earthquake case study in hindi

भूकंप के कारण और प्रभाव (Earthquake: Causes and Effects)

• भूकंप   पृथ्वी की सतह का हिलना है, जिसके परिणामस्वरूप   पृ थ्वी के  स्थलमंडल में  ऊर्जा  की अचानक रिहाई होती है  जो  भूकंपीय तरंगें पैदा करती है ।
• भूकंप पृथ्वी की सतह परत के माध्यम से प्रसारित तरंग गति की ऊर्जा का रूप है।
• यह फॉल्टिंग, वलन, प्लेट मूवमेंट, ज्वालामुखी विस्फोट और बांधों और जलाशयों जैसे मानवजनित कारकों के कारण हो सकता है।
• भूकंप अब तक की सभी प्राकृतिक आपदाओं में सबसे अप्रत्याशित और अत्यधिक विनाशकारी है।
• पृथ्वी की पपड़ी के भीतर कंपन की हल्की तरंगों के कारण होने वाले छोटे  भूकंप हर कुछ मिनटों में आते हैं, जबकि  बड़े भूकंप  आमतौर पर दोषों के साथ होने वाली हलचल के कारण होते हैं  , विशेष रूप से घनी आबादी वाले क्षेत्रों में बहुत विनाशकारी हो सकते हैं।

भूकंप के अध्ययन में प्रयुक्त शब्दावली

• भूकंप तीव्रता
• भूकंप की तीव्रता
• रिक्टर पैमाने
• मर्कल्ली पैमाना
• भूकंप का झटका
• भूकंप-सूचक यंत्र

फोकस और उपकेंद्र (Focus and Epicenter)

• पृथ्वी के भीतर वह बिंदु जहां भ्रंश शुरू होता है ,  फोकस  या  हाइपोसेंटर  है ।
• सतह पर फोकस के ठीक ऊपर का बिंदु  भूकंप का केंद्र  है । भूकंप की तीव्रता भूकंप के केंद्र पर सबसे अधिक होती है और भूकंप के केंद्र से दूरी के साथ कम होती जाती है।

रिक्टर पैमाने (Richter scale)

• रिक्टर परिमाण पैमाना भूकंप से निकलने वाली  ऊर्जा की तीव्रता को मापने  का पैमाना है ।
• यह पैमाना  चार्ल्स द्वारा तैयार किया गया था।  वर्ष 1935 में  एफ. रिक्टर ।
• परिमाण दर्शाने वाली संख्या  0 से 9 के बीच होती है
• एक भूकंप जो रिक्टर पैमाने पर 5.0 दर्ज करता है, उसका कंपन आयाम 4.0 दर्ज किए गए भूकंप की तुलना में 10 गुना अधिक होता है, और इस प्रकार कम तीव्रता वाले भूकंप से 31.6 गुना अधिक ऊर्जा निकलती है।

मर्कल्ली पैमाने (Mercalli scale)

• मर्कल्ली तीव्रता पैमाना एक भूकंपीय पैमाना है जिसका उपयोग भूकंप की  तीव्रता को मापने के लिए किया जाता है।
• यह भूकंप के प्रभावों को मापता है
• तीव्रता दर्शाने वाली संख्या  1 से 12 के बीच होती है

भूकंपीय तरंगे (Seismic Waves)

• भूकंपीय तरंगें पृथ्वी के भीतर  चट्टान के अचानक टूटने से उत्पन्न होने वाली ऊर्जा की तरंगें हैं।
• वे वह  ऊर्जा  हैं जो पृथ्वी के माध्यम से यात्रा करती हैं और  भूकंपमापी पर दर्ज की जाती हैं।
• तरंगों के दो  मुख्य प्रकार हैं शरीर तरंगें और सतह तरंगें।

शरीर की तरंगें (Body waves)

• प्राथमिक तरंगें (पी-तरंगें)
• द्वितीयक तरंगें (एस-तरंगें)

सतही तरंगें (Surface Waves)

• लव वेव्स (एल-वेव्स)

प्राथमिक तरंगें (अनुदैर्ध्य तरंग) Primary waves (longitudinal wave)

• पहली प्रकार की शारीरिक तरंग  पी तरंग या प्राथमिक तरंग है।
• यह  सबसे तेज़ प्रकार की भूकंपीय लहर  है ।
• पी तरंग  गैसीय, ठोस चट्टान और तरल पदार्थ  , जैसे पानी या पृथ्वी की तरल परतों से होकर गुजर सकती है।
• यह चट्टान को धकेलता और खींचता है,  यह उसी तरह आगे बढ़ता है जैसे ध्वनि तरंगें  हवा को धक्का और खींचती हैं।

द्वितीयक तरंगें (अनुप्रस्थ तरंग) (Secondary waves (transverse wave))

• दूसरे प्रकार की शारीरिक तरंग  S तरंग या द्वितीयक तरंग है।
• S  तरंग, P तरंग की तुलना में धीमी होती है और केवल ठोस चट्टान के माध्यम से ही चल सकती है।
• यह लहर चट्टान को ऊपर-नीचे, या अगल-बगल ले जाती है।
• एस-तरंगें कुछ समय अंतराल के साथ सतह पर आती हैं।

लव तरंगे (Love Waves)

• पहली प्रकार की  सतह तरंग को लव वेव कहा जाता है  , जिसका नाम ब्रिटिश गणितज्ञ एईएच लव के नाम पर रखा गया है।
• यह  सबसे तेज़ सतही तरंग है और ज़मीन को एक तरफ से दूसरी तरफ ले जाती है।

रेले तरंगे (Rayleigh Waves)

• दूसरी प्रकार की  सतही तरंग रेले तरंग है,  जिसका नाम लॉर्ड रेले के नाम पर रखा गया है।
• रेले  लहर ज़मीन पर उसी तरह घूमती है जैसे एक लहर किसी झील या समुद्र पर घूमती है।
• क्योंकि यह लुढ़कता है, यह जमीन को  ऊपर-नीचे और अगल-बगल  उसी दिशा में घुमाता है जिस दिशा में लहर चल रही है।
• भूकंप से महसूस होने वाले अधिकांश झटके रेले तरंग के कारण होते हैं, जो अन्य तरंगों की तुलना में बहुत बड़ा हो सकता है।

भूकंप की भविष्यवाणी (Earthquake Predicting)

भूकंप का वर्गीकरण (classification of earthquake).

• आइसोस्टेटिक
• मध्यम(0-50 किमी)
• इंटरमीडिएट(50-250 किमी)
• गहरा फोकस (250-700 किमी)
• मध्यम (मृत्यु<50,oo)
• अत्यधिक खतरनाक(51,000-1,00,00)
• सबसे खतरनाक(>1,00,00)

भूकंपों का विश्व वितरण (World Distribution of Earthquakes)

• विश्व में भूकंपों का वितरण ज्वालामुखियों के वितरण से बहुत मेल खाता है।
• सबसे बड़ी भूकंपीयता वाले क्षेत्र  सर्कम-प्रशांत क्षेत्र  हैं , जिनमें भूकंप का केंद्र और ‘प्रशांत रिंग ऑफ फायर’ के साथ सबसे अधिक घटनाएं होती हैं।
• ऐसा कहा जाता है कि  70% से अधिक भूकंप सर्कम-प्रशांत क्षेत्र में आते हैं।
• अन्य  20% भूकंप एशिया माइनर, हिमालय और उत्तर-पश्चिम चीन के कुछ हिस्सों सहित भूमध्य-हिमालयी बेल्ट में आते हैं।
• शेष प्लेटों के अंदरूनी हिस्सों और फैले हुए रिज केंद्रों पर होते हैं।

भूकंप के कारण (Earthquake Causes)

भूकंप मुख्यतः पृथ्वी की परत के किसी भाग में असंतुलन के कारण आते हैं।

पृथ्वी की पपड़ी में असंतुलन या आइसोस्टैटिक असंतुलन के लिए कई कारण बताए गए हैं।

(a)। प्राकृतिक कारण

• ज्वालामुखी का विस्फोट
• दोषयुक्त एवं मोड़ना
• ऊपर की ओर झुकना और नीचे की ओर झुकना
• पृथ्वी के अन्दर गैसीय विस्तार एवं संकुचन।
• प्लेट मूवमेंट

(b)। मानव निर्मित/मानवजनित कारण

• गहरा भूमिगत खनन
• निर्माण प्रयोजनों के लिए डायनामाइट द्वारा चट्टान को विस्फोटित करना।
• गहरी भूमिगत सुरंग
• परमाणु विस्फोट
• जलाशय प्रेरित भूकंपीयता (आरआईएस) (उदाहरण के लिए  कोयना जलाशय में आरआईएस के कारण 1967 में भूकंप आया था)
• जलाशयों और झीलों जैसे मानव निर्मित जल निकायों का हाइड्रोस्टेटिक दबाव।

प्लेट टेक्टोनिक्स ज्वालामुखी और भूकंप की सबसे तार्किक व्याख्या प्रदान करता है।

तीन प्रकार की प्लेट सीमाएँ होती हैं जिनके साथ भूकंप आता है

भारत में भूकंप संभावित क्षेत्र

• प्रतिदिन हल्की तीव्रता का भूकंप आता है। हालाँकि, बड़े पैमाने पर विनाश का कारण बनने वाले तेज़ झटके कम आते हैं। प्लेट सीमाओं के क्षेत्रों में, विशेषकर अभिसरण सीमाओं पर, भूकंप अधिक बार आते हैं।
• भारत में इंडियन प्लेट और यूरेशियन प्लेट के अभिसरण का क्षेत्र भूकंप के प्रति अधिक संवेदनशील है। जैसे हिमालय क्षेत्र.
• भारत का प्रायद्वीपीय भाग एक स्थिर खंड माना जाता है। हालाँकि, कभी-कभी, कुछ भूकंप छोटी प्लेटों के किनारों पर महसूस किए जाते हैं। 1967 का कोयना भूकंप और 1993 का लातूर भूकंप प्रायद्वीपीय क्षेत्रों में आए भूकंप के उदाहरण हैं।
• भारतीय भूकंप विज्ञान  के विशेषज्ञों ने भारत को  चार भूकंपीय क्षेत्रों  जोन-II,   जोन-III  ,   जोन-IV   और   जोन-V  में विभाजित किया है । यह देखा जा सकता है कि संपूर्ण हिमालयी क्षेत्र, उत्तर-पूर्व भारत के राज्य, पश्चिमी और उत्तरी पंजाब, हरियाणा, उत्तर प्रदेश, दिल्ली और गुजरात के कुछ हिस्से उच्चतम और उच्च जोखिम वाली श्रेणियों के क्षेत्र में आते हैं, जिन्हें जोन V कहा जाता है। और चतुर्थ.
• उत्तरी मैदानी इलाकों के शेष हिस्से और पश्चिमी तटीय क्षेत्र मध्यम जोखिम वाले क्षेत्र में आते हैं और प्रायद्वीपीय क्षेत्र का एक बड़ा हिस्सा कम जोखिम वाले क्षेत्र में आता है।

भूकंप के परिणाम

मानव जीवन और संपत्ति को नुकसान.

• पृथ्वी की पपड़ी की ऊर्ध्वाधर और क्षैतिज गति के कारण जमीन की सतह की विकृति मानव प्रतिष्ठानों और संरचनाओं को भारी क्षति और विनाश का कारण बनती है।
• उदाहरण:- 2015 के नेपाल भूकंप का एक शहरी आपदा केस अध्ययन। यह भूकंप 7.8 तीव्रता का था और 8.2 किमी गहरा था। अनियोजित शहरी निर्माण के कारण नेपाल में आए भूकंप में भारी जनहानि हुई; ख़राब डिज़ाइन वाली इमारतें और अवैज्ञानिक रूप से डिज़ाइन की गई संरचनाएँ।
• काठमांडू के शहरी इलाकों में भारी क्षति हुई, 8 हजार लोगों की मौत हो गई और 10 अरब अमेरिकी डॉलर का आर्थिक नुकसान हुआ।

भूस्खलन और हिमस्खलन

• विशेष रूप से पर्वतीय क्षेत्रों में झटके ढलान अस्थिरता और ढलान विफलता का कारण बन सकते हैं, जिससे ढलान से नीचे मलबा गिर सकता है, जिससे भूस्खलन हो सकता है।
• भूकंप के कारण हिमस्खलन के कारण बर्फ का विशाल द्रव्यमान बर्फ से ढकी चोटियों से नीचे गिर सकता है।
• उदाहरण:- 2015 के नेपाल भूकंप के परिणामस्वरूप माउंट एवरेस्ट शिखर पर और उसके आसपास कई हिमस्खलन हुए। 2011 के सिक्किम भूकंप के कारण भूस्खलन हुआ और जीवन और संपत्ति को गंभीर क्षति हुई, विशेषकर सिंगिक और ऊपरी तीस्ता जलविद्युत परियोजनाओं को।

पानी की बाढ़

• भूकंप से बांधों, जलाशयों में विनाशकारी गड़बड़ी हो सकती है और अचानक बाढ़ आ सकती है। भूस्खलन और हिमस्खलन जो नदी के मार्ग को अवरुद्ध कर सकते हैं, जिससे बाढ़ आ सकती है।
• उदाहरण:-  1950 के असम भूकंप ने  भारी मलबे के जमा होने के कारण दिहांग नदी में अवरोध पैदा कर दिया, जिससे नदी के ऊपरी हिस्से में अचानक बाढ़ आ गई।
• सुनामी समुद्री बेसिन के विघटन और पानी की विशाल मात्रा के विस्थापन के कारण उत्पन्न होने वाली लहरें हैं। भूकंप की भूकंपीय लहरें समुद्र तल को विस्थापित कर सकती हैं और सुनामी के रूप में ऊंची समुद्री लहरें उत्पन्न कर सकती हैं।
• उदाहरण:-  26 दिसंबर 2004 को हिंद महासागर की सुनामी सुमात्रा के तट पर आए भूकंप के कारण आई थी।  ऐसा भारतीय प्लेट के बर्मी प्लेट के नीचे दब जाने के कारण हुआ। इसने हिंद महासागर और उसके आसपास के देशों में लगभग 2.4 लाख लोगों की जान ले ली।
• फुकुशिमा परमाणु दुर्घटना  –  2011 में जापान के बड़े तोहोकू भूकंप के  परिणामस्वरूप 10 मीटर की सुनामी लहरें उठीं, जो 9 तीव्रता के समुद्र के नीचे भूकंप के कारण हुई थी। इससे रिएक्टरों को ठंडा करने वाले आपातकालीन जनरेटर नष्ट हो गए और परमाणु पिघल गया और रेडियोधर्मी गिरावट आई। फुकुशिमा दाइची दुनिया भर में चिंता का विषय बन गया।

भूकंप प्रबंधन

भूकंप प्रबंधन आपात्कालीन स्थितियों के सभी मानवीय पहलुओं से निपटने के लिए संसाधनों और जिम्मेदारियों का संगठन और प्रबंधन है। इसका उद्देश्य खतरों के हानिकारक प्रभावों को कम करना है। भूकंप प्रबंधन में भूकंप-पूर्व जोखिम में कमी से लेकर भूकंप के बाद पुनर्प्राप्ति तक के चरण शामिल हैं।

• जोखिम की पहचान  – कुछ क्षेत्र दूसरों की तुलना में भूकंप के प्रति अधिक संवेदनशील हैं, इसलिए जोखिम की पहचान पहला कदम है।
• इससे आने वाली आपदाओं के प्रभाव को कम करने में मदद मिलेगी।
• उदाहरण:  – जापान में भूकंप पूर्व चेतावनी प्रणाली है जो इलेक्ट्रॉनिक संकेतों का उपयोग करती है जो भूकंप तरंगों की तुलना में तेजी से पहुंचते हैं।
• संरचनात्मक समाधान  – पिछले भूकंपों से पता चलता है कि 95% से अधिक जानें उन इमारतों के ढहने के कारण हुईं जो भूकंप प्रतिरोधी नहीं थीं। लेकिन, ऐसी भूकंपरोधी इमारतों का निर्माण सामान्य इमारतों की तुलना में अधिक महंगा है। इसलिए, लागत प्रभावी समाधान भारत जैसे देश के लिए एक चुनौती बना हुआ है। भूकंपीय सुदृढ़ीकरण संरचनाओं की प्राथमिकता के माध्यम से किया जा सकता है और इसे लागू करने के लिए, संवेदनशीलता के अनुसार विभिन्न क्षेत्रों के लिए भूकंप खतरा मानचित्र होना महत्वपूर्ण है।

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• Government Of India

राष्ट्रीय आपदा प्रबंधन प्राधिकरण

भूकंप: क्या करें तथा क्या ना करें

भूकंप आने से पहले क्या करें

• छत तथा नींव के पलास्तर में पड़ी दरारों की मरम्मत कराएं। यदि कोई संरचनात्मक कमी का संकेत हो तो विषेशज्ञ की सलाह लें।
• सीलिंग में ऊपरी (ओवरहेड) लाइटिंग फिक्सचर्स (झूमर आदि) को सही तरह से टांगें।
• भवन निर्माण मानकों हेतु पक्के इलाके में प्रासंगिक बीआईएस संहिताओं का पालन करें।
• दीवारों पर लगे षेल्फों को सावधानी से कसें।
• नीचे के षेल्फों में बड़ी अथवा भारी वस्तुओं को रखें।
• सांकल/चिटकनी वाली लकड़ी की निचली बंद कैबिनेटों में भंगुर (ब्रेकेबल) मदें जैसे बोतलबंद खाद्य सामग्री, गिलास तथा चीनी मिट्टी के बर्तन को रखें।
• भारी चीजों जैसे तस्वीर तथा षीषे आदि को, बिस्तर, सेटीज (सोफा, बेंच या कोच) तथा जहां भी लोग बैठते हैं, से दूर रखें।
• फैन फिक्चर्स तथा ओवरहेड लाइट को नट-बोल्ट की मदद से अच्छी तरह फिट कराएं।
• खराब या दोशपूर्ण बिजली की तारों तथा लीक करने वाले गैस कनेक्षनों की मरम्मत कराएं जिनसे आग लगने के जोखिम की संभावना होती है।
• पानी गर्म करने का हीटर, एलपीजी सिलेंडर आदि को दीवार के साथ अच्छी तरह कसवाएं बंधवाएं अथवा फर्ष पर बोल्ट कसवा के उन्हें सुरक्षित बनाएं।
• अपतृण-नाषी (वीड किलर्स), कीटनाषक तथा ज्वलनषील पदार्थों को सांकल वाले कैबिनेटों में तथा नीचे के षेल्फों में सावधानी से रखें।
• घर के अंदर तथा बाहर सुरक्षित स्थानों को तलाष कर रखें।
• मजबूत खाने की मेज, बिस्तर के नीचे।
• किसी भीतरी दीवार के साथ।
• उस जगह से दूर जाना जहां खिड़की, षीषे, तस्वीरों से कांच गिरकर टूट सकता हो अथवा जहां किताबों के भारी षेल्फ अथवा भारी फर्नीचर नीचे गिर सकता हो।
• खुले क्षेत्र में बिल्डिंग, पेड़ों, टेलीफोन, बिजली की लाइनों, फ्लाईओवरों तथा पुलों से दूर रहें।
• आपातकालीन टेलीफोन नंबरों को याद रखें (जैसे डाक्टरों, अस्पतालों, तथा पुलिस आदि के टेलीफोन नंबर)।
• स्वयं तथा परिवार के सदस्यों को भूकंप के बारे में जानकारी दें।

आपदा आपातकालीन किट को तैयार रखें

• अतिरिक्त बैटरियों सहित बैटरी चालित टॉर्च
• बैटरी चालित रेडियो
• प्राथमिक सहायता थैला (किट) तथा मैनुअल
• आपातकालीन खाद्य सामग्री (ड्राई आइटम्स) तथा पीने का पानी (पैक्ड तथा सीलबंद)
• एक वाटरप्रूफ कंटेनर में मोमबत्तियों तथा माचिसें
• क्लोरीन की गोलियां तथा पाउडर-युक्त वाटर प्यूरिफायर
• अनिवार्य दवाइयां
• नकदी तथा क्रेडिट कार्ड
• मोटी रस्सी तथा डोरियां

एक आपातकालीन संपे्रशण योजना तैयार करना

• यदि किसी स्थिति में परिवार के सदस्य एक-दूसरे से भूकंप के दौरान अलग हो जाएं (दिन के दौरान होने वाली एक वास्तविक संभावना जब घर के वयस्क सदस्य काम पर गए हों और बच्चे स्कूल में हो), आपदा के बाद वापस इकट्ठा होने के लिए एक योजना तैयार रखें।
• राज्य से बाहर रहने वाले अपने रिष्तेदार अथवा दोस्त को आपदा के बाद “पारिवारिक सूत्र” (फैमिली कांटेक्ट) के रूप में उपलब्ध होने के लिए कहें, अक्सर दूर स्थित व्यक्ति से बात करना आसान होता है। सुनिष्चित करें कि परिवार का हर व्यक्ति संपर्क सूत्र (कांटेक्ट पर्सन) का नाम, पता तथा फोन नंबर जानता हो।

अपने समुदाय को तैयार रहने में मदद करें

• अपने स्थानीय अखबार में एक विषेश खंड प्रकाषित करें जिसमें भूकंप पर चेतावनी सूचना उपलब्ध हो। स्थानीय आपातकालीन सेवा कार्यालयों तथा अस्पतालों के फोन नंबर प्रकाषित करें। सूचना को स्थानीय स्तर पर स्थान दें।
• घर में खतरों को पता लगाने के लिए साप्ताहिक अवधि वाली श्रृंखलाओं का संचालन करें।
• विकलांग व्यक्तियों (मूक-बधिर, दृश्टिहीन, अपंग आदि) के लिए विषेश रिपोर्ट को तैयार करने हेतु स्थानीय आपातकालीन सेवाओं तथा अधिकारियों/कर्मचारियों के साथ इस पर बात काम करना कि भूकंप के दौरान उनके लिए क्या किया जाए।
• घर में भूकंप से निपटने के लिए कवायदों (ड्रिल) के संचालन पर उपयोगी सुझाव देना।
• अपने समुदाय में अपनी जानकारी को भवन निर्माण संहिताओं पुनर्निर्माण/पुनःमरम्मत (रेट्रोफिटिंग) कार्यक्रमों, खतरे के बारे में पता लगाने, आस-पड़ोस तथा परिवार के लिए आपातकालीन योजनाओं को बनाने में प्रयोग करने के लिए मिल-जुलकर काम करना।

भूकंप के दौरान क्या करें

भूकंप के दौरान जितना संभव हो उतना सुरक्षित रहें। इस बात के प्रति सतर्क रहें कि कौन-से भूकंप वास्तव में इसकी पूर्व-चेतावनी देने वाले भूकंप के झटके होते हैं और बाद में बड़ा भूकंप भी आ सकता है। धीरे-धीरे कुछ कदमों तक सीमित हलचल करें जिससे पास में किसी सुरक्षित स्थान पर पहुंच सकें और भूकंप के झटकों के रुकने पर घर में तब तक रहें जब तक कि आपको यह सुनिष्चित हो जाएं कि बाहर निकलना सुरक्षित है।

यदि आप घर के अंदर हों

• आप यदि घर के अंदर हों तो जमीन पर झुक जाए, किसी मजबूत मेज अथवा फर्नीचर के किसी हिस्से के नीचे षरण लें अथवा तब तक मजबूती से पकड़कर बैठे रहें जब तक कि भूकंप के झटके न रुक जाएं। यदि आपके पास कोई मेज या डेस्क न हो तो अपने चेहरे तथा सिर को अपने बाजुओं से ढक लें और बिल्डिंग के किसी कोने में झुक कर बैठ जाएं।
• किसी आंतरिक दरवाजे के लिन्टॅल (लेंटर), किसी कमरे के कोने में, किसी मेज अथवा यहां तक कि किसी पलंग के नीचे रुककर अपने आपको बचाएं।
• षीषे, खिड़कियों, दरवाजों तथा दीवारों से दूर रहें अथवा ऐसी कोई चीज जो गिर सकती हो (जैसे लाइटिंग फिक्सचर्स या फर्नीचर), से दूर रहें।
• भूकंप के षुरू होने पर, यदि आप उस समय पलंग पर हांे तो पलंग पर ही रहें। अपने सिर पर किसी तकिए को ढककर बचाएं जब तक कि आप किसी भारी लाइट फिक्सचर जो गिर सकती हो, के नीचे न आएं। यदि ऐसी स्थिति हो तो पास के किसी सुरक्षित स्थान की ओर खिसक जाएं।
• षरण लेने के लिए तभी ऐसे किसी दरवाजे से निकलकर बाहर जाएं जब वह आपके निकट हो और आप जानते हों कि ये किसी सषक्त सहारे (सपोर्ट) वाला है या यह सषक्त और वजन को झेल सकने वाला दरवाजा है।
• जब तक भूकंप के झटके न रुके तथा बाहर जाना सुरक्षित न हो तब तक अंदर रुके रहंे। अनुसंधान से यह पता चला है कि ज्यादातर चोटें तब लगती है जब भवन के अंदर मौजूद लोग किसी दूसरी जगह अथवा बाहर जाने का प्रयास करते हैं।
• ध्यान रखें कि बिजली कभी भी जा सकती है अथवा स्प्रिंकलर सिस्टम अथवा चेतावनी वाले फायर अलार्म कभी भी चालू हो/बज हो सकते हैं।

यदि आप घर के बाहर हों

• यदि आप घर के बाहर हों तो जहां हों वहां से आप न हिलें। तथापि बिल्डिंग, पेड़ों, स्ट्रीट लाइटों तथा बिजली/टेलीफोन आदि की तारों आदि से दूर रहें।
• यदि आप किसी खुली जगह पर हों तो वहां तब तक रुके रहें जब तक कि भूकंप के झटके न रुक जाएं। सबसे बड़ा खतरा बिल्डिंग के बाहर, निकास द्वारों तथा इसकी बाहरी दीवारों के पास होता है। भूकंप से संबंधित अधिकांष दुर्घटनाएं दीवारों के गिरने, टूटकर गिरने वाले कांच तथा गिरने वाली वस्तुओं के कारण होती हैं।

यदि किसी चलते वाहन में हों

• जितनी जल्दी संभव हो सुरक्षा के साथ गाड़ी रोकें तथा गाड़ी में रुके रहें। बिल्डिंग, पेड़ों, ओवरपास, बिजली/टेलीफोन आदि की तारों के पास अथवा नीचे रुकने से बचें।
• सावधानी से भूकंप के रुकने के बाद आगे बढ़ें अथवा सड़कों, पुलों, रैम्प से बचें जो भूकंप द्वारा क्षतिग्रस्त हुए हो सकते हैं।

यदि मलबे के नीचे फंसे हों

• माचिस की तीली को न जलाएं।
• धूल न उड़ाएं अथवा हिले-डुले नहीं।
• अपने मुंह को किसी रुमाल अथवा कपड़े से ढकें।
• किसी पाइप अथवा दीवार को थपथपाएं ताकि बचाने वाले आपको ढूंढ सकें। यदि उपलब्ध हो तो सीटी का उपयोग करें । अगर और कोई उपाय न हो तो तेजी से चिल्लाएं। चिल्लाने से आपके मुंह में सांस के द्वारा खतरनाक धूल अंदर जा सकती है।

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भूकंप (earthquake) क्या है? भूकंप कैसे और क्यों आता है, पूरी जानकारी

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हेलो दोस्तों , आज हम इस आर्टिकल के माध्यम से भूकंप के बारे में जानेंगे, जैसे भूकंप क्या होता है, भूकंप कैसे आता है और भूकंप क्यों आता है, इन सभी सवालों के जवाब आपको इस लेख में विस्तार से मिलेंगे। आपने कभी न कभी भूकंप के झटके महसूस किए होंगे। लेकिन शायद ही आपको पता होगा कि भूकंप क्यों और कैसे आते हैं। अगर आप नहीं जानते कि भुकम्प कैसे आता है और जानना चाहते हैं तो उसके लिए आप इस आर्टिकल को अंत तक पढ़ें। तो आइए अब जानते हैं कि भूकंप क्या कहलाता है?

भूकंप (earthquake) क्या है?

दोस्तों सरल शब्दों में भूकंप पृथ्वी का हिलना है। यह एक प्राकृतिक घटना है। यह ऊर्जा की रिहाई के कारण होता है, जो सभी दिशाओं में यात्रा करने वाली तरंगों को उत्पन्न करता है। भूकंप हर समय आते हैं, पूरी पृथ्वी पर। उन पर ध्यान ही नहीं जाता। बड़े भूकंप बहुत कम बार आते हैं। वे इमारतों, पुलों, बांधों और लोगों को भारी नुकसान पहुंचा सकते हैं। जान-माल का बड़ा नुकसान हो सकता है।

भूकंप बाढ़, भूस्खलन और सुनामी का कारण बन सकते हैं। वह बिंदु जहां से ऊर्जा निकलती है, भूकंप का फोकस कहलाता है, वैकल्पिक रूप से, इसे हाइपोसेंटर कहा जाता है। सतह पर वह बिंदु, जो फोकस के सबसे निकट होता है, उपरिकेंद्र कहलाता है। यह लहरों का अनुभव करने वाला पहला व्यक्ति है। भूकंप मुख्य रूप से उन क्षेत्रों में आते हैं जहां कमजोर चट्टानें पाई जाती हैं। भूकंपीय तरंगों को मापने के लिए ‘भूकंप लेखी’ यंत्र का उपयोग किया जाता है। भूकंप एक ऐसी प्राकृतिक आपदा है जिसका आज तक कोई समाधान नहीं निकला है।

भूकंप (earthquake) क्यों आता है ?

दोस्तों अब हम समझते हैं कि भूकंप की उत्पत्ति के कारण क्या होता है तो, भूकंप उत्पन्न होने के कारण निम्नलिखित हैं:

1) ज्वालामुखी विस्फोट: जब पृथ्वी पर ज्वालामुखी फटता है, तो भूकंप आना तय है। ज्वालामुखी के दौरान लावा और मैग्मा इतनी जोर से निकलते हैं कि पूरी पृथ्वी कांप उठती है।

2) पृथ्वी के संतुलन में अव्यवस्था: पृथ्वी पर विभिन्न परतें अपना कार्य करती रहती हैं। इस प्रक्रिया में विभिन्न क्षेत्रों का भार बढ़ता रहता है जिससे पृथ्वी की परतों में कंपन होता है जिससे उस क्षेत्र में भूकंप के झटके आने लगते हैं।

3) जलीय भार: सतह के नीचे की चट्टानें जहाँ झीलें, तालाब, जलाशय आदि हैं, वजन और दबाव के कारण उनमें हेरफेर किया जाता है। यदि यह परिवर्तन अचानक होता है तो भूकंप आते हैं।

4) पृथ्वी की पपड़ी में सिकुड़न: गर्मी की कमी के कारण पृथ्वी की ऊपरी परत सिकुड़ने लगती है। यह सिकुड़न पर्वत निर्माण प्रक्रिया को जन्म देती है। जब यह क्रिया तेज हो जाती है, तो पृथ्वी कंपन करने लगती है।

5) प्लेट विवर्तनिकी: वह भूमि जिस पर महाद्वीप और महासागर स्थित हैं, प्लेट कहलाती है। जब ये प्लेटें आगे बढ़ती हैं तो पृथ्वी कंपन करती है। 26 जनवरी 2001 को भारत के भुज क्षेत्र में आए भूकंप का कारण प्लेट विवर्तनिक गति है। जब 2 गतिमान टेक्टोनिक प्लेट एक दूसरे के ऊपर से खिसकती हैं तो एक बड़ा कंपन होता है। इस प्रकार के भूकंप को टेक्टोनिक भूकंप के रूप में जाना जाता है। टेक्टोनिक भूकंप दुनिया में सबसे अधिक प्रचलित प्रकार के भूकंप हैं। इसका परिमाण छोटा या बड़ा हो सकता है। टेक्टोनिक भूकंपों ने ग्रह के अधिकांश सामूहिक विनाश का कारण बना है। टेक्टोनिक भूकंपों से उत्पन्न होने वाले झटके हमेशा गंभीर होते हैं, और यदि उनकी तीव्रता अधिक है, तो वे पूरे शहर को सेकंडों में नीचे लाने में सक्षम हैं।

भूकंप (earthquake) के विनाशकारी प्रभाव –

1. इमारतों को नुकसान.

उच्च तीव्रता के भूकंप से इमारतें पूरी तरह ढह सकती हैं। इमारतों के ढहने से मलबा भूकंप के दौरान मुख्य खतरा होता है क्योंकि विशाल, भारी वस्तुओं के गिरने का प्रभाव मनुष्यों के लिए घातक हो सकता है। उच्च तीव्रता के भूकंप के कारण शीशे और खिड़कियां टूट जाती हैं, जो मनुष्यों के लिए भी खतरा पैदा करती हैं।

2. बुनियादी ढांचे को नुकसान

भूकंप के कारण बिजली की लाइनें गिर सकती हैं। यह खतरनाक है क्योंकि उजागर हुए तार इंसानों को बिजली का करंट लग सकता है या आग लग सकती है। बड़े भूकंप सड़कों, गैस लाइनों और पानी की पाइपलाइनों के टूटने का कारण बन सकते हैं। टूटी हुई गैस लाइनें गैस को बाहर निकलने का कारण बन सकती हैं। बच निकलने वाली गैस से विस्फोट और आग लग सकती है, जिसे काबू करना मुश्किल हो सकता है।

3. भूस्खलन और चट्टानें

जब भूकंप आता है, तो बड़ी चट्टानें और ऊपर की ओर स्थित पृथ्वी के कुछ हिस्सों को उखाड़ा जा सकता है, फलस्वरूप, घाटियों में तेजी से लुढ़कते हुए। भूस्खलन और चट्टानें नीचे की ओर रहने वाले लोगों के लिए विनाश और मृत्यु का कारण बन सकती हैं।

4. बाढ़ का कारण बन सकता है

उच्च तीव्रता के भूकंप लंबे समय में बांध की दीवारों के टूटने, ढहने के लिए उकसा सकते हैं। इससे आस-पास के क्षेत्रों में उग्र पानी भेजेगा जिससे बड़े पैमाने पर बाढ़ आएगी।

5. भूकंप सुनामी को ट्रिगर कर सकते हैं

एक सुनामी समुद्र के नीचे भूकंप या ज्वालामुखी विस्फोट से लंबे समय तक उच्च समुद्री झटकों की एक श्रृंखला है। एक सुनामी पूरे आसपास के तटीय क्षेत्र की आबादी को मिटा सकती है। एक विशिष्ट उदाहरण मार्च 11, 2011, भूकंप और सूनामी है जिसने जापान के तट पर हमला किया, जिससे 18,000 से अधिक लोग मारे गए।

6. द्रवीकरण की ओर ले जाता है

द्रवीकरण एक ऐसी घटना है जहां मिट्टी संतृप्त हो जाती है और अपनी ताकत खो देती है। जब उच्च जल सामग्री वाले तलछट लगातार कांपते रहते हैं, तो तलछट के छिद्रों में पानी का दबाव धीरे-धीरे बढ़ता है। अंततः, तलछट लगभग सभी एकजुट शक्ति खो देते हैं और तरल पदार्थ की तरह काम करना शुरू कर देते हैं। इस द्रवीभूत मिट्टी के ऊपर बनी इमारतें और अन्य संरचनाएँ उलट जाती हैं या जमीन में धंस जाती हैं। दुनिया भर में होने वाले अधिकांश द्रवीकरण के लिए भूकंप जिम्मेदार हैं। द्रवीकरण घटना का एक विशिष्ट उदाहरण जमैका में 1692 का भूकंप है जिसके परिणामस्वरूप पोर्ट रॉयल शहर की तबाही हुई।

भूकंप कैसे मापा जाता है?

भूकंपों को उनके द्वारा उत्पादित बल या ऊर्जा की मात्रा से मापा जाता है। यह रिक्टर स्केल के जरिए किया जाता है। यह उपकरण कैलिफोर्निया प्रौद्योगिकी संस्थान के चार्ल्स एफ. रिक्टर द्वारा विकसित किया गया था। इस टूल के बारे में आपने कई बार न्यूज या इंटरनेट में सुना या पढ़ा होगा। रिक्टर स्केल भूकंप की तीव्रता की गणना के लिए सिस्मोग्राफ के माध्यम से उत्पन्न जानकारी का उपयोग करता है। भूकंप की तीव्रता से आपको भूकंप के प्रभाव का अंदाजा हो जाता है।

रिक्टर पैमाने पर 7 से ऊपर आने वाले भूकंप ऐसे विनाशकारी प्रभाव के लिए जाने जाते हैं और जीवन और संपत्ति को गंभीर नुकसान पहुंचा सकते हैं। रिक्टर पैमाने पर 3 से नीचे आने वाले भूकंपों को महसूस नहीं किया जा सकता है। 3 से 6 के बीच आने वाले भूकंप हल्के प्रकार के कहे जाते हैं। जापान जैसे देश उच्च भूकंपीय क्षेत्र में आने के कारण भूकंप के प्रति संवेदनशील होते हैं। जब समुद्र में भूकंप आता है, तो यह सुनामी का मार्ग प्रशस्त करता है। सबसे विनाशकारी सुनामी में से एक 26 दिसंबर, 2004 को हिंद महासागर में आई थी।

क्या भूकंप की भविष्यवाणी की जा सकती है?

आज तक वैज्ञानिक भूकंप की भविष्यवाणी नहीं कर पाए हैं। कई आधुनिक तकनीकों का उपयोग किया गया है, दुर्भाग्य से, उनमें से किसी ने भी काम नहीं किया है। यदि भूकंप की भविष्यवाणी करने के लिए ऐसा कोई टोल बनाया जाता है, तो भविष्य में कई लोगों की जान बचाई जा सकती है। केवल एक चीज जो आप कर सकते हैं वह है भूकंप प्रबंधन के बारे में खुद को शिक्षित करना और आपदाओं के समय सतर्क रहना।

भूकंप की घटना कभी भी हो सकती है और हम इसके लिए और आने वाले खतरे के लिए कभी भी तैयार नहीं होंगे। लेकिन भूकंप की तैयारी के उपायों और जागरूकता के साथ, यह आपको खतरे के समय में ठोस निर्णय लेने में सतर्क और त्वरित बना सकता है।

निष्कर्ष –

दोस्तों उम्मीद करता हूँ आज इस आर्टिकल के माध्यम से आप लोगों को भूकंप क्या होता है, भूकंप कैसे आता है और भूकंप क्यों आता है इनसभी सवालो के बारे में सारी जानकारी मिल गई होग। दोस्तों फिर भी, अगर आप हमसे इस आर्टिकल से जुड़े कुछ सवाल हमसे पूछना चाहते हैं तो नीचे कमेंट करके पूछ सकते हैं हमारी टीम आपका जवाब जरूर देगी , कृपया अपने दोस्तों के साथ जरूर इस आर्टिकल को साझा करे ताकि उनको भी यह जानकारी मिल सके धन्यवाद।

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Turkey's Earthquake: चार प्लेटों के जंक्शन पर बसा है तुर्की, इसलिए भूकंप से होती है ज्यादा तबाही, 24 साल में 18 हजार मौतें

तुर्की (turkey) के इतिहास में दूसरी बार सबसे अधिक तीव्रता का भूकंप (earthquake) आया है. पिछले 24 वर्षों में भूकंपों की वजह से तुर्की के 18 हजार लोगों की मौत हो चुकी है. तुर्की असल में चार टेक्टोनिक प्लेटों को जंक्शन पर बसा है. किसी भी प्लेट में हलचल हुई तो तबाह तुर्की होता है. जानिए इन भूकंपों की वजह..

ऋचीक मिश्रा

• 06 फरवरी 2023,
• (अपडेटेड 06 फरवरी 2023, 12:58 PM IST)

तुर्की (Turkey) में 6 फरवरी 2023 की सुबह करीब सवा चार बजे 7.8 तीव्रता का भूकंप आया. इसके केंद्र गजियांटेप इलाके में था. अब तक मौतों का आंकड़ा स्पष्ट नहीं है, लेकिन सैकड़ों लोगों के मारे जाने की खबर है. दर्जनों इमारतें गिर गई हैं. पेट्रोल की पाइपलाइन फटने से कई जगहों पर आग लग गई है. गजियांटेप सीरिया सीमा के पास स्थित है. सीरिया में भी तबाही मची है. पिछले 24 वर्षों में आए भूकंपों की वजह से तुर्की में 18 हजार से ज्यादा लोगों की मौत हो चुकी है. 

7.8 तीव्रता के भूकंप के बाद 7.5 तीव्रता का दूसरा बड़ा भूकंप आया. इससे लोग खौफ में आ गए. दोनों भूकंपों ने तुर्की और सीरिया को कम से कम छह बार जोर-जोर से हिलाया. सबसे बड़ा झटका 40 सेकेंड तक महसूस किया गया. इसी ने सबसे ज्यादा तबाही भी मचाई. असल में तुर्की चार टेक्टोनिक प्लेटों के जंक्शन पर बसा हुआ है. इसलिए किसी भी प्लेट में जरा सी हलचल पूरे इलाके को हिला देता है. 

तुर्की का ज्यादातर हिस्सा एनाटोलियन प्लेट (Anatolian Plate) पर है. एनाटोलियन का मतलब है छोटा एशिया (Asia Minor). इस प्लेट के पूर्व में ईस्ट एनाटोलियन फॉल्ट है. बाईं तरफ ट्रांसफॉर्म फॉल्ट है. जो अरेबियन प्लेट (Arabian Plate) के साथ जुड़ता है. दक्षिण और दक्षिण-पश्चिम में अफ्रीकन प्लेट (African Plate) है. जबकि, उत्तर दिशा की तरफ यूरेशियन प्लेट है, जो उत्तरी एनाटोलियन फॉल्ट जोन से जुड़ा है. 

February 6, 2023 ....There are reports of several hundred dead. The Entire buildings collapsed in South #Turkey the epicenter of 7.8 magnitude earthquake in last hour, #Turkey #earthquake pic.twitter.com/pJtFoJlWfK सम्बंधित ख़बरें नासा ने इसरो को दी NISAR सैटेलाइट, दुनिया को बचाएगी आपदाओं से  दुनिया के सबसे बड़े भूकंप का पता चला... इससे 8 हजार KM तक आई थी सुनामी   इस साल भारत में 948 बार आया भूकंप, 240 बार अधिक तीव्रता से सहमे लोग  क्या होता है भूकंप, कैसे आता है... क्या होती है इसकी वजह?  देश क्यों बदलते हैं नाम? जानिए इसका क्या होता है असर  --> — Naveed Awan PTI (@Naveedawan78) February 6, 2023

घड़ी के विपरीत दिशा में घूम रही है एनाटोलियन टेक्टोनिक प्लेट

तुर्की के नीचे मौजूद एनाटोलियन टेक्टोनिक प्लेट घड़ी के विपरीत दिशा में घूम रहा है. यानी एंटीक्लॉकवाइज. साथ ही इसे अरेबियन प्लेट धक्का दे रही है. अब ये घूमती हुई एनाटोलियन प्लेट को जब अरेबियन प्लेट धक्का देती है, तब यह यूरेशियन प्लेट से टकराती है. तब भूकंप के तगड़े झटके लगते हैं. 

एक थ्योरी ये भी है कि एनाटोलियन टेक्टोनिक प्लेट धरती के क्रस्ट (Crust) का वह तैरता हुआ बड़ा हिस्सा है, जो तीन प्लेटों के बीच समुद्र में तैर रहा है. उत्तरी एनाटोलियन प्लेट की स्टडी के बाद पता चला है कि वह एनाटोलिया यूरेशियन प्लेट से अलग हो चुकी है. अब इसे अरेबियन प्लेट दबा रहा है. जबकि यूरेशियन प्लेट इस दबाव को रोक रही है. अफ्रीकन प्लेट लगातार एनाटोलियन प्लेट के नीचे धंस रही है. ये प्राकृतिक घटना साइप्रस के नीचे हो रहा है. 

7 रिक्टर के ऊपर कब और कितने भूकंप आए, कितने लोग मारे गए    7.8 तीव्रताः तुर्की में आज आए भूकंप की बराबर तीव्रात का भूकंप इससे पहले 1939 में आया था. उसमें 32,700 से ज्यादा लोग मारे गए थे.  7.6 तीव्रताः 17 अगस्त 1999 में तुर्की के इजमित में भूकंप आया. इसमें 17 हजार से ज्यादा लोग मारे गए थे. उससे पहले 23 जुलाई 1784 को एरजिनकान में इसी पैमाने का भूकंप आया था. जिसमें 5 से 10 हजार लोगों के मारे जाने का अनुमान है.  7.5 तीव्रताः इस तीव्रता के तुर्की में अब तक छह भूकंप आए हैं. 13 दिसंबर 115 सीई में 7.5 तीव्रता का भूकंप आया था. जिसमें ढाई लाख से ज्यादा लोग मारे गए थे. 23 फरनरी 1653 को आए भूकंप में 2500 लोग मारे गए. 7 मई 1930 को आए भूकंप में 2500 से ज्यादा लोगों की मौत हुई थी. 26 नवंबर 1943 को आए भूकंप में करीब 5 हजार लोग मारे गए थे. 1 फरवरी 1944 में फिर इसी तीव्रता का भूकंप आया. चार हजार लोग मारे गए. 24 नवंबर 1976 को आए भूकंप में चार हजार लोग मारे गए. 

Turkey💔 #Turkey #amed #earthquake #Earthquake pic.twitter.com/qVwPXft9Hu — Ismail Rojbayani (@ismailrojbayani) February 6, 2023

7.4 तीव्रताः इस तीव्रता का भूकंप एक ही बार आया है. ये बात है 2 जुलाई 1840 की है. इस भूकंप में 10 हजार लोग मारे गए थे.  7.3 तीव्रताः 3 अप्रैल 1881 में आए भूकंप से 7866 लोगों की मौत हुई. 10 अक्टूबर 1883 को आए भूकंप से 120 लोग मारे गए. 9 अगस्त 1953 को आए भूकंप से 216 लोग मारे गए.  7.2 तीव्रताः 10 सितंबर 1509 में आए भूकंप से 10 हजार लोग मारे गए. 3 अप्रैल 1872 में 1800 लोग मारे गए. 18 मार्च 1953 को 265 लोग, 12 नवंबर 1999 में 894 लोग, 28 मार्च 1970 को 1086 लोग और 23 अक्टूबर 2011 को 604 लोग मारे गए.  7.1 तीव्रताः 22 मई 1766 को 4 हजार लोग मारे गए. 20 सितंबर 1899 को 1470 लोग मारे गए. 25 अप्रैल 1957 को 67 लोग और 26 मई 1957 को 52 लोग मारे गए.  7.0 तीव्रताः 13 जुलाई 1688 को 10 हजार लोग मारे गए. 10 जुलाई 1894 को 1300 लोग मारे गए. 6 अक्टूबर 1964 को 23 लोग मारे गए. 20 दिसंबर 1942 को तीन हजार लोग मारे गए. 30 अक्टूबर 2020 में 117 लोग मारे गए. 

तुर्की में किस महीने रहता है भूकंप का सबसे ज्यादा खतरा

जनवरी- पांच भूकंप.  फरवरी- सात भूकंप. मार्च- छह भूकंप.  अप्रैल - पांच भूकंप.  मई - नौ भूकंप.  जून - पांच भूकंप.  जुलाई- आठ भूकंप. अगस्त- सात भूकंप. सितंबर- सात भूकंप. अक्टूबर- नौ भूकंप. नवंबर - छह भूकंप. दिसंबर - चार भूकंप.    किस दौर में कितने लोग मारे गए

- 1900 से पहले तुर्की में भूकंपों की वजह से 6 लाख से ज्यादा मौतें हुई थीं. - 1900 से 1999 तक करीब 70 हजार मौतें.  - 2000 से अब तक करीब 1000 मौतें. 

जानिए क्या होती हैं टेक्टोनिक प्लेट्स

हमारी पृथ्वी प्रमुख तौर पर चार परतों से बनी है. यानी इनर कोर (Inner Core), आउटर कोर (Outer Core), मैंटल (Mantle) और क्रस्ट (Crust). क्रस्ट सबसे ऊपरी परत होती है. इसके बाद होता है मैंटल. ये दोनों मिलकर बनाते हैं लीथोस्फेयर (Lithosphere). लीथोस्फेयर की मोटाई 50 किलोमीटर है. जो अलग-अलग परतों वाली प्लेटों से मिलकर बनी है. जिसे टेक्टोनिक प्लेट्स (Tectonic Plates) कहते हैं. 

🚨🇹🇷 #earthquake in #Turkey hundreds of people removing rubble in search of survivors. #Turkiye #nurdagi #Anayazi #Gaziantep #Syria pic.twitter.com/FfzkdllHgp — UZAIR SHAHID (@UZAIR_SHAHID) February 6, 2023

क्यों आता है भूकंप? 

धरती के अंदर सात टेक्टोनिक प्लेट्स हैं. ये प्लेट्स लगातार घूमती रहती हैं. जब ये प्लेट आपस में टकराती हैं. रगड़ती हैं. एकदूसरे के ऊपर चढ़ती या उनसे दूर जाती हैं, तब जमीन हिलने लगती है. इसे ही भूकंप कहते हैं. भूकंप को नापने के लिए रिक्टर पैमाने का इस्तेमाल करते हैं. जिसे रिक्टर मैग्नीट्यूड स्केल कहते हैं. 

क्या होता है रिक्टर पैमाना?

रिक्टर मैग्नीट्यूड स्केल 1 से 9 तक होती है. भूकंप की तीव्रता को उसके केंद्र यानी एपीसेंटर से नापा जाता है. यानी उस केंद्र से निकलने वाली ऊर्जा को इसी स्केल पर मापा जाता है. 1 यानी कम तीव्रता की ऊर्जा निकल रही है. 9 यानी सबसे ज्यादा. बेहद भयावह और तबाही वाली लहर. ये दूर जाते-जाते कमजोर होती जाती हैं. अगर रिक्टर पैमाने पर तीव्रता 7 दिखती है तो उसके आसपास के 40 किलोमीटर के दायरे में तेज झटका होता है. 

दुनिया का सबसे भयावह भूकंप

वैज्ञानिकों को मानव इतिहास के अब तक के सबसे बड़े भूकंप के बारे में पता चला है. चिली यूनिवर्सिटी के प्रोफेसर डिएगो सालाजार ने इस बारे में रिसर्च किया. इस भयानक भूकंप की तीव्रता रिक्टर पैमाने पर 9.5 थी. इस भूकंप से 8000 किलोमीटर तक सुनामी आई थी. उस समय धरती पर रह रहे इंसानों 1000 साल तक आसपास के समुद्र तटों को छोड़ना पड़ा था. यह भूकंप 3800 साल पहले आया था. जहां ये आया था, उसे अब उत्तरी चिली कहा जाता है. एक टेक्टोनिक प्लेट के टूटने से इस इलाके की तटरेखा (Coastline) ऊपर उठ गई थी. भूकंप की वजह से सुनामी की 66 फीट लंबी लहरें उठी थीं. 

Thousands feared dead after a massive 7.8 magnitude #earthquake strikes #Turkey pic.twitter.com/1yLAP22jhI — Narrative Pakistan (@narrativepk_) February 6, 2023

सबसे बड़ा भूकंप वाल्डिविया में आया था

अब तक, रिकॉर्ड किया गया सबसे बड़ा भूकंप 1960 में आया वाल्डिविया भूकंप (Valdivia earthquake) था. यह 9.4 से 9.6 के बीच की तीव्रता का था. इसने दक्षिणी चिली को हिलाकर रख दिया था. इस भूकंप में 6,000 लोग मारे गए थे. इसकी वजह से प्रशांत महासागर में बार-बार सुनामी आई. वाल्डिविया भूकंप जिस टेक्टोनिक प्लेट के टूटने की वजह से आया, उसकी लंबाई 800 किमी थी. 

चार प्रकार के होते हैं भूकंप 

भूकंपों के चार प्रकार होते हैं. पहला इंड्यूस्ड अर्थक्वेक (Induced Earthquake) यानी ऐसे भूकंप जो इंसानी गतिविधियों की वजह से पैदा होते हैं. जैसे सुरंगों को खोदना, किसी जलस्रोत को भरना या फिर किसी तरह के बड़े भौगोलिक या जियोथर्मल प्रोजेक्ट्स को बनाना. बांधों के निर्माण की वजह से भी भूकंप आते हैं. 

दूसरा होता है वॉल्कैनिक अर्थक्वेक (Volcanic Earthquake) यानी वो भूकंप जो किसी ज्वालामुखी के फटने से पहले, फटते समय या फटने के बाद आते हैं. ये भूकंप गर्म लावा के निकलने और सतह के नीचे उनके बहने की वजह से आते हैं. 

तीसरा होता है कोलैप्स अर्थक्वेक (Collapse Earthquake) यानी छोटे भूकंप के झटके जो जमीन के अंदर मौजूद गुफाओं और सुरंगों के टूटने से बनते हैं. जमीन के अंदर होने वाले छोटे विस्फोटों की वजह से भी ये आते हैं.

चौथा है एक्सप्लोसन अर्थक्वेक (Explosion Earthquake) इस तरह के भूकंप के झटके किसी परमाणु विस्फोट या रसायनिक विस्फोट की वजह से पैदा होते हैं. 

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भूकंप, कारण और उसके प्रभाव | Earthquake, Reasons and its Effects in Hindi

Earthquake, reasons and its effects in hindi.

भूकम्प या भूचाल पृथ्वी की सतह के हिलने को कहते हैं। यह पृथ्वी के स्थलमण्डल (लिथोस्फ़ीयर) में ऊर्जा के अचानक मुक्त हो जाने के कारण उत्पन्न होने वाली भूकम्पीय तरंगों की वजह से होता है। भूकम्प बहुत हिंसात्मक हो सकते हैं और कुछ ही क्षणों में लोगों को गिराकर चोट पहुँचाने से लेकर पूरे नगर को ध्वस्त कर सकने की इसमें क्षमता होती है।

भूकंप को कैसे नापा जाता है ? (How to measure Earthquake)

• भूकंप का मापन भूकम्पमापी यंत्रों (सीस्मोमीटर) के साथ करा जाता है, जो सीस्मोग्राफ भी कहलाता है। एक भूकंप का आघूर्ण परिमाण मापक्रम पारंपरिक रूप से नापा जाता है, या सम्बंधित और अप्रचलित रिक्टरपरिमाण लिया जाता है।
• ३ या उस से कम रिक्टर परिमाण की तीव्रता का भूकंप अक्सर अगोचर होता है, जबकि ७ रिक्टर की तीव्रता का भूकंप बड़े क्षेत्रों में गंभीर क्षति का कारण होता है। झटकों की तीव्रता का मापन विकसित मरकैली पैमाने पर किया जाता है।

भूकंप के कारण (Reasons of Earthquake)

भूकंप और ज्वालामुखी गतिविधि

• भूकंप अक्सर ज्वालामुखी क्षेत्रों में भी उत्पन्न होते हैं, यहाँ इनके दो कारण होते हैं टेक्टोनिक दोष तथा ज्वालामुखी में लावा की गतियां.ऐसे भूकंप ज्वालामुखी विस्फोट की पूर्व चेतावनी हो सकते हैं।
• एक क्रम में होने वाले अधिकांश भूकंप, स्थान और समय के संदर्भ में एक दूसरे से सम्बंधित हो सकते हैं।
• यदि ऐसा कोई झटका न आए जिसे स्पष्ट रूप से मुख्य झटका कहा जा सके, तो इन झटकों के क्रम को भूकंप झुंड कहा जाता है।

भूकंप तूफान

• कई बार भूकम्पों की एक श्रृंख्ला भूकंप तूफ़ान के रूप में उत्पन्न होती है, जहाँ भूकंप समूह में दोष उत्पन्न करता है, प्रत्येक झटके में पूर्व झटके के तनाव का पुनर्वितरण होता है। ये बाद के झटके के समान है लेकिन दोष का अनुगामी भाग है, ये तूफ़ान कई वर्षों की अवधि में उत्पन्न होते हैं और कई बाद में आने वाले भूकंप उतने ही क्षतिकारक होते हैं जितने कि पहले वाले. इस प्रकार का प्रतिरूप तुर्की में २० वीं सदी में देखा गया जहाँ लगभग एक दर्जन भूकम्पों के क्रम ने उत्तर Anatolian दोष पर प्रहार किया, इसे मध्य पूर्व में भूकंप के बड़े गुच्छों के रूप में माना जाता है।

भूकंप के प्रभाव (Effects of Earthquake) 

भूकंप के प्रभावों में निम्न लिखित शामिल हैं, लेकिन ये प्रभाव यहाँ तक ही सीमित नहीं हैं।

झटके और भूमि का फटना

• झटके और भूमि का फटना भूकंप के मुख्य प्रभाव हैं, जो मुख्य रूप से इमारतों व अन्य कठोर संरचनाओं कम या अधिक गंभीर नुक्सान पहुचती है। स्थानीय प्रभाव कि गंभीरता भूकंप के परिमाण के जटिल संयोजन पर, epicenter से दूरी पर और स्थानीय भू वैज्ञानिक व् भू आकरिकीय स्थितियों पर निर्भर करती है, जो तरंग के प्रसार कम या अधिक कर सकती है। भूमि के झटकों को भूमि त्वरण से नापा जाता है।
• विशिष्ट भूवैज्ञानिक, भू आकरिकीय और भू संरचनात्मक लक्षण भू सतह पर उच्च स्तरीय झटके पैदा कर सकते हैं, यहाँ तक कि कम तीव्रता के भूकंप भी ऐसा करने में सक्षम हैं। यह प्रभाव स्थानीय प्रवर्धन कहलाता है। यह मुख्यतः कठोर गहरी मृदा से सतही कोमल मृदा तक भूकम्पीय गति के स्थानांतरण के कारण है और भूकंपीय उर्जा के केन्द्रीकरण का प्रभाव जमावों कि प्रारूपिक ज्यामितीय सेटिंग करता है।
• दोष सतह के किनारे पर भूमि कि सतह का विस्थापन व भूमि का फटना दृश्य है, ये मुख्य भूकम्पों के मामलों में कुछ मीटर तक हो सकता है। भूमि का फटना प्रमुख अभियांत्रिकी संरचनाओं जैसे बांधों , पुल (bridges) और परमाणु शक्ति स्टेशनों के लिए बहुत बड़ा जोखिम है, सावधानीपूर्वक इनमें आए दोषों या संभावित भू स्फतन को पहचानना बहुत जरुरी है।

भूस्खलन और हिम स्खलन

• भूकंप, भूस्खलन और हिम स्खलन पैदा कर सकता है, जो पहाड़ी और पर्वतीय इलाकों में क्षति का कारण हो सकता है।
• एक भूकंप के बाद, किसी लाइन या विद्युत शक्ति के टूट जाने से आग लग सकती है। यदि जल का मुख्य स्रोत फट जाए या दबाव कम हो जाए, तो एक बार आग शुरू हो जाने के बाद इसे फैलने से रोकना कठिन हो जाता है।

मिट्टी द्रवीकरण

• मिट्टी द्रवीकरण तब होता है जब झटकों के कारण जल संतृप्त दानेदार पदार्थ अस्थायी रूप से अपनी क्षमता को खो देता है और एक ठोस से तरल में रूपांतरित हो जाता है। मिट्टी द्रवीकरण कठोर संरचनाओं जैसे इमारतों और पुलों को द्रवीभूत में झुका सकता है या डूबा सकता है।
• समुद्र के भीतर भूकंप से या भूकंप के कारण हुए भू स्खलन के समुद्र में टकराने से सुनामी आ सकते है। उदाहरण के लिए, २००४ हिंद महासागर में आए भूकंप.
• यदि बाँध क्षतिग्रस्त हो जाएँ तो बाढ़ भूकंप का द्वितीयक प्रभाव हो सकता है। भूकंप के कारण भूमि फिसल कर बाँध की नदी में टकरा सकती है, जिसके कारण बाँध टूट सकता है और बाढ़ आ सकती ह

मानव प्रभाव

• भूकंप रोग, मूलभूत आवश्यकताओं की कमी, जीवन की हानि, उच्च बीमा प्रीमियम, सामान्य सम्पत्ति की क्षति, सड़क और पुल का नुकसान और इमारतों को ध्वस्त होना, या इमारतों के आधार का कमजोर हो जाना, इन सब का कारण हो सकता है, जो भविष्य में फ़िर से भूकंप का कारण बनता है। मानव पर पड़ने वाला सबसे महत्वपूर्ण प्रभाव है, जीवन की क्षति.

धर्म और पौराणिक कथाओं में भूकंप

• Norse पौराणिक कथाओं में, भूकंप को देवता Loki के हिंसक संघर्ष के रूप में बताया गया है। जब शरारत और संघर्ष के देवता लोकी ने, सौंदर्य और प्रकाश के देवता Baldr की हत्या कर दी, उसे दण्डित करने के लिए एक गुफा में बंद कर दिया गया, उसके पर एक जहरीला सांप रख दिया गया, जिससे उसके सर पर जहर टपक रहा था।Loki की पत्नी Sigyn उसके पास एक कटोरा लेकर खड़ी हो गई जिसमें वह जहर इकठ्ठा कर रही थी, लेकिन जब भी वह कटोरे को खाली करती, जहर लोकी के चेहरे पर गिर जाता, तब वह उसे बचाने के लिए उसके सर पर दूसरी और धक्का देती, जिससे धरती कांपने लगती, ग्रीक पौराणिक कथाओं में नेप्चून भूकंप के देवता थे।

यह भी पढ़ें –

• हिग्स बोसॉन (Higgs boson) क्या है ?
• भारत के प्रमुख शास्त्रीय नृत्य – Indian classical dance
• संयोजी ऊतक व उसके प्रकार( Connective Tissues And Its Type )

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भूकंप पृथ्वी के अंतर्जातीय बल endogentic force के प्रभाव से उत्पन होता हैं जिसका सीधा प्रभाव 1. प्लेटो की गतिशीलता 2. नदियों के भृंश , सागरीय कटक पर भी पड़ता है। मरकेली स्केल में 1 से 12 के बीच में तथा रिक्टर स्केल में 0 से 9 बीच मापा जाता हैं प्रतेक बिंदु दूसरे बिंदु का 10 गुना होता है । वह स्थान जहां पर भूकंप उत्पन्न होता है भूकंप मूल focus कहलाता है वह स्थान जहां पर भूकंप सर्वप्रथम महसूस किया जाता है भूकंप केंद्र epicenter कहलाता है

भूकंप लहरे तीन प्रकार की होती हैं L :- धरातलीय लहरें है। वेग 3 किलोमीटर प्रति सेकंड होता है S :- ये क्रोड में से होकर नहीं जा सकती वेग 4 से 6 किलोमीटर प्रति सेकंड P :- वेग 8 से 14 किलोमीटर प्रति सेकंड। एक क्रोड से गुजर कर जा सकती हैं (*)प्रशांत महासागरीय तटिय पेटी :- विश्वास यह सबसे विस्तृत भूकंप क्षेत्र है जहां पर समस्त विश्व के 63% भूकंप आते हैं चिल्ली कैलिफोर्निया अलास्का जापान फिलिस्तीन न्यूजीलैंड आदि देशों में भूकंप का प्रभाव दिखाई देता है (*) मध्य महासागरीय पेटी :- यह यूरोप और एशिया में पिरेनीज पर्वत, अल्पस पर्वत, काकेशस पर्वत, हिमालय म्यांमार की पहाड़ियों तक विस्तृत क्षेत्र है। (*) मध्य अटलांटिक पेटी :- यह भूकंप क्षेत्र मध्य अटलांटिक कटक के सहारे स्थित है यह आइसलैंड से प्रारंभ होकर दक्षिण में बोवेट द्वीप तक विस्तृत है

सुनामी लहरें समुद्र में अत्याधिक विनाशकारी नहीं होती। परंतु जैसे-जैसे यह सकरे तट की ओर बढ़ती हैं तब लहर जल्दी समाप्त होकर जल्दी उत्पन्न होती है इस प्रकार इनका वेग तेज हो जाता है और अत्यधिक विनाशकारी बन जाती हैं यही कारण है कि समुद्र में स्थित वोट या सबमरीन को ज्यादा क्षति नहीं पहुंचती ।

भूकंप के कारण जन-धन की अपार हानि होती है। पृथ्वी के धरातल पर सबसे अधिक कम्पन अधिकेन्द्र पर होता है और सबसे अधिक क्षति भी अधिकेन्द्र के आस-पास ही होती है। नगरों या घनी बस्तियों के पास भूकंप बहुत हानि पहुंचाते हैं। वर्ष 1935 में क्वेटा में भूकंप से बहुत से भवन नष्ट हो गए थे और लगभग 25,000 लोगों की जानें गई थी। गुजरात के भुज इलाके में 26 जनवरी, 2001 को बहुत ही भयंकर भूकंप आया था जो रिक्टर पैमाने पर 7।9 मापा गया था। इस भूकंप के झटके भारत, पाकिस्तान और नेपाल में भी महसूस किए गए थे। इस भूकंप के कारण लगभग 1 लाख लोगों की जानें गई थी और बहुत-से नगर मलबे के ढेर बन गए थे।

. कई बार भूकंप के कारण नदियों के मार्ग में रुकावट पड़ जाती है और उनका प्रवाह रुक जाता है। जिसके कारण नदी का जल आस-पास के इलाकों में फैल जाता है और बाढ़ आ जाती है। वर्ष 1950 में असम में आए भूकंप से ब्रह्मपुत्र तथा उसकी सहायक नदियों में इसी प्रकार बाढ़ आई थी।

The main cause of earthquake is . A. Erosion b. Denudation. C. Tectonic forces. D. Weathring….. Kon sa hoga ismse… Practical b btana h

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Case Study – The 2011 Japan Earthquake

Cambridge iGCSE Geography > The Natural Environment > Earthquakes and Volcanoes > Case Study – The 2011 Japan Earthquake

Background Information

Location : The earthquake struck 250 miles off the northeastern coast of Japan’s Honshu Island at 2:46 pm (local time) on March 11, 2011.

Japan 2011 Earthquake map

Magnitude : It measured 9.1 on the Moment Magnitude scale, making it one of the most powerful earthquakes ever recorded.

Japan is a highly developed country with advanced infrastructure, technology, and a robust economy. The nation has a high GDP, an efficient healthcare system, and extensive education. However, it’s also located in the Pacific Ring of Fire, making it prone to earthquakes.

What caused the 2011 Japan earthquake?

Japan is located on the eastern edge of the Eurasian Plate. The Eurasian plate, which is continental, is subducted by the Pacific Plate, an oceanic plate forming a subduction zone to the east of Japan. This type of plate margin is known as a destructive plate margin . The process of subduction is not smooth. Friction causes the Pacific Plate to stick. Pressure builds and is released as an earthquake.

Friction has built up over time, and when released, this caused a massive ‘megathrust’ earthquake. The enormous tension released as the plates shifted caused the seafloor to uplift, triggering the earthquake and subsequent tsunami .

The amount of energy released in this single earthquake was 600 million times the energy of the Hiroshima nuclear bomb.

Scientists drilled into the subduction zone soon after the earthquake and discovered a thin, slippery clay layer lining the fault. The researchers think this clay layer allowed the two plates to slide an incredible distance, some 164 feet (50 metres), facilitating the enormous earthquake and tsunami.

The earthquake occurred at a relatively shallow depth of 20 miles below the surface of the Pacific Ocean. This, combined with the high magnitude, caused a tsunami (find out more about  how a tsunami is formed  on the BBC website).

What were the primary effects of the 2011 Japan earthquake?

• Ground Shaking : Extensive damage to buildings and infrastructure.
• Landfall: Some coastal areas experienced land subsidence as the earthquake dropped the beachfront in some places by more than 50 cm.

What were the secondary effects of the 2011 Japan earthquake?

• Tsunami : A giant tsunami wave resulted in widespread destruction along the coast.
• Fatalities : Around 16,000 deaths were reported, mainly resulting from the tsunami.
• Injuries : 26,152 were injured, mainly as a result of the tsunami.
• Nuclear Crisis : The Fukushima Daiichi nuclear power plant was damaged, leading to radiation leaks.
• Economic Loss : Estimated at over $235 billion.
• Displacement : Around 340,000 people were displaced from their homes.
• Damage: The tsunami destroyed or damaged 332,395 buildings, 2,126 roads, 56 bridges, and 26 railways. Three hundred hospitals were damaged, and 11 were destroyed.
• Environmental Damage : Coastal ecosystems were heavily impacted.
• Blackouts: Over 4.4 million households were left without electricity in North-East Japan.
• Transport: Rural areas remained isolated for a long time because the tsunami destroyed major roads and local trains and buses. Sections of the Tohoku Expressway were damaged. Railway lines were damaged, and some trains were derailed.

What were the immediate responses to the 2011 Japan earthquake?

Tsunami Warnings and Prediction :

• The Japan Meteorological Agency issued tsunami warnings three minutes after the earthquake.
• Scientists predicted where the tsunami would hit using modelling and forecasting technology.

Search and Rescue Operations:

• Rescue workers and 100,000 members of the Japan Self-Defence Force were dispatched within hours.
• Some individuals were rescued from beneath rubble with the aid of sniffer dogs.

Radiation Protection Measures:

• The government declared a 20 km evacuation zone around the Fukushima nuclear power plant.
• Evacuees from the area around the nuclear power plant were given iodine tablets to reduce radiation poisoning risk.

International Assistance:

• Japan received help from the US military.
• Search and rescue teams from New Zealand, India, South Korea, China, and Australia were sent.

Access and Evacuation:

• Access was restricted to affected areas due to debris and mud, complicating immediate support.
• Hundreds of thousands were evacuated to temporary shelters or relocated.

Health Monitoring :

• Those near the Fukushima Daiichi nuclear meltdown had radiation levels checked and their health monitored.
• Measures were taken to ensure individuals did not receive dangerous exposure to radiation.

What were the long-term responses to the 2011 Japan earthquake?

Reconstruction Policy and Budget:

• Establishment of the Reconstruction Policy Council in April 2011.
• Approval of a budget of 23 trillion yen (£190 billion) for recovery over ten years.
• Creation of ‘Special Zones for Reconstruction’ to attract investment in the Tohoku region.

Coastal Protection Measures:

• Implementing coastal protection policies like seawalls and breakwaters designed for a 150-year recurrence interval of tsunamis.

Legislation for Tsunami-Resilient Communities:

• Enactment of the ‘Act on the Development of Tsunami-resilient Communities’ in December 2011.
• Emphasis on human life, combining infrastructure development with measures for the largest class tsunami.

Economic Challenges and Recovery:

• Japan’s economy wiped 5–10% off the value of stock markets post-earthquake.
• Long-term response priority: rebuild infrastructure, restore and improve the economy’s health.

Transportation and Infrastructure Repair:

• Repair and reopening of 375 km of the Tohoku Expressway by the 24th of March 2011.
• Restoration of the runway at Sendai Airport by the 29th of March, a joint effort by the Japanese Defence Force and the US Army.

Utility Reconstruction:

• Energy, water supply, and telecommunications infrastructure reconstruction.
• As of November 2011: 96% of electricity, 98% of water, and 99% of the landline network had been restored.

How does Japan prepare for earthquakes, and what was its impact?

Japan has a comprehensive earthquake preparedness program, including:

• Strict Building Codes : Buildings are constructed to withstand seismic activity.
• Early Warning Systems : Advanced technology provides early warnings to citizens.
• Education and Drills : Regular earthquake drills in schools, offices, and public places.

Impact of the 2011 Earthquake

The extensive preparation in Japan likely saved lives and reduced damage during the 2011 earthquake. However, the unprecedented magnitude of the event still led to significant destruction, particularly with the tsunami and nuclear crisis.

The 2011 Japan earthquake illustrates the complexity of managing natural disasters in even the most developed and prepared nations. The event prompted further refinements in disaster preparedness and response in Japan and globally, highlighting the need for continuous assessment and adaptation to seismic risks.

The 2011 earthquake occurred off Japan’s Honshu Island, measuring 9.1 on the Moment Magnitude scale, one of the strongest ever recorded.

Triggered by a ‘megathrust’ in a destructive plate margin, the Pacific Plate subducted the Eurasian Plate, releasing energy equivalent to 600 million Hiroshima bombs.

Primary effects included extensive ground shaking and significant land subsidence in coastal areas.

Secondary effects included a massive tsunami, around 16,000 deaths, 26,152 injuries, a nuclear crisis at Fukushima, over $235 billion in economic loss, displacement of 340,000 people, and widespread damage to infrastructure and the environment.

Immediate responses included rapid tsunami warnings, extensive search and rescue operations, radiation protection measures, international assistance, and evacuation strategies.

Long-term responses focused on reconstruction policies, coastal protection, tsunami-resilient community development, economic recovery, and transportation and utility restoration.

Japan’s extensive earthquake preparedness, including strict building codes and early warning systems, likely reduced damage, but the magnitude still caused significant destruction.

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Bhuj earthquake of 2001

Our editors will review what you’ve submitted and determine whether to revise the article.

• Indian Institute of Technology Kanpur - Effects of Local Geology on damage severity during Bhuj, India Earthquake
• World Institute of Disaster Risk Management Library - The Bhuj Earthquake
• CORE - 2001 Bhuj-Kachchh earthquake: surface faulting and its relation with neotectonics and regional structures, Gujarat, Western India
• NASA - Earth Observatory - Liquefaction Effects from the Bhuj Earthquake
• Indian Academy of Sciences - An eyewitness account of the Bhuj earthquake
• Academia - The 2001 Kutch (Bhuj) earthquake: Coseismic surface features and their significance

Bhuj earthquake of 2001 , massive earthquake that occurred on Jan. 26, 2001, in the Indian state of Gujarat , on the Pakistani border.

The earthquake struck near the town of Bhuj on the morning of India ’s annual Republic Day (celebrating the creation of the Republic of India in 1950), and it was felt throughout much of northwestern India and parts of Pakistan . The moment magnitude of the quake was 7.7 (6.9 on the Richter scale ). In addition to killing more than 20,000 people and injuring more than 150,000 others, the quake left hundreds of thousands homeless and destroyed or damaged more than a million buildings. A large majority of the local crops were ruined as well. Many people were still living in makeshift shelters a year later.

Earthquakes in India, Types, Zones, Causes and Impacts

Earthquakes in India are primarily caused by movement of the Indian tectonic plate, which is colliding with Eurasian plate. Know all about Earthquakes in India, Types, Zones, Causes and Impacts.

Table of Contents

An earthquake is just the shaking of the ground. It happens naturally. It happens as a result of energy being released, which makes waves move in all directions. When an earthquake occurs, the Earth vibrates, producing seismic waves that are detected by seismographs.

Every day, moderate-sized earthquakes take place. On the other hand, powerful tremors that inflict extensive destruction are less frequent. Around plate boundaries, particularly along convergent boundaries, earthquakes are more frequent. More earthquakes occur in the area of India where the Indian Plate and the Eurasian Plate clash. Consider the Himalayan region, for instance.

Earthquakes in India

Earthquakes in India are primarily caused by the movement of the Indian tectonic plate, which is colliding with the Eurasian plate. India’s peninsular region is thought to be a stable area. On occasion, though, earthquakes are felt on the edges of smaller plates. The 1967 Koyna earthquake and the 1993 Latur earthquake are two examples of earthquakes that occurred in peninsular areas.

India is divided into four seismic zones (II, III, IV, V) based on the level of seismicity:

• Zone II: Low seismicity
• Zone III: Moderate seismicity
• Zone IV: High seismicity
• Zone V: Very high seismicity (includes areas like the Himalayan region, northeastern states, Kutch, and Andaman & Nicobar Islands)

As can be seen, zones V and IV are assigned to the entire Himalayan region as well as the states of North-East India, Western and Northern Punjab, Haryana, Uttar Pradesh, Delhi, and portions of Gujarat. A significant chunk of the peninsular region is in the low-risk zone, while the northern lowlands and western coastal regions continue to be in the moderate hazard zone.

Types of Indian Earthquakes

In India, earthquakes can be categorized based on their origins and the tectonic settings. Here are the main types:

1. Tectonic Earthquakes

These are the most common types of earthquakes in India and occur due to the movement of the Earth’s tectonic plates. They can be further classified into:

• Interplate Earthquakes: Occur at the boundaries between two tectonic plates. For example, the Himalayan region experiences frequent interplate earthquakes due to the collision between the Indian and Eurasian plates.
• Intraplate Earthquakes: Occur within a tectonic plate rather than at its boundary. The Latur earthquake (1993) in Maharashtra is an example.

2. Volcanic Earthquakes

These are associated with volcanic activity and are relatively rare in India. They occur due to the movement of magma beneath the Earth’s surface. The Andaman and Nicobar Islands, which have some volcanic activity, can experience such earthquakes.

3. Induced Earthquakes

These are caused by human activities such as mining, reservoir-induced seismicity (due to the filling of large dams), geothermal energy extraction, and oil extraction. Examples include:

• Reservoir-Induced Seismicity: The Koyna earthquake (1967) in Maharashtra is believed to have been induced by the filling of the Koyna dam reservoir.

4. Collapse Earthquakes

These occur due to the collapse of underground caverns or mines. They are usually localized and of low magnitude.

5. Explosion Earthquakes

These are caused by explosions, such as nuclear tests or large chemical explosions. For instance, nuclear tests conducted in Pokhran, Rajasthan, generated minor seismic activity.

Earthquake Zones in India

Here’s a complete List of All Zones of Earthquakes in India:

The zones are distinguished using Modified Mercalli (MM) intensity, which evaluates the impact of earthquakes. However, the seismic zoning map was updated following the Killari earthquake in Maharashtra in 1993, merging the low danger zone, or Seismic Zone I, with Seismic Zone II. Zone I is therefore excluded from the mapping.

It falls under the low-intensity category. It covers 40.93% of the nation’s land area. Along with the Karnataka Plateau, it also encompasses the peninsula region.

This region is moderately intense. It covers 30.79 per cent of the nation’s area. The state is made up of Kerala, Goa, and the Lakshadweep Islands, as well as portions of Punjab, Rajasthan, Madhya Pradesh, Bihar, Jharkhand, Chhattisgarh, Maharashtra, Odisha, and Tamil Nadu.

A high-intensity zone is what it is called. It covers 17.49% of the land area of the nation. It encompasses the remaining portions of Jammu & Kashmir, Himachal Pradesh, the National Capital Territory (NCT) of Delhi, Sikkim, the northern portions of Uttar Pradesh, Bihar, West Bengal, the western coast of Maharashtra, and Rajasthan.

It falls under the category of an extremely severe zone. It covers 10.79 per cent of the land area of the nation. It also covers a region of North Bihar, Himachal Pradesh, Uttarakhand, the Rann of Kutch in Gujarat, and the Andaman and Nicobar Islands.

Major Earthquakes in India List

Some of the devastating earthquakes have affected India. More than 58.6% of Indian Territory is vulnerable to earthquakes of moderate to very high intensity. Some of India’s most significant earthquakes include:

• Cutch Earthquake (1819) which was 8.3 magnitude
• Assam Earthquake (1897)
• Bihar-Nepal Earthquake (1934) of 8.4 magnitude
• Koyna Earthquake (1967) of 6.5 magnitude
• Uttarkashi (1991) of 6.6 magnitude
• Killari (1993) of 6.4 magnitude
• Bhuj (2001) of 7.7 magnitude
• Jammu Kashmir (2005)

Key Regions Prone to Different Types of Earthquakes

List of Major Earthquakes in India Year-wise for UPSC

• 2015 India/Nepal Earthquake
• 2011 Sikkim Earthquake
• 2005 Kashmir Earthquake
• 2004 Indian Ocean Earthquake
• 2001 Bhuj Earthquake
• 1999 Chamoli Earthquake
• 1997 Jabalpur Earthquake
• 1993 Latur Earthquake
• 1991 Uttarkashi Earthquake
• 1941 Andaman Islands Earthquake
• 1975 Kinnaur Earthquake
• 1967 Koynanagar Earthquake
• 1956 Anjar Earthquake
• 1934 Bihar/Nepal Earthquake
• 1905 Kangra Earthquake

Causes of Earthquakes in India

Avalanches and landslides.

Tremors can cause slope instability and collapse, which can lead to debris falling down the slope and causing landslides, especially in hilly areas. Massive amounts of ice may fall from peaks covered in snow as a result of avalanches brought on by earthquakes. As an illustration, the 2015 Nepal earthquake led to several avalanches on and near Mount Everest.

Landslides and considerable property damage were caused by the Sikkim earthquake of 2011 in particular at the Singik and Upper Teesta hydroelectric projects.

Flash floods and failures of dams and reservoirs could result from the earthquake. Flooding could result from avalanches and slides impeding the river’s flow. The 1950 Assam earthquake produced a barrier in the Dihang River as a result of the buildup of enormous debris, resulting in flash floods in the upstream region.

When an ocean basin is disturbed and a significant amount of water is displaced, waves called tsunamis are created. The seafloor is moved by seismic waves from earthquakes, which can produce large sea waves. On December 26, 2004, an earthquake off the coast of Sumatra caused the Indian Ocean Tsunami.

The Indian plate subducting beneath the Burmese plate is what caused it to happen. Over 2.4 lakh people were killed in the Indian Ocean region and its neighbouring countries. Ten-meter Tsunami waves were produced by an undersea earthquake of magnitude nine during the devastating Tohoku earthquake in Japan in 2011. Due to the destruction of the emergency generators cooling the reactors, a nuclear meltdown occurred, and the radioactive fallout from Fukushima Daiichi became a major global problem.

Impact of Earthquakes in India

Loss of human life and property.

Human towns and structures sustain severe damage and destruction as a result of the ground surface deformation brought on by the earth’s crust’s vertical and horizontal movement. a case in point An analysis of the urban devastation caused by the 2015 Nepal earthquake.

The depth of this 7.8-magnitude earthquake was 8.2 kilometres. The Nepal earthquake claimed many lives as a result of unchecked urban expansion, poorly engineered buildings, and unscientifically designed constructions. Urban areas of Kathmandu were badly devastated, causing 8,000 fatalities and a 10 billion dollar economic loss.

Alterations to the River’s Course

The alteration in the river’s course brought on by the obstruction is one of the earthquake’s significant effects.

Fountains of Mud

Mud and boiling water may surface as a result of the earthquake’s tremendous force. The agricultural field was covered in knee-deep mud following the 1934 Bihar earthquake.

Gas pipelines and electric infrastructure are both harmed by earthquakes. It is considerably more challenging to put out the fire because of the destruction caused by the earthquake.

Mitigation Measures for Earthquakes in India

The national center for seismology.

Governmental organisations receive earthquake monitoring and hazard reports from a department of the Ministry of Earth Sciences. There are three divisions in it: Geophysical Observation System, Earthquake Hazard and Risk Assessment, and Earthquake Monitoring and services.

National Earthquake Risk Mitigation Project (NERMP)

Enhancing earthquake mitigation programmes’ non-structural and structural components. It aids in lowering susceptibility in high-risk areas. In the areas with strong seismic activity, necessary risk reduction measures are put in place. The project’s assigned agency, NDMA, has created a detailed project report (DPR).

National Building Code (NBC)

It is a comprehensive building code and a national regulation that sets rules for controlling building construction across the nation. The Planning Commission ordered its first 1970 publication, which was later updated in 1983. Following that, three significant amendments—two in 1987 and the third in 1997—were published. The National Building Code of India 2005 replaces the updated NBC (NBC 2005). Meeting the problems presented by natural disasters and adopting current, applicable international best practises are the key characteristics.

Building Materials & Technology Promotion Council (BMTPC)

It takes on projects for life-line structural retrofitting to raise awareness among the populace and various governmental organisations. It sought to assist the general public and policymakers in particular in their efforts to lessen the vulnerability of the thousands of existing public and private structures.

NDMA Guidelines for Earthquakes

In 2007, the NDMA published its comprehensive earthquake recommendations. The rules specify actions that must be taken by State Governments, Central Ministries, and Departments in order to create disaster management plans with a focus on managing earthquake risk. Six pillars make up the fundamental tenet of these principles:

• The building of new structures that is earthquake-resistant.
• Retrofitting and selective seismic strengthening of existing structures.
• Enforcement and regulation.
• Preparation and awareness.
• Building capacity;
• Emergency reaction.

Biggest Earthquakes in India

The devastating Bhuj earthquake of 2001 took place on January 26, 2001, near the Pakistani border in the Indian state of Gujarat. The largest earthquake in India, measuring 8.6 on the Richter scale, struck the India-China region on August 15, 1950. 1530 people perished as a result of the shifting of tectonic plates at a depth of 30 km.

Earthquake in the Indian Ocean

Here are the key points about the 2004 Indian Ocean earthquake and tsunami:

• Magnitude: Between 9.1 and 9.3 on the Richter scale, making it one of the largest earthquakes ever recorded.
• Duration: Faulting lasted between 8.3 and 10 minutes, unusually long for an earthquake of this magnitude.
• Aftershocks: Numerous aftershocks continued for 3 to 4 months after the initial earthquake.
• Energy Release: The earthquake released a massive amount of energy, causing significant geological effects.
• Earth’s Axis Shift: It is believed that the earthquake caused a slight shift in the Earth’s axis due to the redistribution of mass.
• Tsunami Generation: The seismic activity caused vertical movement of the seafloor, displacing a large volume of water and triggering a tsunami.
• Impact: Indonesia was the first and hardest-hit country due to its proximity to the epicenter.
• Casualties: Approximately 170,000 people lost their lives, making it one of the deadliest natural disasters in recorded history.

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Earthquakes in India FAQs

What are the 5 largest earthquake ever recorded in india.

• 1993 Latur Earthquake • 1991 Uttarkashi Earthquake • 1941 Andaman Islands Earthquake • 1975 Kinnaur Earthquake • 1967 Koynanagar Earthquake

Which is the biggest earthquake in India?

The devastating Bhuj earthquake of 2001 took place on January 26, 2001, in the Indian state of Gujarat, close to the Pakistani border.

Which city in India is most prone to earthquake?

• Guwahati • Srinagar • Mumbai • Pune • Kerala • Delhi • Chennai • Kochi • Thiruvananthapuram • Patna

What causes earthquake in India?

The entire Himalayan belt as well as the country’s north-eastern portion is prone to powerful earthquakes with magnitudes greater than 8.0. The Indian plate is moving toward the Eurasian plate at a pace of roughly 50 mm per year, which is the primary cause of earthquakes in these areas.

Which place is safe from earthquake?

Go somewhere open that is far from any trees, telephone poles, or structures. Once outside, crouch low and remain there until the trembling stops. The most hazardous spot to be is close to a building's exterior walls. Frequently, the building's windows, façade, and architectural details are the first to give way.

Was there an earthquake in Delhi?

On November 06, 2023 strong tremors were felt in Delhi and NCR after two earthquakes that has struck Nepal in the last four days.

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Concentrations of f − , na + , and k + in groundwater before and after an earthquake: a case study on tenerife island, spain.

1. Introduction

2. data sources and methods, 2.1. study area, 2.2. characterization of geological units, 2.3. geological setting of f − , na + , and k + on volcanic islands, 2.4. water collection and sampling method, 3. results and discussion, 3.1. analysis of the water samples: f − , na + , and k +, 3.2. analysis of the variations in f − , na + , and k + , before and after 2012, 3.3. regional increase in fluoride concentration in groundwater linked to non-anthropogenic event, 3.3.1. precipitation, 3.3.2. earthquakes, 3.3.3. causes of fluoride variation, 3.3.4. analysis of the decrease in f − after the earthquake of 18 august 2012, 4. conclusions, author contributions, data availability statement, conflicts of interest.

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de Miguel-García, E.; Gómez-González, J.F. Concentrations of F − , Na + , and K + in Groundwater before and after an Earthquake: A Case Study on Tenerife Island, Spain. Hydrology 2024 , 11 , 138. https://doi.org/10.3390/hydrology11090138

de Miguel-García E, Gómez-González JF. Concentrations of F − , Na + , and K + in Groundwater before and after an Earthquake: A Case Study on Tenerife Island, Spain. Hydrology . 2024; 11(9):138. https://doi.org/10.3390/hydrology11090138

de Miguel-García, Eduardo, and José Francisco Gómez-González. 2024. "Concentrations of F − , Na + , and K + in Groundwater before and after an Earthquake: A Case Study on Tenerife Island, Spain" Hydrology 11, no. 9: 138. https://doi.org/10.3390/hydrology11090138

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Geoelectric studies in earthquake hazard assessment: the case of the Kozlodui nuclear power plant, Bulgaria

• Original Paper
• Open access
• Published: 02 September 2024

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• S. Kovacikova   ORCID: orcid.org/0000-0003-2600-175X 1 ,
• G. Boyadzhiev 2 &
• I. Logvinov 3  

The study presents the results of geoelectric research for seismic risk assessment on the example of the Kozlodui nuclear power plant in Bulgaria. The image of the geoelectric structure in the study area was obtained using one-dimensional inverse electrical resistivity modeling of the full five-component magnetotelluric data and quasi-three-dimensional inverse conductivity modeling of the geomagnetic responses recorded during the summer 2021 field campaign. According to the presented results, the geoelectrically anomalous structure is divided into two levels. The near-surface anomalous structure in the immediate reach of human geotechnical activity corresponds to the electrically conductive sedimentary fill. The mid-crustal layer is coincident with the low seismic velocity zone at the brittle and ductile crust interface, revealed in previous studies. The presented results imply that the geological environment is not affected by large faults capable of transmitting seismic energy from tectonically active areas, however, in further studies, attention should be paid to the strike-slip fault systems adjacent to the study area.

Avoid common mistakes on your manuscript.

1 Introduction

Due to the contrasting electrical properties of the geological environment, geoelectric methods can be used to address a variety of engineering geological tasks related to the natural hazard assessment in karst (Satitpittakul et al. 2013 ) or landslide studies (Lapenna et al. 2003 ), in quarry operation (Magnusson et al. 2010 ), in hydrogeology (Parks et al. 2011 ) or in the construction of critical infrastructure facilities (Di et al. 2020 ).

The construction and operation of civil nuclear installations are governed by strict safety regulations issued by the International Atomic Energy Agency (IAEA). Their neglect or underestimation can lead to tragic consequences. Designing and installing nuclear facilities in tectonically active areas always pose a danger (Nadirov and Rzayev 2017 ; Ahmed et al. 2018 ), but unexpected intraplate seismicity can also be documented in stable ancient terranes (e.g. Chattopadhyay et al. 2020 ) and even apparently historically inactive faults can be potentially risky (Faure Walker 2021 ). Although these strategic facilities are currently equipped with seismic early warning systems (Wieland et al. 2000 ) and spatial displacements are monitored by geodetic networks implementing Global Navigation Satellite (GPS) System data (e.g. Savchyn and Vaskovets 2018 or Manevich et al. 2021 ), integration of other geological and geophysical data is desirable to ensure maximum safety. Seismic events can be accompanied or preceded by a range of phenomena such as isotopes emissions (Sano et al. 2016 ; Zafrir et al. 2020 ) or meteorological phenomena (Morozova 2012 ; Guangmeng and Jie 2013 ). A correlation has been observed between earthquakes and tides (Scholz et al. 2019 ). Prior to an earthquake, electromagnetic (EM) emissions may be recorded around the future epicenter as a result of tectonic forces (Mavrodiev et al. 2015 ; Petraki et al. 2015 ). When assessing seismic risk, however, recording of the natural EM field variations can be used not only for above-mentioned immediate monitoring of earthquake precursors. Due to the enhanced electrical conductivity of mineralized fluids migrating in faults and fracture systems, magnetotelluric (MT) and magnetovariational (MV exploiting only the magnetic EM field components) methods with a depth range covering levels from the earth’s surface through the crust to the mantle are established procedures, for example in geothermal exploration (e.g. Gasperikova et al. 2015 ) or studies of magmatic systems (Wynn et al. 2016 ). Likewise, the contrasting electrical properties of fluids can also be used in seismic risk studies to identify fluid pathways in faults and delineate potential hazard zones. Numerous studies address the topic of the association of low resistivity zones and seismicity with active strike-slip zones (Bourlange et al. 2012 ; Hoskin et al. 2015 ; Adam et al. 2016 ), and different scenarios are presented depending on the zone geometry, mechanical conditions of rocks, degree of deformation, porosity and hydrogeology, with both highly permeable and mechanically locked segments (e.g. Unsworth and Bedrosian 2004 ; Kaya et al. 2009 ; Ritter et al. 2014 ). Water and fluids of both surface meteoric and deep origin, penetrating fault systems, play substantial role in these systems. Shear deformation promotes the formation of interconnected networks for fluid migration, and high-pressure fluids promote fault creep. Creeping segments tend to be subject to frequent microseismicity, while rare strong earthquakes may occur at the transition between creeping and locked zones. Earthquake foci typically trace the boundary between high- and low-resistivity features, corresponding to the stress accumulation and brittle deformation zones (e.g. Convertito et al. 2020 ). Within the conductors themselves the stress is redistributed to meet the equivalent rheology and the fluid hydrodynamics. The measured MT data can thus help identify potentially risky areas and delineate zones of increased seismicity, which is crucial when designing large-scale engineering facilities.

When studying seismic hazard, it is important not only to map surface weakened geological structures with which human geotechnical activities directly interact, but also to track the deep course of faults and trace the deep origin of phenomena observed on the earth’s surface (Suzuki et al. 2000 ). The use of the MT method in solving strategic projects, such as site selection for nuclear power plants, was proposed by Adam and Vero ( 1990 ). Thus, the MT method can expand knowledge about the tectonic structure in the vicinity of objects of interest and provide additional information that can be used in evaluating the measures necessary to increase the safety of strategic facilities. As an example of such a procedure, in this paper we present the results of a case study of the deep geoelectric structure in the area of the Kozlodui nuclear power plant in Bulgaria, initiated by the National Institute of Geophysics, Geodesy and Geography of the Bulgarian Academy of Sciences (NIGGG-BAS) and the National Science Fund to update the National Emergency Prevention Action Plan.

2 Geologic setting and geophysical data

The position of the Balkan region is controlled by the dynamics of the Mediterranean seismic belt, and although the Moesian Plate, as a promontory of the East European Platform, nestled between the Southern and Serbian Carpathians and the Northern Balkans, seems to be a relatively rigid block, it nevertheless participates in the relative movements of the Eurasian, African and Arabian tectonic plates (Stanciu and Ioane 2017 ). As a result, the Moesia and its Danube part is cut by the faults of the Carpathian-Balkan arch trend and by transverse faults into a system of basement blocks and has a complex deformation behavior with neotectonic activity along a number of fault structures.

Kozlodui nuclear power plant (KNPP) is located in the southwestern, seismically least active part of the Moesian Plate (Fig.  1 a). However, the relative proximity of continuously tectonically active fault systems may carry the risk of noticeable earth movements. About 300 km northeast (see inset in Fig.  1 a) is located persistently highly geodynamically active Vrancea area with four-to-five medium depth events with magnitudes M ≥ 6.5 per century and the largest recorded shock of 7.9 (e.g. Petrescu et al. 2021 ). From the west, the Moesian Plate is bounded by a continuously tectonically active fault system (M reaching 4), including the Timok and Cerna faults (TF-CF, inset in Fig.  1 a), linking the Carpathians with the Balkanides (Bala et al. 2015 ; Vangelov et al. 2016 ; Mladenovic et al. 2019 ; Krstekanic et al. 2021 ; Oros et al. 2021 ).

Geological setting— a The major tectonic zones of Bulgaria with the position of the Moesian Plate and Vrancea seismicity zone in the incut (from Cavazza et al. 2004 ): TF-CF—Timok-Cerna fault zone, KNPP—Kozlodui nuclear power plant, PAG—Panagjurishte geomagnetic observatory, green rectangle—study area; b Simplified tectonic map of the northwestern Bulgaria (modified after Cavazza et al. 2004 ; Kounov et al. 2017 ) with red crosses of experimental site network—MV (small) and full MT (big); faults (cross-hatched belts): Blk-Sub-Balkan, NFB-Northern Forebalkan, Vlm-Vinishte-Lom (Gostilski), Tsb—Tsibritsa, Ogs—Ogosta, Isk—Iskar, SMs – South Moesian, Dnb—Danube, Mtr—Motru, Jiu—Jiu fault (Dachev and Kornea 1980 ; Georgiev and Shanov 1991 ), thick dashed line—southern border of the Moesian Plate, magenta line—electrified railway (Bulgarian State Railways: https://www.bdz.bg ), M-BS—Makresh-Black Sea seismic profile (Dachev 1988 )

Several structural complexes can be identified within the Moesian Plate. Precambrian metamorphic rocks and Upper Paleozoic (Carboniferous to Permian) formations are covered by Triassic to Cenozoic sediments. On the Bulgarian territory, two large tectonic structures are distinguished on the Moesian Plate, the Lom depression, where the KNPP is located, and the North-Bulgarian uplift. East and north-east of the Lom depression, mainly on the Romanian territory, the Alexandria depression is delimited (Chemberski and Botoucharov 2013 ). Based on geophysical data (Dachev and Kornea 1980 ; Dachev et al. 1994 ), the total thickness of sediments of the Lom and Alexandria depressions reaches about 9 km (Fig.  2 a). The thickness of the Cenozoic sediments of the Lom depression reaches 1000 m (Fig.  2 b) (Zagorchev 2009 ). The Lom depression basement is formed by lowest tectonic blocks nested among the Danube fault in the north, Northern Forebalkan in the south and Vinischte-Lom and Iskar faults in the west and east respectively, separated from each other by the Ogosta and Tsibritsa faults (Fig.  1 b). The Vinishte-Lom fault is a strike-slip feature of the larger Oltenia tectonic zone cutting across a series of tectonic structures in the central part of the Balkan peninsula (Bala et al. 2015 ).

a Depth contours of the consolidated basement in km (dashed lines); b Contours (in m) of the top of the Upper Cretaceous complex (Zagorchev 2009 ); c Schematic section of sedimentary rock resistivity in Northern Bulgaria (solid line) and the Balkan region (dotted line) (Dobrev et al. 1975 ); d Schematic S sed map of sedimentary rocks (dashed contours in Siemens) of the KNPP area (red star in all subfigures) according to Abramova et al. ( 1994 ) (private comm.); Green line—Lom depression boundary

2.1 Geoelectric characteristics

According to the results of laboratory and geoelectric field experiments (Hermance 1995 ; Haak and Hutton 1986 ; Nover 2005 and others), the electrical resistivity (ρ) of crystalline rocks of the continental crust significantly exceeds 1000 Ω∙m. Below is information on the lithological composition of sedimentary rocks and their resistivity according to Dobrev et al. ( 1975 ).

The geological section of Northern Bulgaria is characterized by a wide distribution of two types of red-bed strata: Permian–Triassic (compacted clay rocks, conglomerates, breccia conglomerates, sandstones – with ρ varying from 16 to 45 Ω∙m) and Triassic-Jurassic. Middle Triassic oil and gas bearing limestones and dolomites up to 650 m thick are characterized by ρ varying between 100 and 400 Ω m. A thick Malm-Valanginian (late Jurassic-early Kretaceous) complex with ρ varying from 130 to 3600 Ω m appears in the Moesian section. Cretaceous and Pliocene carbonate facies of the Lom depression are characterized by ρ of 40–250 Ω∙m. Regional features of the ρ distribution of sedimentary rocks according to logging data are shown in (Fig.  2 c). Similar values are also given in other publications (Nikolova 1980 ; Dachev 1988 ; Chemberski and Botoucharov 2013 ).

The most characteristic geoelectric parameter of the sedimentary cover is the integrated longitudinal conductivity (conductance) S sed  = D/ρ, where D is the layer thickness. Based on geological-geophysical and well logging data, L.M. Abramova (2013 personal communication), the initiator of previous deep EM studies in Bulgaria (Abramova et al. 1994 ), has compiled a schematic S sed map of the Balkanides and the Moesian Plate in Bulgaria. This map has been updated with new information on the thickness, composition, and geoelectric parameters of the Cenozoic sediments of the Lom depression, obtained as a result of the interpretation of MTS (MT sounding) curves (Logvinov et al. 2021 ). Using a similar method, a schematic S sed map was constructed for the Romanian territory (Demetrescu 2013 ). According to rough estimates (based on data on the thickness of sediments and their ρ), S sed of surface sediments overlying the crystalline basement rocks on the territory of the Balkanides does not exceed 50 Siemens. Figure  2 d shows the S sed map for the south of the Moesian Plate and the adjacent part of the Balkans.

2.2 Seismic results and seismicity

The study area is intersected by the quasi-latitudinal regional seismic Makresh-Black Sea profile (Figs. 1 , 3 ). From west to east along the profile, the thickness of sediments of all ages decreases. P-wave Seismic velocities for terrigenous and terrigenous-carbonate sedimentary formations of the Moesian Plate along the M-BS profile (Fig.  3 a) vary from 2 to 4.5 km/s (Dachev 1988 ). Lower velocities are typical for Cenozoic sediments.

a Structure of the earth's crust along the Makresh-Black Sea (M-BS) seismic profile (Dachev 1988 ; Dachev et al. 1994 ). 1—sedimentary layer and seismic boundaries in it, 2—the Moesian Plate basement (numbers—seismic velocities, km/s), 3—Moho boundary, 4—supposed crustal zones of reduced seismic velocity. b , c Seismicity of the KNPP region for the period of years 1973–2020 (see sources in the text); fault zones Tsb, Dnb, SMs, Isk, Mtr, Jiu, NFB—see Fig.  1 b: b earthquake hypocenters by depth (in km); c) earthquakes by magnitude (thick circles with a numeral—strongest events with M > 3); crosses—unknown magnitude. Differences in the distribution of earthquake foci in subfigures ( b ) and ( c ) are given by the absence of depths/magnitudes for some events in the catalogues mainly before 2007

According to the seismic logging results, the seismic velocity of Paleogene-Neogene terrigenous deposits does not exceed 3.2 km/s (Volvovsky and Starostenko 1996 ). Both in the upper and lower consolidated earth's crust, low-velocity layers are distinguished along the profile (Fig.  3 a). The depth to the upper boundary of these layers is about 15 km and 27–30 km, their thickness is about 5 km and the seismic wave velocity decrease with respect to the surrounding environment is 0.5–0.7 km/s (Dachev et al. 1994 ).

Earthquakes are one of the most disastrous natural phenomena, the impact of which must be taken into account in the operation of nuclear facilities. Over the past 50 years, more than 15,000 earthquakes have been registered in Bulgaria, including the area belonging to the Moesian Plate, and some 750 events have been documented in the vicinity of the KNPP ( http://crustal.usgs.gov/geophysics/htm ; http://www.isc.ac.uk/iscbulletin/search/catalogue ; http://www.emsc-csem.org/Earthquake ; http://service.iris.edu/irisws/fedcatalog/1/ ; https:// earthquake.usgs.gov/earthquakes/search/; https://doi.org/10.7914/SN/BS ). The strongest events in the area around the KNPP occurred in 1987 in the northwestern tip of the Lom depression at the Tsibritsa, Motru and Danube faults tectonic knot at a depth of 10 km with a magnitude 3.3; another with a magnitude 3.7, and apparently related to the contact of the Danube fault with the branch of the Jiu fault, occurred in 1994 at the depth of 10 km, and another, with a magnitude of 4.4, took place in 2014 northeast of the study area in Romania at a depth of 12.1 km, near the junction of the Iskar, Danube and Jiu faults. The distribution of the events closest to the KNPP by depths and magnitudes is shown in Fig.  3 b and c respectively. For some events (specifically before 2007), depths or magnitudes are not specified in the catalogs cited above (hence the differences in the Figs.  3 b and c). It can be seen that a significant number of events occur south of the KNPP within a radius of 50 km (mainly already in the Pre-Balkans). The earthquakes seem to be linked to the intercrossing of the Ogosta, Tsibritsa and Iskar faults with the Northern Forebalkan fault (Fig.  3 b, c). The last represents an element of the Balkan fold-thrust belt, a complex system thrust onto Moesia from the south and dissected by transverse and oblique faults along which lateral displacements occur. Along the Ogosta fault with its hanging NW flank, there is a step-like dip towards the west. According to Georgiev and Shanov ( 1991 ), the block between Tsibritsa and Ogosta faults is still subsiding and the seismic activity of the Ogosta, Tsibritsa and Iskar faults is likely associated with the relative subsidence of the blocks between them. In recent years, several earthquakes with a magnitude exceeding 2 have been observed to the north and west of the KNNP. Tsibritsa fault with its hanging western flank is considered a satellite of the Motru fault, stretching north of the Danube in Romanian territory, which in turn is genetically connected to the Timok–Cerna fault system linking the Carpathians with the Balkanides (see Geological setting). Motru fault is also one of sources of seismic activity in the study area. It is deep-rooted, in the northwest, on Romanian territory, it is noticeably seismically active, and both left-lateral translation and descending movements occur along it. Some events seem to be related to the contact of the Danube fault with the Jiu fault–another active fault running on the Romanian territory from the Southern Carpathians in the NW–SE direction.

3 MT experimental data and inversion results

Geoelectric measurements were performed in the summer of 2021 using two GEOMAG-2 fluxgate magnetometers owned by the Institute of Geophysics of the National Academy of Sciences of Ukraine and the Institute of Mathematics and Informatics of the Bulgarian Academy of Sciences, ensuring registration of variations of MT field components with high sensitivity threshold (Dobrodnyak et al. 2014 ). The studies belong to the category of regional experiments, the purpose of which is to identify possible conductivity anomalies in the KNPP region. MT field observations were carried out at 21 points (Fig.  1 b). The distance between observation points was 10–15 km. The density and selection of locations for the installation of observation points were limited by local infrastructure and agricultural conditions.

EM field records in the study area were affected by significant disturbances associated with the proximity of electrified railroads, pipelines, power lines and other installations. Typically, interferences from these sources can have a significant impact at distances of up to 15–20 km. Figure  1 b shows the position of the KNPP and the nearest electrified railway, the presence of which automatically limited the area of the experiment. Interference on the magnetic components of the MT field decreases in proportion to the cube of the distance from the interference source. Taking into account the above, it was decided to register the magnetic components at the closest possible distance from the KNPP.

A detailed description of the processing of the recorded data and the distortion and dimensionality analysis were presented in Logvinov et al. ( 2021 ). Data processing was performed using Ladanivsky ( 2003 ) and Varentsov ( 2007 ) codes. The first phase of the geoelectric study was completed by estimating the parameters of impedance (Z) and the vertical magnetic transfer functions (VMTF) within the single-site processing scheme. Conditioned registration of the EM field electrical components was performed at four sites (Btn, Frn, Brv, Brn, see Fig.  1 b) and as a result, Z estimates (and derived apparent resistivity and impedance phase) were obtained for periods from 20 to 6400–8100 s. Meanwhile, the VMTF parameters were estimated at all observation points in the form of real (C u ) and imaginary (C v ) induction vectors (Schmucker 1970 ), presented on maps in the form of induction arrows, for the periods from 10–20 to 4900–10800 s.

3.1 1D inversion of MTS data

The nearby electrified railway and the measuring sites layout limited the data interpretation. Therefore, the first step was to estimate the geoelectric section parameters at the sites Btn, Frn, Brv, Brn by one-dimensional (1D) inversion of the interpreted MTS curves over the entire recorded period range. The results of 1D interpretation using two different inversion codes were also presented in Logvinov et al. ( 2021 ). The D + algorithm (Parker and Whaler 1981 ) approximates the geoelectric section through a finite number of layers of zero thickness and finite conductance isolated by a non-conductive medium, while the OCCAM 1D inversion (Constable et al. 1987 ) results in a section with smoothly varying conductivity. The minimum and maximum MTS curves obtained using the Eggers ( 1982 ) method were taken as experimental in the period range from a few seconds to 10 4  s. Before applying the inversion procedure, the MTS curves had to be normalized to eliminate galvanic effects on the MT field. Galvanic distortions arise as a result of the interaction of near-surface geoelectric heterogeneities and lead to a static shift of MTS amplitude curves (Berdichevsky and Dmitriev 2008 ). The normalization consisted in restoring the position of low-frequency asymptotes reflecting the electrical conductivity of the lower levels of the tectonosphere. It is assumed that at depths exceeding 400 km, horizontal changes in electrical conductivity are small, and the MTS curves obtained in different regions should converge at periods exceeding 3 h. In practice, the normalization of MTS curves usually consists in shifting the low-frequency branches of the MTS amplitude curves (ρ curves) along the vertical axis so that they match the ρ curve corresponding to the regional geoelectric structure of the study region (if the MTS phase curves agree with the reference curve). For the study area, data from the Panagjurishte geomagnetic observatory (PAG, 24.177°E, 42.515°N, Fig.  1 a) for the years 1988–2015 were used as a reference curve (Srebrov et al. 2013 ; Ladanivskyy et al. 2019 ). For 1D inversion, the recorded MTS curves were integrated with the reference curve at periods 2⋅10 4 –2⋅10 7  s (Fig.  4 ).

Minimum and maximum experimental (circles) and model MTS curves at the sites Frn, Brv, Btn, Brn for two azimuths integrated at the period of 2·10 4  s with the reference data from the PAG observatory using D+ , OCCAM (from Logvinov et al. 2021 ) and 1D anisotropic inversion codes (Pek and Santos 2006 )

The 1D interpretation of the MT data already presented in Logvinov et al. ( 2021 ) was newly supplemented by a 1D anisotropic inversion using all components of the impedance tensor (Pek and Santos 2006 ). It should be noted here that the technique does not mean searching for real physical anisotropy in the earth and is used purely to apply the equivalent of a 1D anisotropic layered medium to the MTS curves in two directions at each site. To accommodate all impedance tensor components, the anisotropic inversion error floor in the anisotropic inversion was preset to 5%. Anomalous layers (conductors) with ρ much smaller than those lying above and below are identified on the inverse 1D models (Fig.  5 a). The differences in the distribution of geoelectric parameters calculated by OCCAM and anisotropic inversions are mainly due to the fact that in the OCCAM method, the experimental MTS curves were corrected to take into account galvanic distortion. Low resistivities of sedimentary rocks according to both inversion methods appear at depths of less than 1 km. According to the results of the anisotropic inversion, a low resistivity feature (ρ of about 10 ohmm) is identified at the Brv site at depths of about 4 km.

a Geoelectric resistivity sections according to 1D models calculated using Occam inversion procedure (from Logvinov et al. 2021 ) and 1D anisotropic inversion by Pek and Santos ( 2006 ). 1—supposed zones of reduced seismic velocity along the M-BS seismic profile (Figs. 1 , 3 ). b Earth’s crust structure along the corresponding segment of the M-BS seismic profile (see Fig.  3 a), stars—seismic events within a distance of 10 km from the sites Frn, Btn, Brv and Brn ( a ) and from the M-BS seismic profile ( b )

The resistivity of the rocks underlying the sediments exceeds 100 ohmm. In both inverse models, at Frn, Brv and Brn, a conductor with a resistivity of 10 ohmm is distinguished at depths of 20 (+/− 5) km. The most distorted records of MT field variations were obtained at Btn, which was caused by the proximity of the high-voltage power line and affected the interpretation parameters and the inversion results. Comparison of the obtained geoelectric 1D models with the seismic section along the M-BS profile (Fig.  5 b) shows the coincidence of conductors with low-velocity layers in the depth interval 15–20 km.

3.2 Quasi-3D inversion of MV data

The next step in the interpretation of the 2021 geoelectric survey data was the modeling of the conductance S distribution of the sedimentary cover and the earth's crust using a quasi-3D inverse technique based on the Price thin-sheet approach and data fitting using Tikhonov parametric functional minimization with conjugate gradient optimization and the maximum smoothness stabilizing (Kováčiková et al. 2005 ). The purpose of the quasi-3D inversion application was: (1) to determine the spatial position of anomalous features in the studied area and explain the behavior of MV parameters; (2) to compare the obtained results with other geological and geophysical data.

The thin-sheet method involves only the magnetic MT field components. VMTF data from 21 stations over the entire period range of 50–2500 s were used in the inversion. The study area (90 km × 90 km) was divided into tiles with a side of 6 km × 6 km. The cell size was chosen with respect to the applied periods and the distance between observation points. The vertical conductivity distribution in the quasi-3D model was represented by a 1D layered section (Fig.  6 a–c) selected taking into account previous geophysical and geological data, geoelectrical characteristics of the sedimentary cover (see the previous divisions) and an earlier MT survey in the Bulgarian territory by Srebrov et al. ( 2013 ). Analysis of equivalent current systems at different depths commonly used in thin-sheet modeling (Banks 1979 ) did not provide the expected depth estimate of the upper level of the crustal anomaly source due to shielding by conductive surface sediments filling the Lom depression. The smooth pattern of the current function distribution becomes unstable and breaks down at a depth of 4 km as an effect of the continuation of the field below the upper boundary of the source, in this case represented by the conductive sediments of the Lom depression (see supplementary material). Therefore, the depth of the upper boundary of the crustal anomaly was taken from the 1D inversion results, which assumed the most conductive crustal objects in the depth interval of about 15–20 km (Fig.  5 ). The initial thin-sheet model for the iterative inversion procedure was represented by a homogeneous sheet with a uniform normal conductance distribution, located at a fixed depth.

Results of the quasi-3D inversion—distribution of the conductance S (Siemens) in the thin sheet with corresponding input 1D sections: a thin sheet at the surface and recorded real and imaginary induction arrows for the period of 50 s; b thin sheet at the depth of 15 km and real and imaginary experimental induction arrows for the period of 2500 s; c two sheet model with the surface sheet (subfigure a ) and a crustal sheet at 15 km and real experimental and model induction arrows for the period of 2500 s; d experimental and model imaginary induction arrows for the same model as in the subfigure c . Faults (cross-hatched belts and other details as in Fig.  1 b; L—Lom depression, M—Moesian Plate, B—Balkans (Fore-Balkan)

Generally, the validity of the thin sheet approach is limited from below at short periods by near-surface disturbances and from above at long periods by source effects. Although given the geoelectric conditions in the Lom depression, the penetration depth at the shortest periods 50 and 100 s should allow reaching 20 and 30 km respectively, a series of inversions of geomagnetic responses at different depths at these periods showed that the best fit of the model geomagnetic responses and the experimental ones was achieved when the conductive thin sheet was placed on the surface, i.e. the resulting conductivity models reflect mainly the distribution of subsurface conductive sediments. The surface sheet substituted a sedimentary layer with an average depth of 4 km and a conductivity of 0.025 S/m (Fig.  6 a). Starting with the period of 900 s, the geoelectric image of crustal depths predominates in the conductivity models. This is accompanied by the reversal of the imaginary induction arrows pointing at short periods (50, 100 s) in the direction corresponding (or close) to the real arrows to the opposite orientation (Fig.  6 a, b). To depict the distribution of conductivity in the earth's crust, in inversions at periods of 900, 1600 and 2500 s, a thin sheet was placed at a depth of 15 km. However, the resulting conductivity model seemed to be influenced by the sub-surface sediments (Fig.  6 b). Therefore, to separate the effect of conductive sediments and the crustal anomaly source, a two-sheet model was chosen in the inversion of the VMTF’s at the periods 900, 1600 and 2500 s. The first layer with a thickness of 4 km corresponding to the average thickness of sediments of the Lom depression (Fig.  2 c) was substituted by a surface thin sheet with a fixed conductance derived from the single-sheet inversion at the period of 50 s (Fig.  6 a). The second sheet was immersed at a depth of 15 km (Fig.  6 c, d).

Modelling experiments to select the normal conductance at the thin sheet edges showed that the best data fit was obtained with a value of 100 S for the surface sheet simulating the sedimentary cover. The most satisfactory normal conductance for the crustal sheet was 1000 S (Fig.  6 a–c). In the inversion, the data weight multiplying the parametric functional (squared during the procedure) was uniform – 0.01, selected taking into account amplitudes of the recorded magnetic transfer functions (maximum 0.3). Starting with the normal conductance in the thin sheet (or two sheets), the inversion procedure converged typically after 20–35 iterations and finished reaching the data weight value between two iterations. Specifically, the presented surface model at a period of 50 s (Fig.  6 a) converged after 32 iterations, the one-sheet crustal model at 2500 s (Fig.  6 b) stopped after 24 iterations, the two-sheet model (Fig.  6 c) converged after 29 iterations. Data fit for the final two-sheet model is shown in Fig.  6 c, d.

4 Discussion

On Fig.  7 , the correlation of conductivity both in near-surface sediments and at mid-crustal depths (sub-figures a and b respectively) with seismicity is imaged. As was mentioned before in the Introduction, earthquake foci at both subfigures appear outside or at the margins of the conductors (both horizontally and vertically).

Comparison of S near the surface ( a ) and at a depth of 15 km ( b ) (from Fig.  6 a and c respectively) and seismic events above (dots) and below (crosses with focal depths) the mid-crustal conductive layer. Faults (cross-hatched belts) and other details as in Fig.  1 b and Fig.  6 ; L—Lom depression, M—Moesian Plate, B—Balkans (Fore-Balkan)

According to the quasi-3D inversion results, near-surface anomalous conductivity distribution in the study area appears to be controlled by electrically conductive sediments of the Lom depression (Fig.  6 a). One anomaly close to the junction of the Iskar and Northern Forebalkan fault appears in the area of distribution of the Pleistocene loam complexes (Angelova 2001 ). Two anomalies west and east of the river Ogosta seem to correspond to areas of Neogene (Pliocene) clays distribution (Angelova 2008 ). The anomalous conductivity area at the intersection of the Danube Tsibritsa and Motru faults (and in the confluence of the Danube and Tsibritsa rivers) may be related to the intrusion of highly mineralized water from a deeper aquifer (Toteva and Shanov 2021 ).

At mid-crustal depths (Figs. 6 c, 7 ), the basement of the most subsiding block is non-conductive, separated by the Ogs, Tsb and NFB faults from the more conductive surroundings. An anomalous electrical conductivity structure appears at the intersections of the Ogosta fault with the Danube and South Moesian faults. Moderate seismic activity and recent vertical movements have been documented on the Ogosta fault (Georgiev and Shanov 1991 ; Angelova 2008 ), however, the hypocenters are concentrated at its intersection with the Northern Forebalkan fault and mostly south of the latter, while the central part of the conductive feature itself remains unaffected by seismic events (Fig.  7 ). Most of the hypocenters are located above the depth of the mentioned conductor (black dots in Fig.  7 ). The entire western and southwestern margin of the study area is also significantly electrically conductive. This electrically anomalous area is located west of the Tsibritsa fault and southwest of the Northern Forebalkan fault, which delimits the area that already belongs to the Balkanides (Fore Balkans) from the north. The highly conductive area may be associated with the effect of the significantly strike–slip TF-CF zone west of the study area (see Fig.  1 a). It may also represent the deep source of the near-surface anomaly at the intersection of the Danube and Tsibrica faults in the above-mentioned area of occurrence of the mineralized water spring.

Previous 1D inverse models at 4 points indicated the existence of the low resistivity objects in the depth interval of 15–25 km (Fig.  5 a). This corresponds to the crustal conductive feature identified by quasi-3D modeling in the area around the Btn site; Frn and Brv are located at the edge of this conductor, while Brn is located outside the conductive area. Also, the results of the anisotropic 1D inversion do not indicate the existence of a significant decrease in electrical resistivity at crustal depths. The results of both methods also point to the existence of near-surface low-resistivity/conductive layers around the Btn and Brv points.

An anomalous conductivity mid-crustal layer with an upper boundary at approximately 15 km resulting from the thin-sheet inversion also correlates with the seismic low-velocity layer revealed by Dachev et al. ( 1994 ) (Figs. 3 a, 5 ). Earthquake foci within a 10 km radius around the Brn, Frn, Brv, Btn sites (Fig.  7 ) were also superimposed on their 1D resistivity depth distribution (Fig.  5 a). Similarly, events occurring within 10 km to both sides of the M-BS seismic profile were shown (Figs. 5 b, 7 ). From the presented sample, it can be seen that most of the events took place at shallow depths above the low-velocity layers (and none at their depths). Mid-crustal reflective low-seismic-velocity layers with an upper boundary at a depth of about 15 km were described by Gutenberg ( 1954 ) and further reported in various studies and various regions (e.g. Zorin et al. 2002 ; Zhan et al. 2020 ). In seismically active regions, low-velocity zones associated with the presence of partial melt, residual magma, heat escaping from the mantle, or frictional heating at fault zones exposed to shear between contact blocks act as waveguides channeling seismic waves during earthquakes (e.g. Zhao et al. 2000 ; Qin et al. 2018 ; Nagar et al. 2021 ). However, low velocity layers are also widespread in stable cold crust regions, where they cannot be explained by increased heat and the presence of melt. Low velocity layers can often correlate in space with electrically conductive layers (Eaton 1980 ; Vanyan et al. 2001 ) and their mutual mechanism can be interpreted as a consequence of rheological stratification and processes at the brittle/ductile crust transition, influencing the increase in porosity, geometry of pore spaces, the amount of pore fluids, their salinity and consequently controlling both elasticity and electrical conductivity of rocks (Gough 1986 ; Marquis and Hyndman 1992 ; Unsworth and Rondenay 2013 ), although graphitization along fission planes due to ductile shear is also mentioned as an alternative mechanism of increased conductivity (Simpson 1999 ; Glover and Adam 2008 ). The fluid origin is most likely associated with dehydration (Jones 1992 ), while the most reasonable explanation for the increase in porosity itself is, according to Pavlenkova ( 2004 ), the dilatancy phenomenon, again associated with the influx of hydrous fluids. The low velocity/high conductivity layers are thought to act as detachment zones, separating weak and brittle parts of the crust on which most faults, except deep fault zones cutting the whole crust, flatten. Episodic seismic events occur above such interfaces or at their periphery.

The presented results support the outputs of other available studies (Antonov 2000 ; Groudev and Petrova 2017 ) concerning the geodetic monitoring, stress tests and natural hazard assessment for the KNPP operation, which state the stability and safety of the geological environment in the study area. According to regional GPS studies by Kotzev et al. ( 2001 ) overall kinematic pattern shows that the only tectonically active structures in northern Bulgaria lie east of the domain hosting the Lom basin. The western and southern boundaries of the domain are characterized by N-S to NE-SW extension. In the northwest, a system of NE-trending faults (the Vinishte-Lom fault in the study area, Fig.  1 b) shows left-lateral movement. The eastern and southeastern boundaries of the domain (along the Yantra river east of the study area, Fig.  3 a) is not distinct, however, with moderate right-lateral strike-slip and NE-SW compression. As already mentioned in Sect.  2.2 Seismic results and seismicity, the northern boundary is formed by the Danube dip-slip fault with a recently uplifted (in response to extension) northern block. Geodetic survey by Valev et al. ( 2016 ) focused on the area around the KNPP registered only weak and slow deformation of a variable character in the KNPP area. Also, results of DInSAR studies (Differential Synthetic Aperture Radar Interferometry) by Drakatou et al. ( 2015 ) reported the stability of the region with a negligible rate of deformation ranging between − 1 and + 1.5 mm/year. Seismic surveys by the Common Depth Point (CDP) and refraction methods for the exploration of coal-bearing horizons (Yaneva and Shanov 2015 ) prove the uniformity of the tectonic regime from the end of the Dacian (Pliocene) period to the present. The oil and gas prospecting seismic studies (Toteva and Shanov 2021 ) have noted the deep Tsibritsa fault topographically predetermining the eponymous Danube tributary, however, they do not address the question of whether the fault is active.

Although the presented MT survey results are consistent with the mentioned above studies that suggest no special measures for the KNPP safety, further research should be directed towards the creation of a complete 3-D image of the study area using 3D-inversion procedures, which would depict the vertical geoelectrical structure in more detail. These would require a set of broadband fully 5-component MT measurements with reference measurements and inter-station processing, with the presented results serving as a-priori input information. The dataset should be also supplemented with MT and GDS results from the adjacent Romanian part of the Moesian platform in the north (Stanica and Stanica 2011 ) and with completely missing data from the Serbian territory, from the arched belt of faults, namely the TF-CF strike-slip system, bending The Moesian plate from the west.

5 Conclusion

Although the main focus of engineering geology is in the area within the reach of human activity and its interaction with earth processes, it should not be limited to the earth's surface, since deep tectonic processes can significantly affect any engineering and geotechnical work. The results of a case study of a geological structure in the area of the Kozlodui nuclear power plant in Bulgaria showed how the analysis of geoelectric features can complement the complex of geological and geophysical information for seismic hazard assessment.

1D inverse resistivity modeling based on MT data recorded during the summer 2021 field experiment indicated the existence of mid-crustal low-resistivity features coincident with a seismic low-velocity layer revealed by a previous regional seismic survey. The subsequent quasi-3D inversion provided insight into the sub-surface sedimentary structure as well as the electrical conductivity distribution in the mid-crust. An electrically anomalous feature with an upper boundry at a depth of about 15 km appears at the intersection of the Ogosta with South Moesian and Danube faults. The conductive western and southwestern margin of the investigated area is probably related to the strike-slip fault systems bounding the Moesian Plate from the west. The mid-crustal high electrical conductivity and low seismic velocity layer is assumed to correspond to the transition zone between the brittle and ductile crust. Seismic events may occur at its outer boundary, however, no large fault structures with the potential to transfer seismic energy from tectonically active areas were revealed in the study area. The presented results support the conclusions of previous seismic hazard studies and confirm that the Kozlodui nuclear power plant is located in an area with a stable geological environment, however, in further research, the results of studies covering the fault system linking the Carpathians with the Balkanides west of the studied area should be included.

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Acknowledgements

This work was carried out as part of the implementation a scientific project «Research on Partial Differential Equations and their applications in Modelling of non-linear processes», funded by Bulgarian National Science Fund, contract KP-06N42/2 and partially supported by scientific project 0117U000117 «Deep processes in the crust and upper mantle of Ukraine and formation of mineral deposits» funded by National Academy of Sciences of Ukraine. We thank the editor and the reviewers for their helpful comments and suggestions.

Open access publishing supported by the National Technical Library in Prague. The authors declare that no other funds, grants, or other support were received during the preparation of this manuscript and they have no financial or other non-financial interests.

Author information

Authors and affiliations.

Institute of Geophysics, Academy of Sciences Czech Republic, Bocni II/1401, 4-14131, Praha, Czech Republic

S. Kovacikova

Institute of Mathematics and Informatics, Bulgarian Academy of Sciences, Sofia, Bulgaria

G. Boyadzhiev

S.I. Subbotin Institute of Geophysics, National Academy of Sciences of Ukraine, Kiev, Ukraine

I. Logvinov

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Corresponding author

Correspondence to S. Kovacikova .

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The authors have not disclosed any competing interests.

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I. Logvinov: deceased

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Kovacikova, S., Boyadzhiev, G. & Logvinov, I. Geoelectric studies in earthquake hazard assessment: the case of the Kozlodui nuclear power plant, Bulgaria. Nat Hazards (2024). https://doi.org/10.1007/s11069-024-06867-9

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Received : 20 December 2022

Accepted : 02 August 2024

Published : 02 September 2024

DOI : https://doi.org/10.1007/s11069-024-06867-9

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