته بین‌دولتی تغییرات اقلیمی (IPCC)، ۲۰۱۹).
  5. نیهویس، جی. اچ. و همکاران. اثر انسانی در مقیاس جهانی بر مورفولوژی دلتاها منجر به افزایش خالص مساحت زمین شده است. Nature 577، ۵۱۴–۵۱۸ (۲۰۲۰).Article ADS CAS PubMed Google ScholarÂ
  6. رِناود، اف. جی. و همکاران. گذار از هولوسن به آنتروپوسن: دلتاهای بزرگ جهان چقدر در معرض تهدید هستند؟ Curr. Opin. Environ. Sustain. 5، ۶۴۴–۶۵۴ (۲۰۱۳).Article Google ScholarÂ
  7. سیوویتسکی، جی. و همکاران. چرخه رسوبی زمین در آنتروپوسن. Nat. Rev. Earth Environ. 3، ۱–۱۸ (۲۰۲۲).Article Google ScholarÂ
  8. ادواردز، کی. جی. و ویتینگتون، جی. رسوبات دریاچه، فرسایش و تغییرات چشم‌انداز در طول هولوسن در بریتانیا و ایرلند. CATENA 42، ۱۴۳–۱۷۳ (۲۰۰۱).Article Google ScholarÂ
  9. فوش، ام. ارزیابی اثرات انسانی در برابر اثرات اقلیمی بر فرسایش خاک در هولوسن در شمال‌شرق پلوپونز، یونان. Quat. Res. 67، ۳۴۹–۳۵۶ (۲۰۰۷).Article Google ScholarÂ
  10. آرنو، اف. و همکاران. فرسایش تحت فشارهای اقلیمی و انسانی: دیدگاه رسوبات یک دریاچه آلپی. Quat. Sci. Rev. 152، ۱–۱۸ (۲۰۱۶).Article ADS Google ScholarÂ
  11. جوسان، ال. و همکاران. ارتباط کوتاه: فرسایش گسترده در مرکز هندِ موسمی که با تخریب پوشش سرزمین در اواخر هولوسن مرتبط است. Earth Surf. Dyn. 5، ۷۸۱–۷۸۹ (۲۰۱۷).Article ADS Google ScholarÂ
  12. والش، کی. و همکاران. نوسان‌های جمعیتی در هولوسن، اقلیم و فرسایش در مدیترانه: یک تحلیل فرا-داده‌ای (متادیتا). The Holocene 29، ۸۶۴–۸۸۵ (۲۰۱۹).Article ADS Google ScholarÂ
  13. راپوک، دبلیو. و همکاران. تشدید شدن نرخ‌های فرسایش به‌دستِ انسان در کوه‌های آلپ اروپا از عصر برنز. Nat. Commun. 15، ۱۲۴۶ (۲۰۲۴).Article ADS CAS PubMed PubMed Central Google ScholarÂ
  14. جِنی، جی.-پی. و همکاران. نقش اثر انسانی و اقلیم در انتقال رسوب در طول هولوسن در مقیاس جهانی. Proc. Natl. Acad. Sci. 116، ۲۲۹۷۲–۲۲۹۷۶ (۲۰۱۹).Article ADS CAS PubMed PubMed Central Google ScholarÂ
  15. راپوک، دبلیو. و همکاران. اثرات انسانی و اقلیمی بر منطقه بحرانی آلپی در ۱۰٬۰۰۰ سال گذشته. Proc. Natl. Acad. Sci. 122، e2506030122 (۲۰۲۵).Article CAS PubMed PubMed Central Google ScholarÂ
  16. مونتگومری، دی. آر. فرسایش خاک و پایداری کشاورزی. Proc. Natl. Acad. Sci. 104، ۱۳۲۶۸–۱۳۲۷۲ (۲۰۰۷).Article ADS CAS PubMed PubMed Central Google ScholarÂ
  17. راپوک، دبلیو. و همکاران. رسوب‌گذاری فوری در یک دریاچه آلپی عمیق (ایزئو، ایتالیا) که توسط اقلیم، نیروهای انسانی و نیروهای ژئودینامیکی کنترل می‌شود. Sedimentology 69، ۱۸۱۶–۱۸۴۰ (۲۰۲۲).Article ADS Google ScholarÂ
  18. گاستیناو، آر.، ژیردکلوس، اس.، کرمر، کی. و انسل‌متّی، اف. اس. شکست‌های دلتا با چرخه‌های خودسامانِ آغازشده توسط انسان. Sedimentology 72، ۴۵–۶۶ (۲۰۲۵).Article ADS Google ScholarÂ
  19. پرات، ان. و همکاران. پتانسیل پالئوسیسیمیکِ ثبت‌های لغزش‌های زیر دریاچه‌ای در یک محیط با لرزه‌خیزی بالا (جنوب‌مرکز آلاسکا). Mar. Geol. 384، ۱۰۳–۱۱۹ (۲۰۱۷).Article ADS Google ScholarÂ
  20. ژیردکلوس، اس. و همکاران. فروپاشی دلتا در سال ۱۹۹۶ میلادی و توربیدیتی بزرگ در دریاچه بریِنز. Mar. Geol. 241، ۱۳۷–۱۵۴ (۲۰۰۷).Article ADS Google ScholarÂ
  21. هیلْبه، ام. و انسل‌متّی، اف. اس. نشانه‌های شکست‌های دامنه‌ای و فروپاشی‌های رود–دلتا در یک دریاچه پیراآلپی (دریاچه لوسرن، سوئیس). Sedimentology 61، ۱۸۸۳–۱۹۰۷ (۲۰۱۴).Article ADS Google ScholarÂ
  22. شِنِل‌مان، ام.، انسل‌متّی، اف. اس.، جیاردینی، د.، مک‌کلنز‌ی، جی. ای. و وارد، اس. ان. تاریخ زمین‌لرزه‌های پیشاتاریخی که از رسوبات فروریختگیِ دریاچه‌ای آشکار شده است. Geology 30، ۱۱۳۱–۱۱۳۴ (۲۰۰۲).Article ADS Google ScholarÂ
  23. نیگ، وی. و همکاران. رسوبات سونامیِ آبِ کم‌عمق: شواهدی از هسته‌های رسوبی و انتشار موج عددیِ رخدادِ ۱۶۰۱ میلادیِ دریاچه لوسرن. Geochem. Geophys. Geosystems 22، e2021GC009753 (۲۰۲۱).Article ADS Google ScholarÂ
  24. کرمر، کی.، سیمپسون، جی. و ژیردکلوس، اس. سونامی بزرگ دریاچه ژنو در سال ۵۶۳ میلادی. Nat. Geosci. 5، ۷۵۶–۷۵۷ (۲۰۱۲).Article ADS CAS Google ScholarÂ
  25. فانیّتی، دی.، انسل‌متّی، اف. اس.، چاپرون، ئی.، اشتورم، ام. و وِتّزولی، ال. Megaturbidite Deposits in the Holocene Basin Fill of Lake Como (Southern Alps, Italy). Paleogeography, Paleoclimatology, Palaeoecology جلد ۲۵۹ ۳۲۳–۳۴۰ (Elsevier، ۲۰۰۸).
  26. هیلْبه، ام. و انسل‌متّی، اف. اس. خطر سونامی ناشی از جابه‌جایی توده‌ای در دریاچه پیراآلپی لوسرن (سوئیس): سناریوها و آزمایش‌های عددی. Pure Appl. Geophys. 172، ۵۴۵–۵۶۸ (۲۰۱۵).Article ADS Google ScholarÂ
  27. هیوِز، کی. ئی.، فیتزسیمونس، اس. جی. و هاوارت، جی. دی. جابه‌جایی‌های توده‌ای دریاچه‌ای در محیط‌های تکتونیکی فعال: منابع سونامیِ دریاچه‌ای در جزیره جنوبیِ نیوزیلند. Geomorphology 464، ۱۰۹۳۵۹ (۲۰۲۴).Article Google ScholarÂ
  28. Chapron, E., Van Rensbergen, P., Beck, C., Batist, M. de & Paillet, A. Lacustrine sedimentary records of brutal events in Lake Le Bourget (Northwestern Alps-Southern Jura) [Enregistrements d’événements brutaux dans la sédimentation lacustre du Lac du Bourget (Alpes occidentales-Jura méridional)] https://doi.org/10.3406/quate.1996.2068 (1996).
  29. Kremer, K. et al. Reconstructing 4000 years of mass movement and tsunami history in a deep peri-Alpine lake (Lake Geneva, France-Switzerland). Sedimentology 62, 1305–1327 (2015).Article ADS Google ScholarÂ
  30. Nigg, V. et al. A tsunamigenic delta collapse and its associated tsunami deposits in and around Lake Sils, Switzerland. Nat. Hazards 107, 1069–1103 (2021).Article Google ScholarÂ
  31. McCulloch, D. S. Slide-Induced Waves, Seiching, and Ground Fracturing Caused by the Earthquake of March 27, 1964, at Kenai Lake, Alaska. 41 (US Government Printing Office, 1966).
  32. Rapuc, W. et al. Quantitative Evaluation of Human and Climate Forcing on Erosion in the Alpine Critical Zone over the Last 2000 Years. Quaternary Science Reviews 268, 107127 (Elsevier, 2021).
  33. Anati, E. & Cittadini, T. Valcamonica rock art: a new history for Europe. 208 (1994).
  34. Gehrig, R. pollenanalytische Untersuchungen zur Vegetations- und Klimageschichte des Val Camonica 152 (Norditalien, 1997).
  35. Marziani, G. & Citterio, S. The effects of human impact on the arboreal vegetation near ancient iron smelting sites in Val Gabbia, northern Italy. Veg. Hist. Archaeobotany 8, 225–229 (1999).Article Google ScholarÂ
  36. Pini, R. A high-resolution Late-Glacial? Holocene pollen diagram from Pian di Gembro (Central Alps, Northern Italy). Veg. Hist. Archaeobotany 11, 251–262 (2002).Article Google ScholarÂ
  37. Pini, R. et al. Ecological changes and human interaction in Valcamonica, the rock art valley, since the last deglaciation. Alp. Mediterr. Quat. 29, 19–34 (2016). Google ScholarÂ
  38. Dal Piaz, G. V., Bistacchi, A. & Massironi, M. Geological outline of the Alps. Episodes J. Int. Geosci. 26, 175–180 (2003).Article Google ScholarÂ
  39. Rovida, A. et al. Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani (CPTI15), versione 3.0. https://www.emidius.eu/AHEAD/study/CPTI15v3 (2020).
  40. Guidoboni, E., Comastri, A. & Boschi, E. The “exceptional� earthquake of 3 January 1117 in the Verona area (northern Italy): a critical time review and detection of two lost earthquakes (lower Germany and Tuscany). J. Geophys. Res. Solid Earth https://doi.org/10.1029/2005JB003683 B12309 (2005).
  41. Livio, F. A. et al. Active Fault-Related Folding in the Epicentral Area of the December 25, 1222 (Io= IX MCS) Brescia Earthquake (Northern Italy): Seismotectonic Implications. Tectonophysics 476, 320–335 (Elsevier, 2009).
  42. Oliveti, I. et al. The shakemap atlas of historical Earthquakes in Italy: configuration and validation. Seismol. Res. Lett. 95, 21–37 (2023).Article Google ScholarÂ
  43. Michetti, A. M. et al. Active compressional tectonics, Quaternary capable faults, and the seismic landscape of the Po Plain (northern Italy). Ann. Geophys. 55, 969–1001 (2012). Google ScholarÂ
  44. Lauterbach, S. C. et al. DecLakes. A sedimentary record of Holocene surface runoff events and earthquake activity from Lake Iseo (Southern Alps, Italy). The Holocene 22, 749–760 (2012).Article ADS Google ScholarÂ
  45. Piccin, A. & Coren, F. Acquisizione e trattamento di dati morfobatimetrici ad alta risoluzione nel bacino del lago Sebino (Lombardia). in Atti VI conf. Naz. ASITA, Perugia 5–8 (2002).
  46. Bini, A. et al. Morphology and geological setting of Iseo Lake (Lombardy) through multibeam bathymetry and high-resolution seismic profiles. Swiss J. Geosci. 100, 23–40 (2007).Article Google ScholarÂ
  47. Zafar, M. N. et al. Modeling earthquake-induced seiche processes and subsequent homogenite deposition in lacustrine settings. Earth Planet. Sci. Lett. 660, 119348 (2025).Article CAS Google ScholarÂ
  48. Pisano, G. Liber compositus de variis historiis pro diversis utilitatibus lectori proventuris (BAV, Vaticano Latino, 11564, fol. 184r). Biblioteca Apostolica Vaticana (قرن ۱۲).
  49. Gallina, D. La pieve di Sant’Andrea di Iseo (Bs). Dall’analisi stratigrafica e archeologica alla politica edilizia dell’episcopato bresciano tra XI e XII secolo. In architettura dell’XI secolo nell’Italia del Nord. Storiografia e nuove ricerche (eds Segagni Malacart, A. & Schiavi, L. C.) 177–197 (ETS, 2013).
  50. Zafar, M. N. et al. Strike-slip fault-generated paleotsunamis in Lake Iznik (NW Türkiye): numerical modeling corroborated by coastal deposits. Geophys. Res. Lett. 52, e2025GL117422 (2025).Article ADS Google ScholarÂ
  51. Joannin, S., Magny, M., Peyron, O., Vannière, B. & Galop, D. Climate and land-use change during the late Holocene at Lake Ledro (southern Alps, Italy). The Holocene 24, 591–602 (2014).Article ADS Google ScholarÂ
  52. Comiti, F. How natural are Alpine mountain rivers? Evidence from the Italian Alps. Earth Surf. Process. Landf. https://doi.org/10.1002/ESP.2267 (2012).Article Google ScholarÂ
  53. Gasperini, L. et al. Morphotectonics and late Quaternary seismic stratigraphy of Lake Garda (Northern Italy). Geomorphology https://doi.org/10.1016/j.geomorph.2020.107427 (2020).Article Google ScholarÂ
  54. Italian National Institute of Statistics (ISTAT). Demo. Resident population by municipality, 1 2025. https://demo.istat.it/app/?i=POS&l=en (2025).
  55. Kim, J., Løvholt, F., Issler, D. & Forsberg, C. F. Landslide material control on tsunami genesis—the Storegga slide and tsunami (8100 Years BP). J. Geophys. Res. Oceans 124, 3607–3627 (2019).Article ADS Google ScholarÂ
  56. Løvholt, F.، Bondevik, S.، Laberg, J. S.، Kim, J. و Boylan, N. برخی از لغزش‌های عظیم دریازیرین امواج تسونامی بزرگ تولید نمی‌کنند. Geophys. Res. Lett. 44، 8463–8472 (2017).Article ADS Google ScholarÂ
  57. Zafar, M. N.، Dutykh, D.، Sabatier, P.، Banjan, M. و Kim, J. بازسازی عددیِ دیرینه‌تسونامیِ لغزش با استفاده از داده‌های زمین‌شناسی در دریاچه آلپی Aiguebelette. J. Geophys. Res. Solid Earth 129، e2023JB028629 (2024).Article ADS Google ScholarÂ
  58. Clawpack Development Team. کُد عددی تسونامی GeoClaw [Software]. Clawpack Development Team. دریافت‌شده از https://www.clawpack.org/geoclaw (2020).
  59. González, F. و همکاران. نتایج GeoClaw برای مسائل معیار تسونامیِ NTHMP. در Results of the 2011 NTHMP Model Benchmarking Workshop 135–211 (2012).
  60. Adams, L. M. و LeVeque, R. J. مدل تسونامیِ GeoClaw در مقایسه با نتایجِ سنجشِ ترازِ آب (tide gauge)، گزارش نهایی، ۳ نوامبر، 142 (2017).
  61. Dutykh, D.، Poncet, R. و Dias, F. کُد VOLNA برای مدل‌سازی عددی امواج تسونامی: تولید، انتشار و فروروی. Eur. J. Mech.-BFluids 30، 598–615 (2011).Article MathSciNet Google ScholarÂ
  62. LeVeque, R. J. Finite Volume Methods for Hyperbolic Problems. جلد 31، 558 (Cambridge University Press، 2002).
  63. LeVeque, R. J.، George, D. L. و Berger, M. J. مدل‌سازی تسونامی با روش‌های حجم محدودِ با پالایش تطبیقی. Acta Numer 20، 211–289 (2011).Article ADS MathSciNet Google ScholarÂ
  64. Jiang, L. و LeBlond, P. H. برهم‌کنشِ یک لغزش دریازیرین و موج‌های سطحیِ تولیدشده توسط آن. J. Geophys. Res. Oceans 97، 12731–12744 (1992).Article ADS Google ScholarÂ
  65. Løvholt, F.، Glimsdal, S. و Harbitz, C. B. عدم‌قطعیتِ لغزش–تسونامی و ارزیابی خطر. Landslides 17، 2301–2315 (2020).Article Google ScholarÂ
  66. Harbitz, C.B.، Løvholt, F.، Pedersen, G. و Masson, D. G. سازوکارهای تولید تسونامی توسط لغزش‌های دریازیرین: یک مرور کوتاه. Nor. J. Geol. Geol. Foren. 86، 255–264 (2006). Google ScholarÂ
  67. Schäffer, H. A.، Madsen, P. A. و Deigaard, R. A مدل بوسینسک برای موج‌های شکسته‌شده در آب‌های کم‌عمق. Coast. Eng. 20، 185–202 (1993).Article Google ScholarÂ
  68. Schäffer, H. A. و Madsen, P. A. بهبودهای بیشتر در معادلاتِ نوع بوسینسک. Coast. Eng. 26، 1–14 (1995).Article Google ScholarÂ
  69. Kim, J.، Pedersen, G. K.، Løvholt, F. و LeVeque, R. J. توسعه‌ای از مدل GeoClaw از نوع بوسینسک—مطالعه‌ای درباره پدیده‌های شکسته‌شدن موج با استفاده از مدل‌های موجِ بلندِ پراکندگی‌دار. Coast. Eng. 122، 75–86 (2017).Article Google ScholarÂ
  70. Ursell, F. پارادوکس موجِ بلند در نظریه موج‌های گرانشی. در Mathematical Proceedings of the Cambridge Philosophical Society 49، 685–694 (Cambridge University Press، 1953).
  71. Theory and Applications of Ocean Surface Waves | Advanced Series on Ocean Engineering. https://www.worldscientific.com/worldscibooks/10.1142/5566?srsltid=AfmBOorn48DV-bOLdaboNE1tA1pZx_Qs6TY2BbiYIl_YzFucnEJDkbVX 1136.
  72. Zafar, M. N. داده‌های شبیه‌سازی برای خطر تسونامیِ تقویت‌شده توسط انسان در دریاچه‌های بزرگ. Figshare https://doi.org/10.6084/m9.figshare.30417256.v1 (2025).
  73. Kim, J. نرم‌افزار BingClaw. Zenodo https://doi.org/10.5281/zenodo.11070887 (2024).
  74. Clawpack Development Team. کُد عددی تسونامی GeoClaw. https://www.clawpack.org/geoclaw (2020).
  75. Kim, J. نرم‌افزار BoussClaw. Zenodo https://doi.org/10.5281/zenodo.11070898 (2024).

دانلود مراجع

سپاسگزاری‌ها

ما از Nature Reserve Torbiere del Sebino برای مجوز نمونه‌برداری و کمک در محل قدردانی می‌کنیم.

تأمین مالی

M.N.Z با کمال میل از حمایت مالی دریافت‌شده از وزارت آموزش عالی و پژوهش (MESRI) و همچنین مدرسه دکتری ED MSTII به شکل بورس دکتری برای انجام پژوهشِ پایان‌نامه دکتری‌اش قدردانی می‌کند. همچنین از Université Savoie Mont Blanc، CNRS و Khalifa University برای حمایت مالی قدردانی می‌کنیم.

نویسندگان و وابستگی‌ها

نویسندگان

  1. Muhammad Naveed Zafarمشاهده انتشارهای نویسندهجست‌وجوی نویسنده در:PubMed Google Scholar
  2. Pierre Sabatierمشاهده انتشارهای نویسندهجست‌وجوی نویسنده در:PubMed Google Scholar
  3. Denys Dutykhمشاهده انتشارهای نویسندهجست‌وجوی نویسنده در:PubMed Google Scholar
  4. William Rapucمشاهده انتشارهای نویسندهجست‌وجوی نویسنده در:PubMed Google Scholar
  5. Raphaël Parisمشاهده انتشارهای نویسندهجست‌وجوی نویسنده در:PubMed Google Scholar
  6. Andrea Piccinمشاهده انتشارهای نویسندهجست‌وجوی نویسنده در:PubMed Google Scholar
  7. Pascal Vuilleminمشاهده انتشارهای نویسندهجست‌وجوی نویسنده در:PubMed Google Scholar
  8. Flavio S. Anselmettiمشاهده انتشارهای نویسندهجست‌وجوی نویسنده در:PubMed Google Scholar

مشارکت‌ها

P.S.، D.D. و M.N.Z آغازگر، طراح و هماهنگ‌کننده این پروژه بودند. D.D. و P.S. بر کار نظارت داشتند. M.N.Z بازسازی منبعِ لغزش و مدل‌سازی عددی را انجام داد و در این میان، مشارکت‌های کلیدی از سوی P.S.، D.D.، W.R.، F.A.، R.P. و A.P. صورت گرفت. داده‌های اصلی و بازتاب‌نگاری لرزه‌ایِ در دسترس مجدداً تحلیل و در این مطالعه توسط M.N.Z، W.R، F.A و P.S ادغام شدند. بررسی‌های میدانی برخط (Onshore) توسط P.S، R.P، M.N.Z و A.P انجام شد. داده‌های تاریخی و باستان‌شناختی نیز توسط P.V بررسی شد. نسخه اولیه مقاله توسط M.N.Z نوشته شد و همه نویسندگان نتایج را مورد بحث قرار دادند و نسخه را مطالعه و بررسی کرده و نظرات خود را اعلام کردند. تهیه اقلام نمایشی (Display items) توسط M.N.Z و W.R انجام شد.

اعلامیه‌های اخلاقی

منافع متعارض

نویسندگان اعلام می‌کنند که هیچ‌گونه منافعی متعارض ندارند.

داوری همتا

اطلاعات داوری همتا

Nature Communications از Filippo Zaniboni تشکر می‌کند که همراه با Cesare Angeli، Bernd Zolitschka، Stefan Lauterbach و نیز داور(ان) ناشناس دیگر در داوری همتای این کار مشارکت داشته است. یک فایل داوری همتا در دسترس است.

اطلاعات تکمیلی

یادداشت ناشر شرکت Springer Nature در قبال ادعاهای مربوط به صلاحیت قضایی در نقشه‌های منتشرشده و وابستگی‌های نهادی، موضعی بی‌طرفانه دارد.

اطلاعات تکمیلی

اطلاعات تکمیلی (دانلود PDF)

پرونده بررسی همتراز شفاف (دانلود PDF)

حقوق و مجوزها

دسترسی آزاد این مقاله تحت مجوز Creative Commons Attribution-NonCommercial-NoDerivatives 4.0 International منتشر شده است. این مجوز هرگونه استفاده غیرتجاری، اشتراک‌گذاری، توزیع و بازتولید را در هر رسانه یا قالبی مجاز می‌داند، به شرط آنکه اعتبار مناسب به(های) نویسنده(گان) اصلی و منبع داده شود، یک پیوند به مجوز Creative Commons ارائه شود و مشخص شود آیا محتوای مجاز را تغییر داده‌اید یا نه. شما تحت این مجوز اجازه ندارید محتوای اقتباس‌شده برگرفته از این مقاله یا بخش‌هایی از آن را به اشتراک بگذارید. تصاویر یا سایر مواد متعلق به اشخاص ثالث که در این مقاله آمده‌اند، مگر آنکه در خط اعتباردهی خلافش ذکر شده باشد، مشمول مجوز Creative Commons این مقاله هستند. اگر ماده‌ای در مجوز Creative Commons مقاله گنجانده نشده باشد و استفاده موردنظر شما مطابق مقررات قانونی مجاز نباشد یا از میزان استفاده مجاز فراتر رود، باید اجازه را مستقیماً از دارنده حق نسخه‌برداری دریافت کنید. برای مشاهده یک نسخه از این مجوز، به http://creativecommons.org/licenses/by-nc-nd/4.0/ مراجعه کنید.

بازچاپ‌ها و مجوزها

درباره این مقاله

این مقاله را این‌گونه نقل کنید

Zafar, M.N., Sabatier, P., Dutykh, D. et al. خطر زلزله‌سونامی تقویت‌شده توسط انسان در دریاچه‌های بزرگ. Nat Commun 17, ۱۰۵۳۱ (۲۰۲۶). https://doi.org/10.1038/s41467-026-78272-8

دانلود استناد

  • دریافت شد: ۰۸ ژانویه ۲۰۲۶
  • پذیرفته شد: ۲۱ سپتامبر ۲۰۲۶
  • منتشر شد: ۱۵ اکتبر ۲۰۲۶
  • نسخه معتبر: ۱۵ اکتبر ۲۰۲۶
  • DOI: https://doi.org/10.1038/s41467-026-78272-8
ترجمهٔ ماشینیمنبع اصلی ↗