EN پیشخوان ارباب رجوع (ثبت و رهگیری مکاتبات)
اقتصاد مقاوتی در سایه وحدت ملی و امنیت ملی

زمین شناسی ایران

زمین شناسی ایران

تالیف: آقای دکتر علی آقانباتی

سال چاپ 1385

پهنه‌های اصلی رسوبی – ساختاری ایران

فهرست:

 

 

مقدمه

داده‌های زمین‌شناختی ایران نشانگر آن است که فرآیندهای درونی و بیرونی زمین، در زمان و مکان، پیامدهایی متفاوت داشته اند و به همین‎رو، الگوی ساختاری، تحولات زمین‌ساختی، شرایط رسوبی و زیستی ایران در دوره‎های گوناگون زمین‌شناختی، پیچیدگی‌ خاص دارد. ناهمسانی رسوبی و زمین‌ساختی تا بدانجا است که بیان ویژگی‌های یکسان را برای بسیاری از مناطق ایران ناممکن می‌سازد و به همین رو، از گذشته‌های دور، تقسیم ایران به پهنه‌های رسوبی – ساختاری گوناگون مورد توجه بوده است.

نخستین بار اشتوکلین (1968)، با توجه به پیچیدگی‌های ساختاری و شرایط متفاوت رسوبی، ایران را به چند حوضة رسوبی – ساختاری جداگانه تقسیم کرد. این تقسیم‌بندی که بنیادی‌ترین تعبیر و تفسیر بود، مبنایی برای کار پژوهشگران بعدی شد. بعدها، با آگاهی‌های بیشتر، حقایق روشن‌تری از ویژگی‌های رسوبی – زمین‌ساختی ایران به دست آمد که ارائة تقسیم‌بندی‌های جامع‌تر منطقه‌ای را ممکن ساخت که از آن جمله می‌توان به کار نبوی (1355)، افتخارنژاد (1359)، اشتامفلی (1978)، بربریان (1981)، نوگل سادات (منتشر نشده)، علوی (1991)، آقانباتی (1379) اشاره کرد.

عواملی که در پهنه‌بندی ایران، به حوضه‌های رسوبی – زمین‌ساختی جدا نقش داشته‌اند، بسیار گونا‌گون ‌اند که از میان آنها، موقعیت ویژة ایران در محل برخورد دو ابرقارة اوراسیا و گندوانا، چیرگی زمین‎ساخت قطعه‎ای، بلوکی، جدایش و برخورد ورق‌های قاره‌ای، تحولات زمین‌ساختی وابسته و سرانجام تداوم عوامل کارآ، نقش بیشتری دارند. با این حال، در یک نگاه دقیق‌تر، عوامل زیر را می‌توان در تقسیم ایران، به حوضه‌های رسوبی – ساختاری جدا، مؤثر دانست.

* نوع پوسته ( قاره‌ای – اقیانوسی)

* شرایط حاکم بر حوضه‌های رسوبی گذشته

* تفاوت رخساره‌های سنگی –  زیستی ترادف‌های « همزمان » در نواحی گوناگون

* تحولات زمین‌ساختی و پیامدهای آنها، مانند شدت و سازوکار چین‌خوردگی‌ها، فعالیت‌های ماگمایی (درونی- بیرونی)، فرآیندهای دگرگونی و ...

 * الگوی ساختاریبا توجه به عوامل یاد شده و همچنین تلفیق و جمعبندی دیدگاه‌های گوناگون و به ویــژه شـواهد دو زمیندرز (Geo – Suture) عمـدة تتیس کهن (Paleo – Tethys) و تتیس جوان (Neo – Tethys)، ایران را می‌توان به پهنه‌های اصلی رسوبی– ساختاری زیر تقسیم کرد (شکل 2-1).

به این بخش‎ها، باید دو پهنة زابل و مکران را افزود که « زابل » بخشی از واحد زمین‌ساختی داری‎رود افغانستان و « مکران » یک منشور برافزایشی(Accretionary Prism) است که بر فرادیوارة یک زون فرو رانش کم شیب قرار دارد. جدا از تقسیمات اصلی بالا که بیشتر بر پایة ویژگی‌های رسوبی – ساختاری است،

از نگاه لرزه‌زمین‌ساخت نیز می‌توان ایران را به چند واحد زیر تقسیم کرد (بربریان، 1976)

1- نوار چین‌خوردة فعال زاگرس

2- ایران مرکزی شامل مثلث میانی، آذربایجان، لوت، کوه‌های شرق ایران و البرز

3- مکران

4- کپه‌داغ

ویژگی‌های عمومی هر یک از حوضه‌های «رسوبی – ساختاری» عمدة ایران، از نظر محدوده، جغرافیای دیرینه، زمین‌ساخت و ... به شرح زیر است.

ایران جنوبی (زاگرس)

مراد از ایران جنوبی زمین‎های واقع در جنوب باختری زمیندرز تتیس جوان است که شامل بلندی‌های باختر و جنوب باختری ایران (زاگرس) است و گستره‌های لرستان، خوزستان و فارس را در بر دارد.

از نگاه زمین‌شناسی، در بارة مرز شمال خاوری ایران جنوبی، اتفاق‌نظر وجود ندارد. زمین‌شناسانی مانند فالکن (1961)، مک‌کوییلن (1974)، بُرو (1987)، علوی (1991)، بخش شمال خاوری زاگرس را زونی با ساختار پیچیده همراه با سنگ‌های دگرگونی می‌دانند که در فرهنگ زمین‌شناسی ایران، به گونه‎ای فراگیر از آن به عنوان « زون سنندج – سیرجان » یاد می‌شود. فرهودی (1978) و علوی (1994) مرز شمال خاوری زاگرس را کمربند آتشفشانی ارومیه – بزمان می‌دانند. به نظر فرهودی، این کمربند بخشی از سیستم کمانی کوهزاد زاگرس است که با خط عمان از سیستم کمانی مکران جدا می‌شود. ولی، بسیاری از گزارش‌های زمین‌شناسی، از جمله اشتوکلین (1968)، نبوی (1355)، افتخارنژاد (1359)، بربریان (1981)، آقانباتی (1379) با استناد به تحولات زمین‌ساختی، ماگماتیسم – دگرگونی، و شرایط رسوبی متفاوت دو سوی راندگی اصلی زاگرس، مرز شمال خاوری این پهنه را بر راندگی اصلی زاگرس منطبق می‌دانند.

دنبالة جنوب خاوری پهنة زاگرس توسط گسل ترادیس درون‌قاره‌ای میناب (گسل زندان) از حوضة فلیش مکران جدا می‌شود، ولی به سمت شمال باختر، زاگرس را می‌توان تا بلندی‌های خـاور عراق و جنوب خاور ترکیه دنبال کرد. به سوی جنوب – جنوب باختر، ویژگی‌های زمین‌شناختی زاگرس با اندک تغییراتی در رخساره‌های سنگی و الگوی ساختاری تا خلیج فارس و سکوی عربستان ادامه دارد. نبود فعالیت‎های آذرین، وجود مادر سنگ‎های متعدد و بسیار غنی از مواد آلی، سنگ مخزن‎های‎ متخلخل و تراوای متعدد با سنگ‎پوش‎های مناسب، شرایط منحصر به فردی را برای تولید و انباشت هیدروکربن در زاگرس فراهم کرده تا این پهنه از نفت‎خیزترین حوضه‎های رسوبی دنیا باشد (افشارحرب، 1380). از نظر جغرافیایی زاگرس را می‎توان به  نواحی  لرستان، خوزستان  و فارس تقسیم کرد: (شکل 2-2).

بـربـریان (1977) بر پایــة انباشتــه‌های نمکی سری هرمـز، زاگـــرس را به دو بخش جنوب خـــاوری، یا « حوضة هرمز » و بخش شمال باختری، یا « حوضة اهواز » تقسیم می‎کند که مرز جدایی این دو، بر خطوارة قطر – کازرون است.از نظر زمین‎ریخت‎شناسی از شمال خاور به جنوب باختر، زاگرس شامل زاگرس مرتفع (زاگرس داخلی)، زاگرس چین‎خورده (زاگرس بیرونی) و دشت خوزستان است. از نظر الگوی ساختاری از شمال خاور به جنوب باختر، زاگرس شامل زون راندگی‎ها، کمربند چین‎خورده، فروافتادگی دزفول و دشت آبادان است.

 

تاریخچة چینه‎ای زاگرس

همة سنگ‌های زاگرس را می‌توان به دو گروه پی‌سنگ دگرگونه پرکامبرین و پوشش رسوبی روی پی‌سنگ تقسیم کرد. اشتوکلین (1968)، مراحل سه گانة زیر را در تکوین حوضة زاگرس مؤثر می‌داند.

* مرحلة فلات قاره (پرکامبرین پسین – تریاس میانی)

* مرحلة بزرگ ناودیسی ( تریاس میانی – پلیوسن)

* مرحلة پس از کوهزایی (پلیوسن – زمان حال)

علوی (1994)، با توجه به رخساره‎های سنگی و پیامد رویدادهای زمین‎ساختی، سنگ‌های زاگرس را به واحدهای زمین‎ساختی–چینه‎شناختی (Tectonostratigraphy Units) زیر تقسیم می‌کند:

1- رخساره‌های سکویی قارة گندوانا، به سن پرکامبرین پسین – تریاس میانی

2- رخساره‌های فلات قارة جنوب تتیس جوان، به سن ژوراسیک – کرتاسه

3- رسوب‌های پیش‌خشکی (Foreland) سنوزوییک (دریایی – غیردریایی) که همزمان با کوهزایی آلپ و در یک دریای پسرونده به سمت جنوب باختر، انباشته شده‌اند.

اوبراین (1950)، بر پایة رفتارشناسی سنگ‌ها، ردیف‌های رسوبی زاگرس را به گونة زیر تقسیم می‌کند:

1- گروه پی‌سنگ (پرکامبرین)

2-گروه متحرک زیرین، شامل سری هرمز به سن پرکامبرین پسین - کامبرین، به ضخامت تا 4 هزار متر

3-گروه مقاوم، شامل سازندهای زمان کامبرین تا میوسن ، به ضخامت 6 تا 7 هزار متر

4-گروه متحرک بالایی، شامل سازند گچساران، با 1600 متر ضخامت

5-گروه نامقاوم، شامل سازندهای میشان، آغاجاری، بختیاری، به ضخامت 3 تا 4 هزار متر

بررسی چینه‌نگاری ترادفی (Sequence Stratigraphy) پهنة زاگرس نشانگر آن است که این بخش از ایران، در فاصلة زمانی پرکامبرین – تریاس میانی بخشی از ابرقارة گندوانا بوده است. از تریاس میانی، با تکوین تتیس جوان، شرایط دریایی ویژه‎ای بر آن حاکم بوده است. از کرتاسة پسین به بعد، پس از سرانجام گرفتن تتیس جوان و برخورد دو ورق زاگرس و ایران مرکزی، محیط‌های رسوبی از نوع همزمان با کوهزایی بوده‌اند. اگرچه پیشینة فاز کوهزایی در پلیوسن بوده است، ولی دگرشکلی، همچنان بر زاگرس تحمیل می‌شده است.

 

زیر پهنه‎های زاگرس

برای بیان ویژگی‌های عمومی زاگرس می‌توان از تلفیق دو دیدگاه زمین‎ریخت‎شناسی و الگوی ساختاری یاری جست و زاگرس را به دو زیرپهنة « زون راندگی‎ها » و « زاگرس چین‎خورده » تقسیم کرد.

 

الف) زیرپهنة راندگی‌ها (Thrust Zone)

این زون با پهنای 10، تا 65 کیلومتر، به صورت نواری کم پهنا است که بلندترین قسمت کوه‌های زاگرس را تشکیل می‌دهد و به همین رو گاهی به آن زاگرس مرتفع (High Zagros) گفته می‎شود. زون راندگی‌هـا (اشتوکلین، 1968)، زون راندگی‌های هم‎پوشان (Imbricated Thrust Zone) (فالکن، 1969)، شمال خاور زاگرس (نوگل -منتشر نشده)، زاگــرس داخلی و سرانجام زون خرد شده (Crushed Zone) نام‌های دیگری است که به این بخش داده شده است. مرز شمال خاوری این زیر پهنه به راندگی اصلی زاگرس و مرز جنوب باختری با یک راندگی مهم بسته می‎شود که از شمال کوه کی‌نو و جنوب دهنگان و کوه سبزو می‌گذرد (مطیعی، 1374).

در زاگرس مرتفع رخنمونی از سنگ‌های پرکامبرین دیده نشده است. سنگ‌های پرکامبرین پسین تا تریاس میانی آن رخسارة گندوانایی دارند و همسان دیگر نواحی ایران هستند. ولی، سنگ‌های لیاس تا ائوسن آن، با ستبرای نزدیک به 3500 متر بیشتر از نوع مارن‌های گلوبی ژرین‌دار، رادیولاریت، افیولیت و انباشته‎های آواری از نوع فلیش‎‌اندکه گاه با فعالیت آتشفشانی زیر دریایی همراه‌اند. سنگ‌های یاد شده نشان می‌دهند که این بخش، بر خلاف امروز، در زمان مزوزوییک تا اوایل سنوزوییک گودترین بخش حوضة زاگرس بوده است. چنین می‎نماید که در اثر نیروهای کششی وابسته به رخداد کوهزایی سیمرین پیشین، ستبرای پوسته در زون راندگی‎ها کاهش یافته، به طوری که در بخش شمال باختری آن (کرمانشاه) در طی تریاس پسین – کرتاسه، گودی باریک و عمیق پدیدار شده و در آن رسوب‌های شبه توربیدیت، متشکل از آهک (سنگ‌آهک‌ بیستون)، شیل، ماسه سنگ، رادیولاریت و روانه‌های آتشفشانی انباشته شده‎اند.

ولی، در بخش جنوب خاوری این گودی (نیریز) شکستگی کامل پوسته، موجب اقیانوس‌زایی و تشکیل مجموعه‌های افیولیتی گردیده است. گفتنی است که در ناحیة نیریز، آمیزه‌های افیولیتی یاد شده، به گونة دگرشیب، با سنگ‌آهک مرجانی – ریفی کرتاسه بالایی (سازند تاربور) پوشیده شده‎اند، در حالی که بخش شمال باختری در نتیجةکوهزایی لارامید دچار چین‌خوردگی و دگرشکلی شده است. بدین‌سان می‌توان نتیجه گرفت که :

1- در زون راندگی‌ها، رفتار ساختاری و رویدادهای زمین‎ساختی یکسان و همزمان نبوده‎اند.

2- دگرشکلی زاگرس مرتفع کهن‌تر از بخش چین‌خوردة آن است.گفتنی است که فالکن (1974)، به دو فاز چین‌خوردگی در این بخش باور دارد. فاز نخست در اواخر کرتاسه رخ داده است که رابطة ناهمساز فلیش‌های کرتاسه با رسوبات ائوسن میانی مبین آن است. فاز دوم را از اواخر میوسن تا امروز می‌داند که شدت آن در پلیوسن در بیشترین مقدار بوده است.یکی از ویژگی‌های زاگرس مرتفع، وجود راندگی‌های فراوان است. شیب راندگی‌ها به سوی شمال خاوری است ولی مقدار جابه‎جایی آنها به خوبی دانسته نیست و تنها با ملاحظة راندگی سنگ‌های کامبرین بر روی ردیف‌های پلیوسن می‌توان به تصوری از مقدار جابه‎جایی دست یافت (مطیعی، 1374).

چنین وانمود می‎شود که در این محدوده، نخست چین‌ها در کرتاسة پسین شکل گرفته و سپس در فاز بعدی، راندگی‌ها به وجود آمده باشند (فالکن، 1974) . ولی، بر خلاف شواهد موجود، هیتز و مک کوییلن (1974) پدیده‌های چین‌خوردگی و راندگی را به حرکت‌های کوهزایی پس از پلیوسن نسبت می‌دهند.کازمین و همکاران (1986)، فلس‌های روراندة زاگرس مرتفع را نهشته‌های انباشته در حاشیة غیر فعال سکوی عربستان می‌دانند که در محل جدایش ورق زاگرس و ورق ایران مرکزی در بخش‌های ژرف تتیس انباشته شده و پس از برخورد این دو ورق، به صورت سفره‌های نابرجا، بر روی سکوی عربستان رانده شده‌اند.

 

ب) زیرپهنة زاگرس چین‌خورده (Folded Zagros

زاگرس چین‌خورده، به گفته‎ای دیگر « زاگرس بیرونی»، با پهنای 150 تا 250 کیلومتر، ناوة (Trough) حاشیه‌ای و کراتونی سپر عربستان است که در مزوزوییک و سنوزوییک در حال نشست پیوسته بوده و ترادف‌های ستبر رسوبی در آن انباشته ‌می‎شده است. در گسترة زاگرس چین‌خورده، سنگ‎های پرکامبرین پسین تا تریاس میانی، رخسارة گندوانایی و مشابه با دیگر نواحی ایران دارند. ولی، توالی‌های مزوزوییک و سنوزوییک آن، با رسوب‌های همزمان دیگر نواحی ایران، رخساره‌های سنگی و حتی زیستی متفاوتی دارند و بیشتر معرف رخساره‌های جنوب تتیس جوان است. این نکته نشان می‌دهد که از تریاس میانی به بعد، شرایط رسوبی حاکم بر زاگرس چین‌خورده، نسبت به دیگر مناطق ایران، تفاوت داشته است.

در زاگرس چین‌خورده، رخنمونی از سنگ‌های پرکامبرین دیده نشده و حفاری‌های نفتی نیز تاکنون به پی‌سنگ نرسیده ‌است. با توجه به بررسی‌های ژئو‎فیزیکی، باور بر این است که پی‌سنگ پرکامبرین زاگرس ادامة شمال – شمال خاوری سپر نوبی– عربی (Arabian – Nubian Shield) است که از شمال خاور افریقا تا عربستان و حتی در زیر حوضة زاگرس ادامه دارد. پوشش رسوبی روی پی‌سنگ، با مجموعه‌ای از سنگ نمک، انیدریت، سنگ‎آهک، دولومیت سنگ‌های آذرین (مجموعة هُرمز) آغاز می‌شود که تغییرات سنی آن از پرکامبرین پسین تا کامبرین میانی است و بخشی از آنها به صورت حدود 115 گنبد نمکی، از زمان ژوراسیک به بعد به سطح زمین رسیده‌اند.

بین سنگ‌های کامبرین (سازند میلا) و اردویسین (سازند ایلبیک)، نبود چینه‌نگاشتی مهمی وجود ندارد. به نظر می‌رسد که یک نبود چینه‌نگاشتی مهم به بزرگی حدود 40 میلیون سال، از اشکوب ترمادوسین از زمان اردویسین تا میانة سیلورین در ردیف‌ پالئوزوییک وجود دارد. یک نبود چینه‌شناختی دیگر به بزرگی بیش از 70 میلیون سال، بین اواخر فرازنین از دونین، تمامی کربنیفر تا اشکوب ساکمارین(Sakmarian) از پرمین مشخص است.

در پرمین پسین تمامی زاگرس در زیر یک پیشروی گسترده قرار گرفته که سازند دالان حاصل آن است. سنگ‌های تریاس زاگرس چین‌خورده، رخسارة کربناتی- تبخیری دارد و شامل دو سازند کنگان (در زیر) و دشتک (در بالا) است. رسوبات ژوراسیک تا نئوژن زاگرس چین‌خورده چند هزار متر ضخامت دارند و به طور هم‎شیب بر روی توالی فلات قاره پالئوزوییک قرار دارند. در توالی ژوراسیک – نئوژن این ناحیه هیچ‎گونه دگرشیبی ناحیه‌ای دیده نمی‌شود با این حال، وجود گودی‌های مستقل جدا شده با پشته‌های برآمده، و به ویژه حرکت‌های مشخص زمین‌ساختی، موجب تغییراتی در سنگ رخساره و ضخامت رسوبات گردیده است. چنین تغییراتی به حرکت‌های خشکی‌زای پیش از کوهزایی نسبت داده شده است که گاهی سبب پسروی کامل دریا، نبود‌های رسوبی و حتی پدیدة لاتریتی شدن گردیده است.

بررسی‌های دیرینه جغرافیا نشان می‌هد که زاگرس چین‌خورده در همه جا ویژگی‌های زمین‌شناختی یکسان ندارد. با تخلیص از کار مطیعی (1374)، زیر پهنه‌های زیر می‌تواند معرف ویژگی‌های بیشتر زاگرس چین‌خورده باشد (شکل 2-3). 

« فروافتادگی کرکوک » در شمال باختری لرستان و در خاک عراق است. اطلاعات کافی از آن در دست نیست ولی ویژگی‌های فرو‌افتادگی دزفول می‌تواند با آن همخوانی داشته باشد.

« لرستان » بخشی از زاگرس چین‌خورده است که روند کلی آن هم‎راستا با زون راندگی‌ها است. مرز شمال خاوری آن محدود به مرز جنوبی زون راندگی‌ها و مرز خاوری آن منطبق بر خمش بالا رود و مرز باختر – شمال باختری آن منطبق بر جنوبی‎ترین تاقدیس زاگرس است که بر نوار مرزی ایران – عراق منطبق است. مهم‎ترین ویژگی‌های حاکم بر منطقة لرستان عبارت است از:

* روند شمال باختری – جنوب خاوری.

* ساختار متشکل از تناوب تاقدیس‌های بزرگ (مانند کبیرکوه و ...) و کوچک.

* فروریختگی‌های گرانشی فروریزشی (Gravity Collapse Structures).

* زمین‌لغزه‎های بزرگ مانند زمین لغزة سیمره.

* برخورداری از سه خط وارة شمالی – جنوبی که می‎توانند در ارتباط با گسل‌های پی‌سنگ باشند.

* در برداشتن تاقدیس‌هــایی متشکل از گــروه بنگستان در جنوب و سازند فلیشی امیران و سازند گرو (Garu Formation) در شمال.

«پهنة ایذه» بخشی از زاگرس چین‌خورده است که از شمال به مرز جنوبی زون راندگی‌ها، از جنوب با مرز شمال فرو‌افتادگی دزفول، از خاور با گسل کازرون و از باختر به امتداد فرضی گسل عامل خمش بالا رود، محدود می‎شود. پهنای زون ایذه از 40 کیلومتر در باختر، 115 کیلومتر در شمال بهبهان و 70 کیلومتر در خاور متغیر است.

از ویژگی‌های این زون در بر داشتن گسل ایذه است که نوعی گسل عرضی، امتداد لغز راستگرد، همسان گسل کازرون، است که در اثر آن زون ایذه به دو بخش شمال باختری و جنوب خاوری تقسیم می‌شود. در بخش شمال باختری هستة تاقدیس‌ها از سازندهای گروه بنگستان (کرتاسه) تشکیل شده و بدون تله‌های نفتی است ولی در بخش جنوب خاوری، سنگ‎آهک‌های آسماری (الیگوسن- میوسن) سازندة هستة تاقدیس‌هاست که بالا‌آمدگی و فرسایش کمتری را نشان می‎دهد. داشتن میدان‌های نفتی و گازی از ویژگی‌های بارز بخش جنوب خاوری ایذه است.

«فروافتادگی دزفول (Dezful Embayment)» بخشی از پیش‌گودال (Fore Deep) زاگرس و دارای ویژگی‌های زیر است:

 * یک پدیدة ساختاری است که در جنوب باختری زون راندگی‌ها قرار دارد.

* بیشتر میدان‌های نفتی ایران را در بر دارد.

* بخشی از زاگرس چین‌خورده است که در‍ آن سازند آسماری رخنمون ندارد.

* میان سه پدیدة مهم ساختمانی: زون خمشی بالا رود (چپگرد)‌،‌ زون خمشی جبهة کوهستانی، زون خمشی – گسلی کازرون (راستگرد) جای دارد.

 * در فروافتادگی دزفول چند ساختمان‌ مورب نسبت به روند کلی زاگرس وجود دارد که عبارتند از:: سه برجستگی ساختمانی (Salient)، با روند شمالی – جنوبی، به نام‌های بلندی هفتگل، بلندی هندیجان و قوس خارک میش، کنترل شده به وسیلة گسل‌های نرمال قطعه‎ای ژرف پی‌سنگ،

دو خطوارة خاوری – باختری، در شمال فروافتادگی دزفول،

یک خطواره در شمال کازرون که قطعة جنوبی آن 2500 متر پایین افتادگی دارد،

ساختار کلی فرو‌افتادگی دزفول و مرزهای آن (خمش بالارود، خمش جبهة کوهستانی،‌ زون گسلی کازرون) و همچنین روندهای شمالی – جنوبی و خاوری – باختری آن، ممکن است در ارتباط با گسل‌های پی‌سنگ باشند. کهن‌ترین شاهد حرکتی این ساختارهای خطی، متعلق به کرتاسة بالا است. ولی، ساختار‌های پیرامون فروافتادگی دزفول و خطواره‌های درون آن‎، به احتمال در ژوراسیک و تریاس و حتی شاید پیش از آن فعال بوده‌اند. این ساختمان‌های خطی، تا الیگوسن یا میوسن میانی همچنان پویا بوده‎اند.

* فروافتادگی دزفول بین 3000 تا 6000 متر پایین افتادگی دارد، ولی نسبت به مناطق همجوار، از نظر زمین‎ساختی پایدارتر و چین‌خوردگی کمتری دارد.

* در شکل‎گیری این فروافتادگی عملکرد توأم خطوارة قطر – کازرون (راستگرد) و خطوارة بالارود (چپگرد) نقش اساسی داشته‎اند.

* زمان فروافتادگی پس از آکی‎تانین (آدامز و بورژوا، 1969)، بوردیگالین (مطیعی، 1374) و کرتاسة پیشین (قلاوه، 1375) دانسته شده است. تأیید یکی از این نظرها دشوار است.

«پهنة فـارس» از نگاه جغرافیایی، پهنة فارس به دو بخش فارس داخلی (Interior Fars) و فارس بیرونی (External Fars) تقسیم می‌شود. فارس بیرونی به دو زیر پهنة کوچک‎تر به نام فارس ساحلی(Coastal Fars) و فارس به تقریب ساحلی (Sub- coastal Fars) تقسیم می‎شود. بسیاری از زمین‌شناسان، فارس را گسترة واقع درمیان دو گسل کازرون در باختر و گسل میناب در خاور می‌دانند. ولی، مطیعی (1374)، ویژگی‌های زمین‌شناسی بخش خاوری فارس را متفاوت می‌داند و به آن پس خشکی بندرعباس نام داده است (شکل 2-3) بدین‎سان مرز باختری پهنة فارس با زون گسلی کازرون بسته می‎شود و مرز خاوری آن خطی فرضی است که از حوالی بندر نَخیلو آغاز و نزدیک کوه فینو، شمال بندرعباس، تا راندگی اصلی زاگرس ادامه می‌یابد. مرز شمالی فارس، زون راندگی‌ها و مرز جنوبی آن، خط ساحلی خلیج فارس است. مهم‎ترین ویژگی‌های زمین‌شناختی پهنة فارس عبارت است از:

* داشتن شرایط سکویــی، به دلیل تداوم پی‌سنگ عـــربستان که از قطر به فارس می‌رسد و از آن به نــام « بلندی‌ گاوبندی» یاد می‌شود.

* تاقدیس‌ها جهت‌یافتگی گونا‌گون، E-W ، NW –SE و حتی NE-SW ، دارند. تغییر روند ساختارها نتیجة عملکرد گسل‌های پی‌سنگ و یا چرخش بُر‌دار حرکت صفحة عربی نسبت به صفحة ایران است.

* فارس از نواحی گازخیز و مشهور دنیا است .

*کومبای (1977)، بر این باور است که کمان فارس، به درازای 750 کیلومتر، فرجام سازوکار دو گسل میناب (در خاور) و کازرون (در باختر) است، به گونه‎ای که قشر رسوبی رویی بر روی قطعات متحرک پی‌سنگ شناوراست.

* الگوی چین‌خوردگی پهنة فارس بیشتر از نوع هم مرکز است که سطوح جدایش زیرین آن در نمک‌های هرمز و سطوح جدایش فرعی و درون سازندی آن در سازندهای تبخیری دشتک، شیل پابده و گورپی هستند.

« پس‎خشکی بندرعباس » محدوده‌ای از پایانة جنوب خاوری زاگرس است که مرز خاوری آن گسل میناب و مرز جنوبی آن جبهة چین‌‌های زاگرس است که از درون خلیج فارس می‎گذرد. مرز شمالی آن منطبق بر گسل رازک (برزگر، 1360) و یا خطوارة‌ نَخلیو – فینو است. مهم‎ترین ویژگی‌های زمین‌شناختی پس‎خشکی بندرعباس عبارتند از :

* بیشتر تاقدیس‌ها از سنگ نهشته‎های گروه فارس تشکیل شده‎اند.

* ضخامت سنگ نهشته‌ها به مراتب بیشتر از ناحیة فارس، و از این نظر شبیه فرو‌افتادگی دزفول است.

* تاقدیس‌ها در سه جهت آرایش یافته‎اند. دستة نخست، موازی روند عمومی زاگرس (SW-NE) است، مانند تاقدیس‌های گهگم و فراقون. دستة دوم، روند شمالی – جنوبی دارند مانند تاقدیس میناب، دستة سوم، روند خاوری – باختری تا شمال خاوری – جنوب باختری دارند که در تضاد با امتداد کلی تاقدیس‌های زاگرس هستند و شکل‌گیری آنها به کنترل گسل‌های پی‌سنگ نسبت داده شده است.

* وجود سازند گچساران، چشمه‌های نفتی، گچ ترش و چشمه‌های آبگرم گوگردی از ویژگی‌های پس‎خشکی بندرعباس و نشانگر میدان‌های احتمالی نفت در این ناحیه است.

«دشت آبادان» زون ساختاری واقع در انتهای جنوب باختری زاگرس است. مرز شمالی و شمال خاوری آن محدود به جبهة چین‌های زاگرس (لبة جنوبی تاقدیس‌های سوسنگرد، آب‌تیمور، منصوری) است و پس از عبور از جنوب میدان رگ‌سفید وارد خلیج فارس می‌شود. مرز جنوبی دشت آبادان، خلیج فارس و عربستان است ( شکل 2-3). دشت آبادان بخشی از جلگة میانرودان (بین‌النهرین) است که از نظر زمین‌شناختی پایانة شمالی سکوی عربی به شمار می‎‏آید.به دلیل پوشش‌های آبرفتی جوان، دانسته‌های زمین‌شناختی، به نتایج حاصل از حفاری‌های نفتی و مطالعات ژئو‎فیزیکی محدود است. این داده‌ها نشان می‌دهند که در زیر رسوبات پوششی، نهشته‌های دوران‌های اول و دوم، به طور ملایم و در روندی شمالی – جنوبی (روند عربی) چین‌خورده‌اند و به ظاهر گذر از رخساره‌های تخریبی و کم ضخامت دشت آبادان به رخساره‌های دریایی و ستبر زاگرس چین‌خوردة تدریجی است. به همین دلیل، افتخارنژاد (1359) نواحی دشت گونة خوزستان را بخشی از زاگرس چین‌خورده می‌داند. ولی برخلاف زاگرس، دشت آبادان توان لرزه‌خیزی بسیار پایینی دارد به همین‎رو، حقی‌پور (1358) وجود یک شکستگی بزرگ و پوشیده را، با جهت NW-SE در حد فاصل زاگرس چین‌خورده و دشت محتمل می‎داند. تمرکز تقریبی کانون زمین‌لرزه‌ها در فصل مشترک تقریبی این دو زیر پهنه، تأییدی بر این نظر است. دشت آبادان دارای ویژگی‌های زیر است:

* لرزه‌خیز نیست.

* تاقدیس‌ها اثر سطحی ندارند.

* روند ساختارها N – S است که با روند SE - NW متداول در زاگرس در تضاد است.

* روند N - S دشت آبادان قابل تعمیم به ساختار‌های جنوب عراق، کویت، شمال خلیج‌فارس و شمال خاوری عربستان است.

* این تاقدیس‌ها از منشأ فشارشی نیستند و زایش آنها در ارتباط با گسل‌های پی سنگ است.

 

زمین‎ساخت زاگرس

الگوی ساختاری زاگرس در همه جا یکسان و همانند نیست. بررسی‌های ساختاری نشانگر آن است که از شمال خاور به جنوب باختر پوشش رسوبی روی پی‌سنگ در برابر تنش‌های فشارشی واکنش متفاوتی داشته‎اند به گونه‌ای که از نظر ساختاری، می‌توان زیر پهنه‎های زیر را در زاگرس شناسایی کرد.

1- زیر پهنة راندگی‌ها: شواهدی از دو فاز چین‌خوردگی در این زیرپهنه وجود دارد (فالکن، 1974). فاز نخست در اواخر کرتاسه و فاز دوم از اواخر میوسن تا امروز، که شدت آن در پلیوسن بیشترین مقدار بوده است. این دو فاز چین‌خوردگی، پیاپی، چین‌هایی با دامنة بیش از 5 هزار متر و طول موج بیش از 8 هزار متر را ایجاد کرده‎اند ( مطیعی، 1374). این چین‌ها روند NW - SE دارند و سطح محوری آنها مورب و شیب صفحه‎ها به سوی NE است. این چین‌ها که به طور معمول از انواع بسته هستند، نسبت به چین‌های پیشین و پسین، از طریق روراندگی‌ها مرتبط می‌شوند و جهت راندگی آنها به سوی جنوب باختری است. گسل‌های موجود در این زیر پهنه بیشتر روراندگی و گاه نرمال ‌اند. شیب گسل‌های راندگی به سوی NE است. ریخت‎شناسی برجسته و همچنین افزایش ستبرای پوستة قاره‌ای در زاگرس مرتفع پیامد عملکرد راندگی‌هاست.

2- زیر پهنة چین‌خورده، شامل نواحی جای گرفته میان راندگی گذر کرده از جنوب اشترانکوه – زردکوه – دهنگان – سبزو تا لبة جنوبی تاقدیس‌های سوسنگرد – آب تیمور – منصوری است که به نام‌های کمربند چین‌خورده (اشتوکلین، 1968)، زون سادة چین‌خورده (فالکن، 1974) و کمربند چیـن‌خوردة کوهستانی (Mountain Folded Belt) (فاور، 1975) از آن یاد می‌شود. داده‌های موجود نشانگر آن است که چین‌خوردگی این بخش از زاگرس به لحاظ تأثیر گسل‌های پی‌سنگی، حضور گنبدهای نمکی، راندگی‌های پنهان، فروافتادگی‌ها و خمش‌ها چندان ساده نیست، به گونه‌ای که نام زاگرس چین‌خورده و گسلیده بهتر است.

در این زیر پهنــه، پوشش رسوبی روی پی‌سنگ، به صورت تاقدیس‌ها و ناودیس‌هـای کشیده، در راستــــای NW - SE است که صفحه‎های محوری آنها مارپیچ مانند تاب‌خورده و به چین‎ها سیمای زیگموییدال باز داده است. اگرچه روند عمومی ساختارها، NW - SE هستند و روند زاگرس دارند ولی، رسوب‌های شکل‌پذیر میوسن، عملکرد گسل‌های پی‌سنگ، تغییر جهت ‌بُردار حرکتی صفحة عربستان نسبت به ورق ایران و سرانجام حرکت گنبدهای نمکی، تغییراتی را در سیستم و روند کلی چین‌ها به وجود آورده‎اند. بیشترین دگرشکلی‌های محلی در مجاورت گنبدهای نمکی، به ویژه در کنار دو گسل کازرون و میناب، دیده می‌شود که حرکت‎های‌ راستگرد آنها منجر به تشدید حرکت چرخشی و خمیدگی ساختاری در روند چین‌ها شده است. بسیاری از زمین‌شناسان، تغییر روند و خمیدگی محور چین‌ها را ناشی از عملکرد دو فاز دگرشکلی پی در پی و جداگانه می‌دانند:

* فاز نخست، مرحلة فشردگی و ایجاد روندهای NW – SE،

* فاز دوم، مرحلة تغییر شکل بُرشی راستگرد مربوط به گسل‌های امتداد لغز که منجر به شکل‌گیری روندهای خاوری – باختری شده است، در حالی که خمیدگی‌ها می‎توانند فرجام سازوکار دگرشکلی پیوسته باشند.

در بارة سازوکار و زمان چین‌خوردگی، نظرها یکسان نیست. اشتوکلین (1968)، هیتز و مک کوییلن (1974)، شرمن (1976) بر این باورند که حرکات اصلی مربوط به چین‌خوردگی زاگرس در اواخر میوسن پایانی و یا پلیوسن آغازین، یعنی مدت‌ها پس از یکی شدن مجدد لبة ورق‌های زاگرس و ایران مرکزی صورت گرفته است، ولی شواهد ساختاری و چینه‌نگاری گویای آن است که چین‌خوردگی زاگرس، از کرتاسة پسین آغاز شده ولی در زمان پلیوسن به بیشترین اندازة خود رسیده است، که فرجام آن کاهش پهنای اولیه زاگرس به اندازة 20 درصد است. (4 درصد در فروافتادگی دزفول و 16 درصد یا کمی بیشتر در زاگرس چین‎خورده، جمالی، 1370).

 گفتنی است که به دلیل تداوم حرکت پوستة قاره‌ای عربستان چین‌خوردگی زاگرس ادامه دارد. جابه‎جایی افقی امروزی در حدود 5/3 تا 8/4 سانتیمتر و حرکت‌های قائم بیش از دو میلیمتر در سال برآورد می‌شود.چین‌ها از نظر نوع، بیشتر از نوع دکولمان یا جدایشی ((Decollement هستند، پیدایش و توسعة آنها نتیجة حرکات متناوب بین پی‌سنگ و پوشش سنگی رویی است. گفتنی است که بیشتر چین‌ها، به دلیل داشتن شیب بیشتر در پهلوی جنوب باختری، نامتقارن‎اند. در ضمن، از شمال خاور به جنوب باختر، ضمن کاهش شدت چین‌خوردگی، چین‌ها جوان‌ترند.

دو عامل می‎توانند در چین‎خوردگی نقش داشته باشند (شرمن، 1976) یکی تنش‌های وارده از سوی ایران مرکزی و دیگری حرکت پی‌سنگ به سوی شمال خاوری و پایداری ورق ایران مرکزی.از آنجا که نظریة دوم قابل قبول‎تر است، شرمن نتیجه گرفته است که جدا از فرورانش کرتاسة پسین، باید فرورانش دیگری، هرچند نه به ژرفای اولی، در زمان پلیوسن روی داده باشد. سه مورد زیر گواه این نظر هستند.

* حضور آتشفشان‌های جوان در کمان ماگمایی ارومیه – بزمان. روی دادهای آتشفشانی مربوط به پدیدة فرورانش کرتاسة پسین، به ظاهردر ائوسن پایانی خاتمه یافته‌اند. بنابراین آتشفشان‎های کنونی، پس از یک وقفه 35 میلیون ساله شکل گرفته‌اند. این وقفة زمانی، طولانی‌تر از آن است که تصور شود تکاپو‌های آتشفشانی جوان نتیجة باقیماندة گرمایی ترشیری آغازی هستند.

* ریخت‎شناسی کنونی خلیج‌فارس. در بُرش‌های عرضی، خلیج فارس نامتقارن است. به سخن دیگر، با دور شدن از ساحل عربستان شیب به تدریج زیادتر می‌شود، به گونه‌ای که در پایانة شمالی، خلیج فارس ضمن داشتن بیشترین ژرفا، به سوی شمال باختر و به زیر رسوبات آبرفتی ستبر بین‌النهرین فرو می‌رود. فرونشینی در امتداد محور خلیج فارس – بین‌النهرین چند بار تکرار شده، ولی آخرین بارآن همزمان با چین‌خوردگی و فراخاست نهایی زاگرس بوده است.

* بالا بودن توان لرزه‌زمین‌ساختی زاگرس. زاگرس چین‌خورده، توان لرزه‌خیزی بالایی دارد. ولی، داده‎های موجود در بارة ژرفای کانون زمین‌لرزه‎ها، وجود یک زون بنیوف را در این ناحیه تأیید نمی‌کنند.3- زیر پهنة به تقریب چین‌خورده، الگوی ساختاری دشت آبادان، به عنوان پایانة شمال خاوری لبة سکوی عربستان، در مقایسه با زاگرس چین‌خورده، چهار تفاوت عمده دارد.

* ردیف‌های رسوبی، ضمن داشتن رخسارة آواری، چین‌خوردگی موجی و پهلوهای بسیار ملایم و باز دارند.

* روند ساختار‌ها، شمالی – جنوبی (روند عربی) و متفاوت از زاگرس است.

* ساختارها منشأ فشارشی ندارند و شکل‌گیری آنها مربوط به عملکرد گسل‌های پی‌سنگ است.

* ساختارها رخنمون سطحی ندارند.

 

لرزه‌ زمین‌ساخت زاگرس

از نظر نو زمین‎ساختی، زاگرس چین‌خورده، در اثر حرکت رو به شمال صفحة عربی و برخورد آن با صفحة ایران، در راستای شمال خاوری – جنوب باختری فشرده می‌شود. به همین دلیل، در حال حاضر زاگرس تحت تأثیر دگر شکلی، ناشی از فشارهای زمین‎ساختی با روند NNE- SSW ، فرجام همگرایی و برخورد قاره‌ای، قرار دارد. دگرشکلی‎‌ها هم‎راستای ساختارها و شکستگی‌های آلپی، (NW-SE)، و پیش از آلپی، ((N-S، هستند. از این رو، عملکرد مشترک این دو، بر روی هم، باعث برآیند نوزمین‎ساختی و لرزه‎زمین‎ساختی و در نتیجه لرزه‌خیزی کنونی زاگرس می‌شود.

عموم بزرگی کمتر از 7 دارند و به ندرت بزرگی زمین‌لرزه‌ها از آن بالاتر است. زمین‌لرزه‌های زاگرس کم ژرفایند. مقاطع توزیع زمین‌لرزه‌ها در عمق نشان می‌دهد که اگر چه ژرفای برخی زمین‌لرزه‌ها تا حدود 60 کیلومتر می‌رسد، ولی بیشتر آنها در ژرفای حدود 30 کیلومتر متمرکزند. به گونه‎ای که مجموعه کانون‌های زمین‌لرزه به تقریب در درون منشوری به درازای حدود 1500 و پهنای حدود 150 و ژرفای60 کیلومتـر، (شکل 4-2) روند شمال باختری – جنوب خاوری، قرار دارند. شیب صفحة زیرین منشور حدود 10 تا 20 درجه به سوی شمال خاور است. بدین‎سان دیده می‌شود که، بیشتر زمین‌لرزه‌های زاگرس در زیر رسوبات چین‌خورده رخ داده و زمین‌لرزه‌های ژرف‌تر و مربوط به زیر پوستة قاره‌ای به تقریب وجود ندارند.

پراکندگی جغرافیایی زمین‌لرزه‌ها به گونه‌ای است که گاهی بر روی شکستگی‌های شناخته شده آلپی و یا شکستگی‌های کهن باز پویا قرار می‌گیرند. ولی بسیاری از زمین‌لرزه‌ها را نمی‌توان به شکستگی‌های شناخته شده و یا روند گسل‌های سطحی ربط داد. و لذا، باید پذیرفت که رابطة میان زمین‌لرزه و زمین‎ساخت زاگرس چین‌خورده بسیار پیچیده است که این موضوع می‌تواند نتیجة کمبود اطلاعات زمین‌شناختی و لرزه‌زمین‌ساختی باشد. در بارة بالا بودن توان لرزه‌خیزی زاگرس می‌توان به چهار مورد زیر اشاره کرد.

* فالکن (1969)، با توجه به گسترش گنبدهای نمکی و عدم تطابق کانون زمین‌لرزه‌ها با گسل‌های مشخص، گنبدهای نمکی و حرکت آنها را در زمین‌لرزه‌های زاگرس مؤثر می‌داند.

* تنش‌های فشارشی وارد بر زاگرس، بر پی‌سنگ ناحیه ‌اثرگذار است. همین تنش‌ها موجب دگرشکلی ورق عربستان و فراوانی زمین‌لرزه‌های زاگرس می‌شود. فراوانی نسبی زمین‌لرزه‌ها در ناحیة‌ بندرعباس – لار، که نتیجة فشارهای اضافی وارده از بخش خاوری ورق عربستان است می‌تواند دلیلی بر این نظر باشد.

* فراوانی زمین‌لرزه‌های زاگرس می‎تواند مدیون حرکت گسل‌های شمالی – جنوبی پرکامبرین باشند. ولی، این‌گونه گسل‌ها به طور عموم، در سطح، دارای حرکت‌های نرمال و یا امتداد لغزند در حالی که سازو کار زمین‌لرزه‌های ژرف زاگرس، گویای حرکت‌هایی از نوع رورانده است.

* رها شدن بُرش‌های (Slabs) باقی‌مانده از پوستة اقیانوسی به درون گوشته. شواهد روی زمین‌ نشان می‌دهند که فرورانش احتمالی پوستة اقیانوسی در شمال خاوری خط‌راندگی انجام گرفته و لذا، این نظر نمی‌تواند دلیلی بر توان لرزه‌خیزی امروز زاگرس باشد.

گفتنی است که بیشتر زمین‌لرزه‌های زاگرس بدون گسلش سطحی هستند. این امر می‎تواند به دلیل وجود لایه‌های نمکی سری هرمز در مرز پی‌سنگ و پوشش رسوبی رویی باشد که ضمن تعدیل انرژی‎ها از رسیدن همة آنها به سطح زمین جلوگیری می‌کند. افزون بر این، وجود رسوبات گچی – انیدریتی وابسته به سازندهای دالان (پرمین)، دشتک و کنگان (تریاس)، هیت و گوتنیا (ژوراسیک بالا)، به ویژه سازند تبخیری گچساران (میوسن)، از عوامل مؤثر در کاهش انرژی و جلوگیری از گسلش سطحی هستند. بنابراین، برای داشتن گسلش سطحی به یکی از دو عامل، زمین‌لرزه‌های کم ژرفا و یا زمین‌لرزه‌ با بزرگی بیشتر از 7 نیاز است (بربریان، 1976).

اگرچه همة پهنة زاگرس چین‌خورده، در یک رژیم لرزه زمین‌ساختی پیوسته قرار دارد، ولی مطالعة پراکندگی کانون‌ زمین‎لرزه‎ها نشان می‌دهد که تمرکز کانون‌ها در همه جا یکسان نیست و در بعضی نواحی، ویژگی لرزه‌زمین‌ساختی از اهمیت بیشتری برخوردار است. به باور بربریان (1976)، پهنه‎ها و یا نواحی لرزه‌خیز زیر را می‌توان در زاگرس چین‌خورده شناسایی کرد.

«زون لرزه‎خیز بندرعباس – جیرفت» این زون از بندرعباس آغاز می‎شود و تا نزدیکی جیرفت، در ایران مرکزی، ادامه می‎یابد. در این ناحیه زمین‌لرزه‌ها از نوع متوسط تا ژرف‎اند (34 تا 150 کیلومتر) و بزرگی آنها از 5/3 تا 7 در تغییر است. نیاز به یاد‌آوری است که این روند با هیچ یک از خطواره‎های سطحی همپوشانی ندارد، ولی ممکن است نشانگر بلندی عمان (Oman High)باشد.

« زون لرزه‌خیز گهگم – حاجی‌‌آباد » این زون از بندرعباس آغاز می‎شود و پس از گذر از زاگرس چین‌خورده و زاگرس رورانده در ناحیة حاجی‌آباد به راندگی اصلی زاگرس می‌رسد. ژرفای زمین‎لرزه‌های این زون از نوع متوسط (34 تا 100 کیلومتر) و بزرگی آنها از 5/3 تا 6 است. این زون لرزه‌خیز با هیچ یک از گسل‌های سطحی شناخته شده منطبق نیست.

در « شمال خاوری داراب و یا جنوب خاوری نیریز » کانون‌هایی پراکنده در راندگی اصلی زاگرس وجود دارند، ولی از این ناحیه تا شمال خط کازرون، در زاگرس مرتفع، در فاصلة سال‌های 1900 تا 1976 هیچ کانون زمین‎لرزه‎ای ثبت نشده و لذا این ناحیه را زون نبود لرزه‎ای نیریز نامیده‌اند.

در «جنوب خاوری گسل کازرون» چندین زون لرزه‌خیز وجود دارند که عمده‌ترین آنها عبارتند از: لار، بستک، قیر و طاهری.

در «شمال خاوری گسل کازرون» زون‌های لرزه‌خیز عمده عبارتند از میشان، گچساران، دزفول.

«زون لرزه‌خیز صحنه – کنگاور» در محل به هم پیوستن زاگرس رورانده و پهنة سنندج – سیرجان و در بخش شمال باختری زاگرس قرار دارد. در این زون که از پهنة رورانده تا ایران مرکزی ادامه دارد، زمین‌لرزه‌ها بزرگ و ویرانگر بوده‎اند.

 

توان اقتصادی زاگرس

وجود میدان‎های عظیم گاز و نفت سبب شده ‎است تا زاگرس یکی از نفت‎خیزترین حوضه‎های رسوبی جهان باشد (شکل 2-5) جدول زیر نشانگر نام میدان و سنگ مخزن ذخایر نفتی زاگرس ‎است (افشارحرب، 1380).

میـدان‎های گازی زاگرس را می‎توان به دو واحد بزرگ « گروه دهــرَم » و «جوان‎تر از دهرَم» تقسیم کرد. میدان‎های گازی گروه دهرَم (سازندهای فراقون، دالان، کنگان)، بیشتر از نوع میدان‎های بسیار عظیم و عظیم‎اند که از آن جمله می‎توان به ذخایر پارس جنوبی، پارس شمالی، کنگان، نار، آغار، دالان، وراوی اشاره کرد. مهم‎ترین میدان‎های گازی جوان‎تر از دهرَم عبارتند از: میدان‎های تنگ بیجار در سازند سروک، سرخون در سازند جهرم و عضو گوری، گورزین در سازند آسماری، سَلَخ در سازندهای سروک و فهلیان، گشوی جنوبی در سازندهای سروک، پایده و آسماری، سورو در سازندهای گدوان و داریان.

جدا از میدان‎های عظیم نفت و گاز، بخشی از توان اقتصادی زاگرس از نوع انباشته‎های فلزی و یا غیرفلزی است که عمده‎ترین آنها عبارتند از:

« سرب و روی » در سنگ‎های رسوبی پرمین – تریاس کوه سورمه واقع در جنوب فیروزآباد فارس.

« فسفات » در سازند پابده به سن پالئوژن که در مناطق وسیعی از لرستان، خوزستان، فارس و بوشهر گزارش شده است.

« کرومیت و منگنز » در افیولیت‎های کرتاسة بالایی ناحیة نیریز.

« سنگ‎آهن و خاک سُرخ »، به ویژه در محور بندرعباس – سیرجان که به صورت توده‎های پگماتیتی در پیکره‎های منیتیت، هماتیت و لیمونیت در حدفاصل سنگ‎آهک‎های سازند آسماری تشکیل شده است.« مس » در ناحیة هفت‎چشمه دوپلان.

« آلومینیوم » در ردیف‎های کرتاسة بالا به ویژه بین دو سازند سروک و ایلام. اگر چه عیار ممکن است تا 40% برسد ولی بالا بودن سیلیس و ترکیب کانی‎شناختی ذخایر که از نوع دیاسپور است، فرآوری این انباشته‎ها را غیر اقتصادی می‎نماید.

« سلستیت » در رسوب میوسن مانند کانسار لیکک در شمال باختر بهبهان که در روی سنگ‎آهک‎های آسماری است. گاهی نیز در انباشته‎های تبخیری سازند گچساران لایه‎هایی از سولفات استرانسیوم گزارش شده است.

« آزبست » در گنبدهای نمکی حاجی‎آباد که از نوع آمفیبول قلیایی (منگنز و ریه‎بکیت) غیر اقتصادی است.

« خاک‎نسوز » در ردیف‎های پرمو – تریاس دوپُلان.جدا از موارد گفته شده در گنبدهای نمکی مجموعة هرمز انباشته‎هایی از « خاک سُرخ »، « سنگ نمک »، اورانیوم، پتاس سنگی وجود دارد. در گنبد نمکی پُهل ذخیرة پتاس سنگی برآورد شده حدود 4 میلیون تن است که عیار آن گاهی تا حدود 90% کلرور پتاسیم می‎رسد.

 

فعالیت ماگمایی زاگرس چین‌خورده

به جز سنگ‌های ماگمایی موجود در گنبدهای نمکی هیچ‎گونه تکاپوی آتشفشانی در پهنة زاگرس دیده نمی‎شود. در پایان پرکامبرین، به لحاظ کاری شدن گسل‌های ژرف، دیاپیرهای داغ بالای گوشته، موجب تشکیل ماگمای بازالتی شده و پس از آن به علت گداز بخشی پوستة قاره‌ای، ماگمای اسیدی به وجود آمده است که هر دو ماگما به هنگام شکل‌گیری رسوب‌های تبخیری، آواری، کربناتی سری هرمز به درون حوضة رسوبی نفوذ کرده و به صورت گدازه‌های بازالتی و گاه بالشی و یا ریولیت و توف اسیدی، سرد شده‌اند.

سبزه‌ئی (1356) بر این باور است که ماگمای بازیک برآمده از گوشتة بالایی، موجب گداز بخشی از پوسته شده و ماگمای اسیدی را به پدید آورده است. از آنجا که رویدادهای پس از تشکیل، به ویژه دگرگونی ایستا و گرمایی موجب تغییرهایی شده است، بنابراین شناسایی نوع ماگمای اولیه دشوار است. سنگ‌های بازیک یافت شده در گنبدهای نمکی کم و بیش از خانوادة قلیایی هستند، تنها یک نمونه در دستة نیمه قلیایی(Subalkaline) جای گرفته است. سنگ‌های اسیدی به صورت توده‌های نفوذی ژرف (گرانیت‌ها) یا سیل‌های نیمه ژرف، گنبدهای ریولیتی و یا گدازه‌های سطحی هستند.

ایران میانی

مقدمه

به بخش گسترده‎ای از ایران که میان دو زمیندرز تتیس کهن، (در شمال)، و تتیس جوان (در جنوب) قرار دارند می‎توان « ایران میانی » نام داد. برخلاف زمیندرز تتیس کهن، دربارة محل زمیندرز تتیس جوان اتفاق نظر وجود ندارد.

 فرهودی (1978) و علوی (1994) محل زمیندرز تتیس جوان را منطبق بر مرز جنوب باختری کمان ماگمایی ارومیه – بزمان می‎دانند. اشتوکلین (1968)، و گروهی بزرگ از زمین‎شناسان، راندگی اصلی زاگرس را به عنوان زمیندرز تتیس جوان پذیرفته‎اند. با توجه به پرسش‎آمیز بودن مسئلة فرورانش ورق زاگرس به زیر ورق ایران (کشفی 1976، عمیدی و امامی، 1984، سبزه‎ئی، 1364) ، در این نوشتار هم راندگی اصلی زاگرس، مرز میان دو ورق زاگرس (ایران جنوبی) و ورق ایران (ایران میانی) پذیرفته شده است.

همسانی کامل سنگ‎های پرکامبرین – پالئوزوییک ایران میانی با ایران جنوبی (زاگرس – عربستان)، همسانی رویدادهای زمین‎ساختی، و همچنین وجود داده‎های دیرینه مغناطیسی، نشانگر آن است که ایران میانی و جنوبی از زمان پرکامبرین پسین تا تریاس میانی سکویی یگانه بوده‎اند (لاپارانت، 1972 و اشتوکلین، 1977)، ولی، از اواخر پالئوزوییک، در پی تکوین حرکات زمین‎ساختی سیمرین پیشین، این دو صفحه از یکدیگر جدا شده و در حالی که در زاگرس رسوب‎گذاری به آرامی و به تقریب پیوسته ادامه داشته، ایران میانی منطقه‎ای پرتکاپو را در شمال راندگی اصلی زاگرس تشکیل می‎داده است. ایران میانی پس از جدایش، با سرعتی بیش از صفحة زاگرس به سوی شمال خاوری حرکت کرده و پس از برخورد با ابرقارة اوراسیا و بستن اقیانوس تتیس کهن، بخشی از صفحة اوراسیا شده است. در اواخر پالئوزوییک و در طی مزوزوییک، ایران میانی زیر رژیم‎های کششی بوده ولی، از کرتاسة پسین به دنبال سرانجام گرفتن و بسته شدن تتیس جوان، ایران میانی میان دو کمربند زاگرس و کپه‎داغ به تله افتاده و از آن زمان به بعد، زیر رژیم فشارشی، با راستای تنش N20E قرار گرفته است (بربریان، 1983).ایران میانی سرزمینی یکپارچه و همگن نیست، بلکه در نتیجة عملکرد گسل‎ها به صورت قطعاتی جدا با ویژگی‎های زمین‎شناختی متفاوت است (شکل 2-1). در هر حال، دو ویژگی عمده در این پهنه حاکم است یکی چین‎خوردگی، دگرگونی و پلوتونیسم شدید مزوزوییک، و دوم، تکاپوی شدید آتشفشانی سنوزوییک. همین‎ دو ویژگی است که صفحة ایران میانی را از صفحة زاگرس متمایز می‎سازد.گفتنی است که به ظاهر، بخش‎هایی از ایران میانی، مانند خردقارة ایران مرکزی، بلوک لوت و بلوک بوکان در اثر تحولات زمین‎ساختی، پایدار شده‎اند.

 

زمین‎شناسی عمومی ایران میانی

از نگاه زمین‎ساخت صفحه‎ای، ایران میانی بخشی از ابرورقی است که تا فراسوی مرزهای خاوری و باختری ایران ادامه دارد. به سوی شمال باختری گستره‎های وسیعی از ترکیه، به ویژه پهنه‎های آناتولی و تورید، به این صفحه تعلق دارند. ادامة خاوری صفحة ایران را می‎توان تا جنوب کوه‎های پامیر، هندوکش، قره‎قوروم و حتی تا سرزمین‎های مرتفع‎ تراهیمالیا (Trans – Himalaya) و تبت دنبال کرد. گسترش زیاد ورق ایران سبب شده تا مطالعات و دیدگاه‎ها در این ورق درخور توجه باشد. شنگــور (1373) تمامی ترکیه، به جز باریکه‎ای از بلندی‎های جنوب دریای سیاه، را با صفحة ایران یکسان دانسته و به سبب عملکرد شدید رویداد کوهزایی سیمرین، از این صفحه به عنوان قارة سیمرین (Cimmerian Continent) نام برده است.

در نقشة زمین‎ساخت خاورمیانه، علوی (1991)، برای این ابر صفحه، نام کوچک قارة سیمرین Cimmerian) (Microcontinent را برگزیده است (شکل 2-6). حقی‎پور (1984) در نقشة لرزه‎زمین‎ساخت ایران – افغانستان – پاکستان، با توجه به ویژگی‎های سنگ‎های پالئوزوییک، ایران میانی را به دو بخش تقسیم کرده، که در یکی (سنندج – سیرجان) سنگ‎های پالئوزوییک در حوضه‎های گرابنی و در دومی (ایران مرکزی) توالی‎های رسوبی پالئوزوییک ضمن کامل‎تر بودن، بر روی سکو‎ها انباشته شده‎اند.

در نقشة زمین‎ساخت ایران نوگل‎سادات (منتشر نشده)، به نواحی واقع بین دو زمیندرز تتیس کهن و جوان، ایالت ایران مرکـزی (Central Iran Province) نام داده و آن را به زیر زون سیستان(Sistan Subzone) زون‎ گـذاری (Transitional Zone) ، مثلث میانی (Median Triangle)، زیر زون ماگمایی مرکزی (Central Magmatic) و زیر زون دگرگونی مرکزی (Central Metamorphic) تقسیم کرده است (شکل 2-7).

بیان تمام دیدگاه‎ها در خصوص ایران میانی (ورق ایران) نتیجه‎گیری را دشوار می‎سازد. ولی، با تکیه و تلفیق نظرهای چیره، می‎توان بخش ایرانی ورق موردنظر را به زیرپهنه‎های سنندج – سیرجان، البرز، خردقارة ایران مرکزی، بلوک لوت و حوضة فلیشی خاور ایران تقسیم کرد.در یک نگاه کلی واحدهای چینه‎شناختی – ساختاری ایران میانی عبارتست از:

1- پی‎سنگ دگرگونی پرکامبرین

2- ردیف‎های سکویی پرکامبرین پسین – تریاس میانی

3- انباشته‎های زغالدار تریاس پسین – ژوراسیک میانی

4- رسوب‎های دریایی ژوراسیک میانی – کرتاسه به همراه تکاپوهای آتشفشانی

 5- تکاپوهای ماگمایی دریایی و رسوب‎های همزمان با کوهزایی پالئوژن

6- تکاپوهای ماگمایی خشکی و رسوب‎های قاره‎ای نئوژن - کواترنر

 

سنندج – سیرجان
مقدمه

سنندج – سیرجان باریکه‎ای از جنوب باختری ایران میانی است که در بلافصل شمال خاوری راندگی اصلی زاگرس قرار دارد. ویژگی‎های سنگی و ساختاری سنندج – سیرجان معرف یک گودی ژرف (Trough) و یا کافت میانة بلوک در سپر پرکامبرین ایران و عربستان است. به همین‎رو ویژگی‎های زمین‎شناختی آن با پهنه‎های مجاور تفاوت‎های آشکار دارد. تفاوت‎های ویژة این زون سبب شده است تا از گذشته‎های دور مورد توجه و مطالعة زمین‎شناسان باشد.

سری‎هیتات (پیلگریم، 1908)، زون همدان (گرگوری، 1929)، زون ساختاری پیچیده همراه با سنگ‎های دگرگونی (فالکن، 1961) سنندج – سیرجان (اشتوکلین، 1968)، زون دگرگونی زاگرس (برو و ریکو، 1971)، اسفندقه – رضاییه (تکین، 1971)، مریوان – منوجان (هوشمندزاده، 1976)، اسفندقه – مریوان (نوگل، 1977)، اُلاکوژئوسینکلینال پروتروزوییک – تریاس (سبزه‎ئی، منتشر نشده) نام‎های ناهمسانی است که برای این زون گزیده شده است که از میان آنها، « سنندج – سیرجان » شناخته شده‎تر است و کاربرد بیشتر دارد. درازای زون سنندج – سیرجان حدود 1500 و پهنای آن 150 تا 250 کیلومتر است که از باختر دریاچة ارومیه آغاز می‎شود و در یک راستای شمال باختری – جنوب خاوری تا گسل میناب، در شمال بندرعباس، ادامه می‎یابد. نیاز به یادآوری است که در پهنة مکران باریکه‎ای از پوستة قاره‎ای به نام کمپلکس دورکان وجود دارد که مک‎کال (1985) آن را ادامة خاوری زون سنندج – سیرجان می‎داند. در جهت شمال باختر، گودی درون قاره‎ای سنندج – سیرجان تا جنوب خاوری ترکیه ادامه دارد که پس از تغییری در روند آن تا ماسیف بیتلیس ادامه می‎یابد (اشتوکلین، 1968).برخلاف مرز جنوب باختری، که با راندگی اصلی زاگرس مشخص می‎شود، ارتباط شمال خاوری سنندج – سیرجان با مناطق دیگر ایران میانی، به دلیل پوشش گستردة سنگ‎های ترشیری و کواترنر، تغییرات جانبی رخساره‎ها و نیز دگرشکلی‎های پیچیده، به خوبی مشخص نیست. فروافتادگی‎های دریاچة ارومیه، توزلوگل، گاوخونی و جازموریان فصل مشترک تقریبی سنندج – سیرجان با ایران میانی است (اشتوکلین، 1968). راستای مستقیم سنندج - سیرجان در فاصلة میان دریاچة ارومیه و اسفندقه، به طور محلی نمایانگر سامانه‎ای راستالغز است. در راستای جنوبی این ناحیه، گسل‎های مستقیمی مانندآباده، ده‎شیر، شهربابک و بافت مشخص‎اند که بعضی از آنها نشانگر جابه‎جایی امتداد لغز راستگرد در رسوبات کواترنری می‎باشند (شیـخ‎الاسلامی، 1381).

همخوانی روند ساختـاری، یکسانی الگوی ساختاری، چیرگی راندگی‎ها به ویژه پذیرش الگوی استاندارد مناطق کوهزادی در زون‎های برخوردی، سبب شده است تا زمین‎شناسانی مانند فالکن (1961)، برو و ریکو (1971)، هینز و مک‎کوییلن (1974)، فرهودی (1978) و علوی (1994)، سنندج – سیرجان را زیر زونی از کوهزاد زاگرس بدانند. ولی، ترتیب رسوبات، چارچوب زمین‎ساختی و به ویژه رویدادهای زمین‎ساختی و فعالیت‎های ماگمایی – دگرگونی سبب شده تا گروهی بزرگ از زمین‎شناسان، ویژگی‎های سنندج – سیرجان را با مناطق پرتحرک مرکز و شمال ایران قیاس کرده و آن را زیرزونی از ایران میانی بدانند. با این حال، تفاوت‎هایی مانند پیروی از روند ساختمانی زاگرس، نبود نسبی سنگ‎های آتشفشانی دورة ترشیری، محدودیت گسترش سنگ‎های ترشیری، فراوانی نفوذی‎های گرانیتی – دیوریتی مزوزوییک و سنوزوییک، فراوانی نسبی سنگ‎های آذرین بیرونی پالئوزوییک (سیلورین – دونین – پرمین)، عملکرد احتمالی رویدادهای زمین‎ساختی پیش از پرمین، و سرانجام دگرگونی به نسبت پیشرفته جنبش‎های سیمرین پیشین از ویژگی‎های بارز سنندج – سیرجان ‎است که وابستگی آن را با زون‎های مجاور پرسش‎آمیز و مستقل دانستن آن را پیشنهاد می‎کند. ویژگی‎های بارز سنندج – سیرجان به ویژه فرآیندهای دگرگونی آن در همه جا یکسان نیستند. در نیمة جنوب خاوری این زون پدیده‎های دگرگونی به طور عمده حاصل عملکرد کوهزایی سیمرین پیشین است در حالی که در نیمة شمالی آن رویدادهای سیمرین میانی به ویژه کوهزایی لارامید از عوامل پلوتونیسم و دگرگونی هستند. به همین دلیل افتخارنژاد (1359)، زون سنندج – سیرجان را به دو بخش سنندج - همدان و همدان – سیرجان تقسیم می‎کند.

 

تاریخچة چینه‎نگاری سنندج – سیرجان

در زون سنندج – سیرجان، پدیده‎های دگرگونی، ماگماتیسم و زمین‎ساخت پی در پی و هم‎آهنگ با فازهای زمین‎ساختی شناخته شده در مقیاس جهانی در بیشترین مقدار است. به همین‎رو، این زون ناآرام‎ترین و به گفته‎ای دیگر پویا‎ترین پهنة زمین‎ساختی ایران است.

دربارة پی‎سنگ پرکامبرین این پهنه، اطلاع روشنی در دست نیست. در پاره‎ای از گزارش‎ها پی‎سنگ، متشکل از آمفیبولیت، گنیس و آمفیبولیت شیست دانسته شده است.

سبزه‎ئی (1373)، پی‎سنگ پرکامبرین سنندج – سیرجان را با نواحی رودان قیاس کرده و پی‎سنگ را نوعی پوستة اقیانوسی می‎داند. از اواخر پالئوزوییک پیشین، این زون به حوضه‎ای در حال نشست تبدیل و با نهشته‎های آواری انباشته شده است. نیروهای کششی مؤثر در فرونشست، موجب ظهور و خروج ماگماهای بازالتی از نوع قلیایی قاره‎ای شده که اوج آن در دونین بالایی است. نبود سنگ‎های کربنیفر بالایی نشان می‎دهد که حرکت‎های خشکی‎زای فلات ایران همچنان بر این زون اثرگذار بوده است که بارزترین اثر آن، ایجاد پستی و بلندی است.

ولی، تیله و همکاران (1968) بر این باورند که فاز هرسی‎نین همراه با دگرگونی بوده است. مجموعة پرمین زون سنندج – سیرجان، کم و بیش با ایران مرکزی همانند است، ولی سنگ‎های شیلی پرمین در این پهنه بیشترند و در برخی نقاط مانند حاجی‎آباد، اقلید، گلپایگان و مریوان با دیابازهای قلیایی و بازالت همراه ‎است. به جز موارد نادر، سنگ‎های پرمین را شیست‎های تریاس بالا – ژوراسیک پوشانده‎اند و شواهد موجود گویای این است که در میانه‎های تریاس حوادثی بس مهم روی داده که در نتیجة آن سنگ‎های زون سنندج – سیرجان دچار دگرگونی دیناموترمال شده‎اند که تا رخسارة آمفیبولیت پیشرفته و در اعماق پایین‎تر به ذوب آناتکتیک رسیده است. از آغاز تریاس پسین تا کرتاسة پسین در فرونشست ژرف سنندج – سیرجان رسوبات آواری و گاه کربناتی، همراه با سنگ‎های ماگمایی انباشته شده است این توالی‎ها، زیر تأثیر فاز کوهزایی لارامید قرار گرفته‎اند که حاصل آن پایداری و سخت شدن بخش‎های شمال باختری زون سنندج – سیرجان است به گونه‎ای که در نواحی باختر ارومیه، میاندوآب، بوکان و مهاباد، رسوبات آهکی الیگوسن – میوسن (سازند قم) چین‎خوردگی ملایم و دامنة کوتاه دارند (افتخارنژاد، 1359). به جز چند ناحیه، در زون سنندج – سیرجان، سنگ‎های سیستم ترشیری گسترشی چندان ندارند.

از دیدگاه ژئودینامیکی، شیخ‎الاسلامی (1381) نکته‎های زیر را باور دارد (شکل 2-8).

الف) بازشدگی درون قاره‎ای به سن پالئوزوییک در حاشیة شمالی گندوانا

ب) جدا شدن ورق ایران از گندوانا در حاشیة جنوبی خود به دنبال بازشدگی تتیس جوان پس ار پرمین میانی.

ج) از آغاز تریاس پسین، سنگ کرة اقیانوسی تتیس جوان در اثر فرورانش در زیر ورق ایران، شروع به از میان رفتن کرده است. از این زمان به بعد، سنندج – سیرجان یک گوه برافزایشی را شکل داده است.

د) بسته شدن تتیس جوان در انتهای مزوزوییک. در این زمان حاشیة قدیمی ایران (سنندج – سیرجان) با مجموعة دگرگون همراه با افیولیت‎های تتیسی بر روی حاشیة قدیمی عربی – گندوانایی رانده شده‎اند.با توجه به دیرینه جغرافیایی گفته شده می‎توان پذیرفت که زون سنندج – سیرجان دارای یک زمینة ساختاری اصلی است که از پرکامبرین پسین با کافتن آغاز شده و در کوهزایی سیمرین پیشین با وارونگی زمین‎ساختی پایان یافته و سپس حوضه‎های توربیدیتی مزوزوییک در تریاس پسین شکل گرفته و در فاز سیمرین میانی و یا لارامید بسته شده است. همة سنگ‎های سنندج – سیرجان را می‎توان در سه واحد زمین‎ساختی – چینه‎نگاشتی پرکامبرین پسین – تریاس میانی، تریاس بالایی – کرتاسه و مجموعة ترشیری جای داد.

الف) مجموعة دگرگونی پرکامبرین پسین – تریاس میانی

از دیدگاه سبزه‎ئی (منتشر نشده)، کهن‎ترین مجموعة سنگی زون سنندج – سیرجان سنگ‎های اولترامافیک – گابرویی دگرگونی هستند که به طور عمده سن پرکامبرین دارند. سبزه‎ئی مجموعة پرکامبرین پسین – تریاس میانی را به 6 همتافت (Complex) زیر تقسیم می‎کند:

همتافت (1) زیرترین دگرگونی‎های سنندج – سیرجان است که روی افیولیت‎های ناحیه جای دارد. این همتافت در همه جا ترکیب همسان ندارد. در برخی نقاط، سنگ‎ها از نوع گنیس چشمی، کوارتزیت همراه با مقدار بسیار کمی میکا شیست است. مجموعــة یاد شده همیشه به یک لایة به نسبت ضخیم کوارتزیت سفیدرنگ پایان می‎پذیرد. سبزه‎ئی این کوارتزیت سفید را هم‎ارز کوارتزیت رأسی(Top Quartzite) کامبرین ایران و گنیس‎های یاد شده را حاصل دگرگونی ماسه سنگ‎‎های آرکوزی سازند لالون می‎داند. گاهی در زیر گنیس‎های یاد شده، سنگ‎های بازیک دگرگونه مانند آمفیبولیت و گارنت آمفیبولیت وجود دارند. این آمفیبولیت‎ها تغییر رخسارة همتافت (1) دانسته شده‎اند. از دیدگاه سنی، همتافت (1) سن وندین - کامبرین میانی دارد.

 همتافت (2) مجموعة روتشون (Rutchun Complex) ، در حد فاصل اقلید – باجگان، بر روی همتافت (1)، تناوبی از مرمرهای دولومیتی، کلسیتی، میکا شیست، کوارتزیت، اسلیت‎های سیاه دیده می‎شوند که در زیر مرمرهای دونین قرار دارند. در این همتافت فسیلی دیده نشده ولی سبزه‎ئی با استناد به شواهد موجود در ناحیة داوران، این سنگ‎ها را به کامبرین میانی تا سیلورین زیرین نسبت داده، و آنها را با سازندهای میلا، نیور و پادها هم‎ارز می‎داند.

همتافت (3) مجموعة خبر (Khabr Complex) ، به طور کلی از مرمرهای گوناگون تشکیل شده که گاه حاوی کرینویید، بازوپایان، مرجان، بریوزوآ و پالینومورف، دونیــن‎اند. این مرمرها به طور کامل دگرشکل‎اند و اغلب به صورت چین‎های بُرشی (Shear Folds) تخت و بی ریشه، با یال‎های بسیار نزدیک به هم دیده می‎شوند. این مرمرها با ساcندهای سیبزار، بهرام و شیشتو قیاس شده‎اند. لامینا سیون‎های‎ رسوبی متقاطع (Cross Lamination) ، برش‎های جریانی رسوبی (Flow Breccia) ، چین‎های لغزشی (Slump Folds) ساخت‎هایی هستند که رسوبات آشفته آهکی(Turbidite Limestone) را تداعی می‎کنند. آشفتگی رسوب‎ها نشانة نهشت آنها در گودال‎های ژرف و کشیدة سکوی ایران مرکزی – زاگرس است.

همتافت (4) مجموعة سرگز(Sargaz Complex) ، بیشتر از شیست، فیلیت، کوارتزیت و حجم زیادی از شیست سبز همراه با گدازه‎های بالشی تشکیل شده‎ است که در بخش پایینی آنها تناوب‎های کربناتی وجود دارد. این مجموعه، همچنان نوعی رسوب‎ آشفته (Turbidite) حاوی پالینومورف‎های فرازنین پسین – فامنین پیشین است ولی سن کربنیفر پیشین نیز برای آن محتمل است.

همتافت (5) مجموعة چاه چُغوک (Chah Chughuk Complex) ، تناوبی از ماسه‎سنگ، شیل، گدازه‎های بالشی، رسوب‎های آشفتة آهکی، چرت‎های نازک لایه و گدازه‎های اسیدی زیردریایی، حاوی سنگواره‎های کربنیفر پسین تا پرمین پیشین است.

همتافت (6) شامل ردیفی از سنگ‎های آهکی – دولومیتی با ضخامت به نسبت زیاد است و محدودة سنی از پرمین پسین تا تریاس میانی دارد.با توجه به ویژگی همتافت‎های ششگانة یاد شده، محیط رسوبی و تحولات پرکامبرین پسین – تریاس میانی سنندج – سیرجان را می‎توان به شرح زیر تحلیل کرد.

* حوضة سنندج – سیرجان لبه‎های گسلی بسیار مشخصی با حوضه‎های مجاور دارد.

* مقایسة پالئوزوییک سنندج – سیرجان با دیگر نواحی ایران گویای این است که در زون سنندج – سیرجان، سکوی پالئوزوییک بر یک بستر شکسته و پرتحرک قرار داشته به طوری که رسوب‎های انباشت شده در لبة سکو، در اثر تکان‎های زمین‎ساختی، پایداری خود را از دست داده و به درون حوضه سرازیر می‎شدند.

* بافت رسوبی کربنات‎های همتافت‎های 2 تا 6 نشان می‎دهد که این کربنات‎ها، آهک‎های اولیه از نوع آلوداپیک(Allodapic) هستند که توسط جریان‎های آشفته(Turbidity Current) رسوب کرده‎اند.

* شیست‎های سیاه و میکا شیست‎های ریزدانه، به همراه سنگ‎های آتشفشانی نشانه‎های ژرفای زیاد حوضه‎اند به گونه‎ای که سنندج – سیرجان به صورت کافتی ژرف، در میانة بلوک بوده است.

* در این کافت ژرف، رژیم گرمایی بالا، و سست کره، به بسترحوضه نزدیک بوده است.

* در نتیجة تکاپو‎های ماگمایی و ذوب بخشی، گداخته‎هایی ایجاد شده که خود در میان سنگ‎های بالاتر نفوذ ‎کرده‎اند. این گداخته‎های آناتکتیک، از مواد سیال و فرار، غنی بوده و با نفوذ در سنگ‎ها، موجب دگرسانی‎ و دگرگونی‎ گسترده‎ شده‎اند.

ب) مجموعة تریاس بالایی – کرتاسه

از نگاه سبزه‎ئی، در فاصله‎ای کوتاه میان تریاس پسین – ژوراسیک پیشین، در پهنة سنندج – سیرجان، شرایط سکویی برقرار بوده ولی پس از آن، گودال‎های پویای مزوزوییک چیره شده که در مواردی با فعالیت‎های بسیار گستردة آتشفشانی همراه بوده‎اند. به گفتة دیگر در محدودة سنندج – سیرجان تا لبة زاگرس، بخشی بزرگ از دوران مزوزوییک گواه بر پیدایش رسوب‎های ژرف، رخساره‎های فلیشی، توربیدیت بوده در حالی که در زون‎های مجاور (زاگرس – ایران مرکزی) شرایط سکویی چیره بوده است. ردیف‎های زمین‎ساختی – چینه‎نگاشتی تریاس بالا - کرتاسه در اثر فاز کوهزایی لارامید دگرگون شده و توده‎های نفوذی (گرانیت الوند همدان، گرانودیوریت سامن و یونس، گرانیت‎های سدیک بروجرد و 000) در درون آنها جای گرفته‎اند.

ج) مجموعة ترشیری

در زون سنندج – سیرجان، سنگ‎های سیستم ترشیری چندان گسترش ندارند. به گفتة دیگر، به جز چند فرورفتگی در پیرامون ایران مرکزی و زاگرس شمالی که در آنها رسوب‎های فلیش گونة ائوسن – الیگوسن انباشته می‎شده است، دیگر مناطق سنندج - سیرجان، به صورت فرابوم ((Horst ، بوده‎اند. جدا از انباشته‎های فلیش گونه، بخش ناچیزی از سنگ‎های ترشیری سنندج – سیرجان از نوع آندزیت و آذرآواری‎های وابسته، به سن ائوسن هستند که به ویژه در حوالی سنندج، شمال کرمانشاه و حاجی‎آباد رخنمون دارند. افزون بر فعالیت‎های آذرین بیرونی، در مرز ائوسن – الیگوسن، توده‎های نفوذی بازیک از نوع گابرو – دیاباز تزریق شده که توده‎های کامیاران، کلاه‎سر، پنجوین و خارسره (خرزهره) از آن شمارند.

 

دگرگونی سنندج – سیرجان

نا آرامی‎های مکرر و هم‎آهنگ با فازهای زمین‎ساختی شناخته شده در مقیاس جهانی، سبب شده تا ردیف‎های پالئوزوییک – تریاس و همچنین فلیش توربیدیت‎های مزوزوییک، گاهی در مرز رخسارة آمفیبولیت دگرگون شوند. در گذشته، بخش درخور توجهی از این دگرگونی‎ها به سن پرکامبرین و پی‎سنگ ناحیه انگاشته می‎شد. ولی، یافته‎های تازه نشانگر آن است که به جز نواحی کوچکی از گلپایگان و سیرجان، در دیگر نواحی، سنگ‎های دگرگونی بیشتر در ارتباط با جنبش‎های کوهزایی جوان‎تر است. در سیرجان و اسفندقه، بخش عمدة دگرگونی‎ها، ماسه‎ سنگ‎ها و سنگ‎آهک‎های تبلور یافته و متاگابرو – بازالت، به سن سیلورین – دونین هستند. در ناحیة اقلید، آواری‎های ژوراسیک پایینی – میانی دگرگون شده و بر روی آنها، ژوراسیک بالایی نادگرگونه نشسته است (هوشمندزاده، 1357). در همدان شیست‎های دگرگونه سن ژوراسیک دارند که در فاز سیمرین میانی نخستین رویداد دگرگونی بر آنها تحمیل شده ولی، فرآیندهای دگرگونی همچنان در زمان کرتاسه و حتی در اثر جایگیری توده‎های نفوذی تکرار شده است. و سرانجام، در بخش شمال باختری سنندج – سیرجان، بخش عمدة سنگ‎های دگرگونی نواحی سنندج و مهاباد وابسته به کرتاسه‎اند و فرآیند دگرگونی یک پدیدة آلپی هم‎ارز رخداد لارامید است.

از نگاه سبزه‎ئی همة دگرگونی‎های سنندج – سیرجان را می‎توان در دو گروه بزرگ زیر جای داد:

1- سنگ‎های دگرگونی پالئوزوییک – اوایل مزوزوییک که بیشتر در بخش جنوب خاوری رخنمون دارند.

2- سنگ‎های دگرگونی مزوزوییک – اوایل سنوزوییک که بیشتر در بخش شمال باختری دیده می‎شوند.

ویژگی یگانة دگرگونی، در هر دو دگرگونی، چند فازی بودن آن است که از روندی ویژه پیروی می‎کند. به گفتة دیگر، در هر دو دگرگونی، سنگ‎ها پیش از چین‎خوردگی به گونه‎ای ایستا دگرگون شده‎اند و سپس در روند چین‎خوردگی نیز برگوارگی تازه در آنها به وجود آمده که پاراژنز دگرگونی ایستا را تحت تأثیر قرار داده است، اما به رغم شدت تحولات، هنوز پاراژنز اولیه به جا مانده است.

در پی دگرگونی دینامیک، نوعی دگرگونی گرمایی از نوع همبری مشخص است که در نقاطی بر روی دو حادثة پیشین اثر گذاشته است. دگرگونی همبری با تشکیل کانی‎هایی مشخص می‎شود که پس از شیستوزیته پدیدار شده‎اند. سبزه‎ئی عامل اصلی این دگرگونی‎ها را نفوذ دیاپیرهای گرم به درون پوستة جامد زمین می‎داند که مهم‎ترین آثار آن عبارت است از:

* شکافتن پوسته و تشکیل کافت،

* ایجاد چین‎خوردگی در رسوبات،

* تأمین حرارت لازم برای دگرگونی ناحیه‎ای و دگرگونی همبری.

گفتنی است که از دیدگاه سبزه‎ئی، رخدادهای دگرگونی حین کوهزایی و فازهای دگرگونی پس از آن قابل تفسیر با الگوی فرورانش نیست. اما علوی (1994)، دگرگونی و حتی پلوتونیسم تریاس میانی – پسین را مربوط به فاز کششی حاصل از تشکیل تتیس جوان می‎داند بی‎آن که دلیلی ارائه ‎دهد.

 

زمین‎ساخت سنندج – سیرجان

اگرچه مُحَجل و سهندی (1378)، الگوی ساختاری سنندج – سیرجان را از نوع چین‎های بسته و هم راستا درمقیاس کیلومتری می‎داند، ولی علوی (1994)، زمین‎ساخت سنندج – سیرجان را به طور عمده از ساختار‎های دوپلکس(Duplex) مرکب بزرگ مقیاس و همچنین سیستم‎های فلسی(Imbricated) کوچک و بزرگ زاویه، با شیب شمال خاوری می‎داندکه در اثر آن، ورقه‎هایی از سنگ‎های فانروزوییک دگرگونه و نادگرگونه، به اندازه‎های ناهمسان، جابه‎جا شده‎اند. شواهد چینه‎نگاشتی و کنگلومراهای همزمان با کوهـزایی، نشانگر آن است که این راندگی‎ها از کرتاسة پسین آغاز شده‎اند. شواهد ساختاری ( (Shear Senseجهت راندگی‎ها را از شمال خاور به جنوب باختر نشان می‎دهد. جابه‎جایی و انباشتگی ورقه‎های راندگی، سبب افزایش ضخامت پوستة قاره‎ای به اندازة تقریبی 10 تا 15 کیلومتر شده که بی‎هنجاری گرانی بوگه منفی، مؤید این پدیده است.

نخستین رویداد گسلش راندگی در کرتاسة پسین، حاصل جایگیری افیولیت‎ها بر روی حاشیة قاره‎ای غیرفعال زاگرس – عربستان و انتقال فلس‎های حاشیه‎ای به صورت صفحه‎های نابرجا به سوی جنوب باختر است. فلسی شدن توالی حاشیه‎ای و فرارانش افیولیت‎‏ها که حاصل رویکرد آغازین برخورد قاره‎ای زاگرس است ممکن است به صورت منشورهای بر افزایشی کنونی در زون‎های برخوردی رخ داده باشد (علوی، 1994).

به باور شیخ‎الاسلامی (1381)، در ناحیة نیریز، رویداد دگرشکلی اصلی سنندج – سیرجان ارتباط مستقیم با شدت دگرگونی دارد. در سنگ‎های کهن‎تر پالئوزوییک، ساختار اصلی یک برگوارگی مرکب برشی است که همزمان با تشکیل ناودیس‎ها و تاقدیس‎های متوالی، در اندازة کیلومتری شکل گرفته‎اند. در سنگ‎های جوان‎تر با شدت دگرگونی پایین‎تر، ساختار اصلی به صورت شیستوزیته چین‎خورده تظاهر دارد (شکل 2-9 الف). پراکندگی و هندسة تاقدیس‎ها با روند شمال باختر – جنوب خاور نشان می‎دهند که آنها به صورت چین‎خوردگی متوالی در یک سامانه راست‎بر با راستای باختر جنوب خاور، با مؤلفة تراگذر شکل‎پذیر قوی شکل گرفته‎اند ( شکل 2-9 ب).

با وجود این در مقیاس تاقدیس‎ها تمام معیارهای کینماتیکی بررسی شده حاکی از وجود یک رژیم کششی محلی در پال چین‎ها می‎باشد (شکل 2-9 ج). لایه‎های سنگی پرمین تحت تأثیر همین دگرشکلی قرار گرفته‎اند و اثری از ناپیوستگی بین سری‎های دگرگون شده با سنگ‎های پرمین دیده نمی‎شود. و سرانجام، ردیف‎های تریاس بالا و ژوراسیک با شدت کمتر دگرشکل شده‎اند و دارای رخ شکستگی موازی با سطوح زیرین خود هستند.

الگوی ساختاری سبب شده تا مُحَجل و سهندی (1378)، از جنوب باختر به شمال خاور، در پهنة سنندج - سیرجان، این زیر پهنه‎ها را شناسایی کند (شکل 2-10) :

« زیر زون رادیولیتی » (تریاس پسین – کرتاسة پسین) که از باختر تا قبرس و از خاور تا عمان (حواسینا) ادامه دارد. در ایران، این زون در نواحی کرمانشاه، جنوب ازنا، شهرکرد، اقلید و نیریز برونزد دارد.

« زیر زون بیستون » که در ناحیة کرمانشاه، شامل آهک‎های ضخیم لایه تا توده‎ای به سن تریاس تا کرتاسه است. ردیف‎های تریاس بالایی – کرتاسة پایینی کم عمق و ردیف‎های کرتاسة بالایی آهک‎های میکریتی، پلاژیک ژرف است.

« زیر زون افیولیتی » در دو ناحیـة کرمانشاه و نیریز برونزد دارد. سن افیولیت‎های کرمانشاه 81 تا 86 میلیون سال، (آشکوب سنونین)، و سن سنگ‎های آذرین افیولیت‎های نیریز، پوشیده شده با سازند تاربور، 2/7 ± 5/87 میلیون سال (سنونین) است.

« زیر زون حاشیه‎ای » شامل سنگ‎های آتشفشانی با سن ژوراسیک پسین – کرتاسة زیرین است که در طول زون سنندج – سیرجان قابل رؤیت است.

« زیر زون دگرشکلی پیچیده » شامل سنگ‎های به شدت دگرگون و توده‎های نفوذی فراوان است. به این دگرگونی‎ها نام‎های گوناگون مانند مجموعة ژان (مُحَجل) کمپلکس توتک، کولی‎کش و سوریان (هوشمندزاده، 1975)، و در الیگودرز مجموعة آب باریک، داده شده است.

 

توان معدنی سنندج – سیرجان

همانگونه که گفته شد زون سنندج – سیرجان نوعی کافت درون قاره‎ای است که تکاپوهای ماگمازایی و پدیده‎های دگرگونی، عواملی مؤثر در ایجاد نهشته‎های معدنی هستند. به همین‎رو توان معدنی درخور توجه دارد و جدا از ذخایر و نشانه‎های شناخته شده، امید دستیابی به نهشته‎های معدنی جدید در آن دور از انتظار نیست. قربانی (1381) از دیدگاه زمین‎شناسی اقتصادی و پراکندگی کانسارها زون سنندج – سیرجان را به سه بخش زیر تقسیم می‎کند.

« بخش جنوبی » که به داشتن « کروم » در اولترامافیک‎های اسفندقه فاریاب. « آهن »، « آهن منگنز » در گل‎گوهر، هنشک، بافت، « سرب - روی، مس »، در چاه‎گز، قنات مروان با سن پرکامبرین پسین تا کرتاسة پیشین شاخص است.

 در « بخش میانی »، کانی‎سازی اصلی سرب و روی است. که در مناطق شمس‎آباد – نظام‎آباد (با کانی‎سازی سرب و روی و نقره، آهن و منگنز)، آهنگران (با کانی‎سازی سرب و روی و نقره، آهن و منگنز) و موته در بیشترین مقدار است. افزون بر آن، در این بخش کانسارهای تالک، گرافیت، باریت و سنگ‎های ساختمانی، اهمیت ویژه دارند.

در « بخش شمالی »، کانی‎سازی آهن، (معدن آهن همه‎کسی شمال همدان و شمال سُنقُر، شمال باختری دیواندره)، طلا، طلا – آنیتموان، (معدن داشکسن)، و کانه‎های آلومینیوسیلیکاتی را می‎توان نام برد. گفتنی است آنچه که پیش از همه می‎تواند در زون سنندج – سیرجان از نظر اقتصادی با اهمیت باشد، وجود انواع مختلف سنگ‎های تزیینی و نما با ذخایر زیاد است.

 

البرز
مقدمه

پهنة رسوبی – ساختاری البرز شامل بلندی‎های شمال صفحة ایران است که به شکل تاقدیسی مرکب(Anticlinorium) ، در یک راستای عمومی خاوری – باختری، از آذربایجان تا خراسان امتداد دارد.از نگاه زمین‎ریخت‎شناسی، مرز شمالی البرز منطبق بر تپة ماهورهای متشکل از نهشته‎های ترشیری و دشت ساحلی خزر است. از نگاه زمین‎شناختی، مرز شمالی البرز محدود به زمیندرز تتیس کهن است که از برخورد سنگ‎کرة (Lithosphere) قاره‎ای البرز با سنگ کرة توران، در تریاس پسین به وجود آمده است. ولی، در بیشتر نقاط، محل زمیندرز با ورق‎های رانده شده از شمال به جنوب پوشیده شده است. حد جنوبی البرز چندان روشن نیست. گسل تبریز (علوی، 1991)، آنتی البرز (Anti Alborz) (ریویه، 1941) گسل گرمسار (بربریان، 1375)، گسل سمنان (نبوی، 1356) و گسل عطاری (علوی‎نایینی، 1972)، مرز جنوبی البرز دانسته شده‎اند. ولی چنین به نظر می‎رسد که مرز شاخصی در مرز جنوبی البرز وجود نداشته باشد و گذر از پهنة ایران مرکزی به پهنة البرز تدریجی باشد.

 از نظر کوه‎نگاری، مرز باختری البرز تا قفقاز کوچک و مرز خاوری آن تا کوه‎های پاراپا میسوس افغانستان (علوی، 1991) گسترش دارد.فراوانی سنگ‎های آتشفشانی و آذرآواری ترشیری، در دامنة جنوبی البرز، سبب شده بود تا در نخستین نقشة زمین‎ساخت اروپا (خاین، 1972)، البرز بخشی از بزرگ ناودیس قفقاز – ترکیه دانسته شود. ولی، وجود سنگ‎های ماگمایی همسان با آن در دیگر نواحی ایران، و به ویژه با دستیابی به یافته‎های بیشتری از زمین‎شناسی ایران، یقین شد که بسیاری از واحدهای سنگ‎چینه‎ای البرز و ایران مرکزی، از دیدگاه رخساره و شرایط تشکیل، هماننداند به گونه‎ای که البرز را می‎توان چین‎های حاشیه‎ای ایران مرکزی دانست که در شکل‎گیری آن برخورد دو صفحة ایران و توران و پیامدهای آن نقش اساسی داشته‎اند.

همسانی البرز با ایران مرکزی به ویژه در دامنة جنوبی بیشتر است ولی در دامنة شمالی تفاوت‎هایی دارد (اشتوکلین، 1968 الف) .به ظاهر، سرگذشت ساختاری و چینه‎ای البرز در همه جا یکسان نیست. به همین‎رو، جدا از واژه‎های جغرافیایی: البرز باختری، البرز مرکزی، البرز خاوری، البرز شمالی، البرز جنوبی، از نظر زمین‎شناسی، از زیرزون‎هایی همچون ماکو – تبریز، رشت – گرگان، بینالود (نبوی، 1355) و حتی کپه‎داغ یاد شده است که نیاز به بازنگری دارند. برای نمونه، زون رشت – گرگان که شامل مناطق جنوبی دریای خزر است، در شمال گسل البرز، به گفتة بهتر در شمال زمیندرز پوشیدة ‎تتیس کهن قرار دارد و از این رو، وابستگی آن به لبة جنوبی ورق توران به مراتب بیشتر است و یا زون بینالود، خویشاوندی زمین‎شناختی بیشتری با ایران مرکزی دارد تا البرز. مهم‎تر آنکه، شرایط زمین‎شناختی حاکم بر کپه‎داغ با البرز متفاوت است و از این رو، شمول آنها در البرز توجیه علمی قوی ندارد. در این نوشتار با اعتقاد به ضروری نبودن تفکیک البرز از ایران مرکزی، تنها به ویژگی‎های زمین‎شناسی اصلی، به ویژه ساختار البرز، بسنده می‎شود. ولی، تفاوت‎های ناحیه‎ای نادیده گرفته نشده و به آنها نیز اشاره می‎شود.

 

تاریخچة چینه‎ای البرز

در بسیاری از گزارش‎های زمین‎شناسی، کهن‎ترین سنگ‎های البرز را دگرگونی‎های جنوب گرگان (شیست‎های گرگان) دانسته‎اند. افزون بر آن، دگرگونی‎های اسالم – شاندرمن (کلارک و همکاران، 1975) و گاهی نیز سازند بَریر (گانسر و هوبر، 1962) واحدهای سنگ‎چینه‎ای پرکامبرین البرز انگاشته شده‎اند. ولی، امروزه یقین شده است که این دگرگونی‎ها، بیشتر سنگ‎های پالئوزوییک و یا مزوزوییک هستند که در اثر زمین‎ساخت برخوردی تریاس پسین (رویداد سیمرین پیشین) و یا به طور همبری دگرگون شده‎اند. یافته‎های دیرینه‎شناختی امروز البرز، گویای آن است که کهن‎ترین سنگ‎های رخنمون شدة البـرز، سازند کهر است که حاوی آکریتارک‎هــای نوپروتروزوییک پسینLate) Neoproterozoic) است.

علوی (1991)، با تکیه بر سنگ رخساره‎ها به ویژه نقش زمین‎ساخت بر حوضة رسوبی البرز، همة سنگ‎های البرز را به چند واحد زمین‎ساختی – چینه‎نگاشتی بزرگ و به شرح زیر تقسیم می‎کند:

چ1– توالی سکوی پرکامبرین پسین – اردویسین،

2- سنگ‎های ماگمایی (درونی و بیرونی) اردویسین میانی – دونین،

 3- توالی فلات قارة دونین – تریاس میانی،

4- نهشته‎های پیش‎خشکی تریاس بالایی – ژوراسیک میانی،

5- توالی فلات قارة ژوراسیک میانی – کرتاسه، با دو رخسارة ناهمسان در البرز جنوبی و شمالی.

6- مجموعة ماگمایی البرز به سن سنوزوییک، با ترکیب شیمیایی کلسیمی - قلیایی در البرز غربی – مرکزی و قلیایی در البرز شرقی.

7- رسوبات همزمان با کوهزایی سنوزوییک، با دو رخسارة ناهمسان در البرز جنوبی و شمالی، گفتنی است که:

* هر یک از واحدهای یاد شده در بالا شامل چند یا چندین سازند است که همگی در شرایط زمین‎ساختی خاص، با شرایط رسوبی – زمین‎ساختی مشابه، انباشته شده‎اند.

* در حد فاصل پرکامبرین پسین تا اردویسین، پوستة قاره‎ای البرز جایگاه تکاملی دریای بَرقاره‎ای Epicontinental) ) کم عمق بوده است.

* بنا به گزارش اشتامفلی (1978)، بربریان و کینگ (1981)، سنگ‎های ماگمایی اردویسین – دونین معرف یک مرحله بازشدگی (Opening Stage) و جدایش (Break Up) سکوی پرکامبرین پسین – پالئوزوییک پیشین البرز اند.

* در تریاس پسین، سنگ کرة قاره‎ای (Lithosphere) البرز و ورق توران برخورد کرده و در اثر این برخورد، ضمن پایان گرفتن حیات فلات قاره، پدیده‎های فراخاست، دگرگونی، جایگیری توده‎های گرانیتوییدی انجام و حوضه‎های رسوبی پیش‎خشکی (Foreland)  تریاس پسین – ژوراسیک میانی شکل گرفته‎اند.

* بررسی دیرینه جغرافیای البرز نشان می‎دهد که رسوبات پالئوزوییک دامنة شمالی ستبرتراند ‎ و در پاره‎ای نقاط همچون آمل، کندوان ناپیوستگی رسوبی میان سنگ‎های پرمین و تریاس در کمترین اندازه است. در ضمن، ستبرای رسوبات زغالدار تریاس بالا – ژوراسیک میانی در دامنة شمالی، چندین برابر دامنة جنوبی است و یا سنگ‎های کرتاسة بالایی حجم قابل توجهی سنگ‎های آتشفشانی دارند.

این نکته‎ها نشان می‎دهند که در زمان‎های پالئوزوییک – مزوزوییک حوضة رسوبی دامنة شمالی البرز عمیق‎تر از دامنة جنوبی بوده است در حالی که از سنوزوییک به بعد شرایط دیرینه جغرافیا تغییر عمده کرده و در حالی که در دامنة شمالی گسلش راندگی و فراخاست روی داده، در دامنة جنوبی البرز، دریای پسرونده، کم ژرفا و در حال فرونشستی وجود داشته است که در آن چند هزار متر انباشته‎های آذرآواری – تخریبی همزمان با کوهزایی بر جای نهاده شده است.

 

زمین‎ساخت البرز

اگرچه در بسیاری از گزارش‎های زمین‎شناسی، با استناد به پرکامبرین بودن شیست‎های گرگان، پیامد رویداد کوهزایی کاتانگایی را در تکامل ساختاری البرز مؤثر دانسته‎اند اما، هم شیبی نسبی و حتی تدریجی بودن احتمالی گذر سازند کهر به ردیف‎های جوان‎تر نوپروتروزوییک (سازند سلطانیه) نشان می‎دهد که شواهدی روشن از عملکرد رویدادکاتانگایی در کوه‎های البرز دیده نشده است. در بیشتر نواحی البرز، رسوب‎های پالئوزوییک – تریاس میانی، به رغم نبودهای چینه‎ای فراوان، هم‎شیب‎اندکه نشانگر حرکت‏های زمین‎ساختی از نوع زمین‎زا است. در تریاس پسین، همزمان با رویداد کوهزایی سیمرین پیشین، اگرچه رویدادهای ناشی از برخورد حاشیة قاره‎ای فعال و پویای توران با حاشیة قاره‎ای ناپویای البرز موجب شکل‎گیری گسل‎های راندگی و فرارانش مجموعه‎های اقیانوسی تتیس کهن بر روی لبة شمالی البرز شده ولی، نخستین کوهزایی آلپی واقعی در پالئوسن، همزمان با رویداد لارامید، رخ داده که با گسلش راندگی، چین‎خوردگی و فراخاست، پیدایش حوضه‎های رسوبی میان کوهی، انباشت آواری‎های همزمان با کوهزایی و مهاجرت پیش‎خشکی به سمت جنوب همراه بوده است. کوهزایی بعدی در آغاز الیگوسن بوده که ماگماتیسم درونی، از آب خارج شدن گستردة زمین و گسترش حوضه‎های میان کوهی از پیامدهای آن است. بازپسین فاز کوهزایی آلپی در اواخر پلیوسن یا اوایل پلیستوسن صورت گرفته که حاصل آن، گسلش، راندگی، مرتفع شدن و سیمای امروزی البرز است.ساختارهای زمین‎شناختی البرز بیشتر از نوع چین‎های ملایم و ناهماهنگ ((Disharmonic با روند همگانی خاوری – باختری است.

 در بخش باختری البرز، ساختارها روند شمال باختری – جنوب خاوری دارند ولی در بخش خاوری، روند ساختارها شمال خاوری – جنوب باختری است. این دو روند ناهمسان در البرز مرکزی به یکدیگر می‎رسند. گفتنی است که در شکل‎گیری ساختارهای چین‎خوردة البرزعواملی مانند برخورد صفحة ایران و توران، عملکرد گسلش‎های راندگی و سرانجام عملکرد گسل‎های امتداد لغز شمال باختری – جنوب خاوری در البرز باختری، و شمال خاوری – جنوب باختری در البرز خاوری، نقش دارند. جدا از چین‎خوردگی، گسلش‎های راندگی همچنان در ساختار البرز اثر بسیار سازنده داشته‎اند. در گزارش‎هایی مانند اشتوکلین (1968)، بربریان (1983)، شنگور (1990) و 000 آمده که در پهلوی شمالی البرز راندگی‎ها به سمت جنوب شیب دارند و حرکت فرادیواره به سمت شمال است در حالی که در دامنة جنوبی، شیب راندگی‎ها به سمت شمال و حرکت فرادیواره رو به جنوب است. ولی بررسی‎های اخیر علوی (1991) در نواحی بینالود، جنوب گرگان، منطقة کیاسر، شمال تهران، ناحیة تالش حقایقی روشن‎تری از سازوکار و نقش راندگی‎ها در ساختار البرز را نشان دادند.

این بررسی‎ها نشان دادند که:

* الگوی ساختاری چیرة البرز از نوع گسلش راندگی است که سبب شده تا ورقه‎های ساختاری به مقــدار زیاد حمل و سیستم‎های دوپلکس (Duplex) از نوع گُرده‎ای مرکب(Composit Antiformal Stack) به وجود آید. ساختارهای گُرده‎ای مرکب، حاصل دو نسل گسلش راندگی هستند. نسل یکم راندگی‎ها به سن پیش از ژوراسیک میانی و در ارتباط با حوادث برخوردی، سیمرین پیشین ا‎ست. نسل دوم راندگی‎ها به سن سنوزوییک و در ارتباط با کوهزایی آلپی است.

* راندگی‎های سیمرین ویژگی شکل پذیر دارند ولی راندگی‎های آلپی ویژگی شکننده دارند.

* هر دو نسل یاد شده، شیبی به سمت شمال خاوری دارند و روند عمومی آنها NW – SE ، موازی روند البرز، است.- در نتیجة عملکرد دو نسل راندگی مورد سخن، ورقه‎های گوناگون از پس‎خشکیHinterland)) (NE) به سمت پیش‎خشکی(Foreland) (SW) جابه‎جا شده‎اند.- در اثر این راندگی‎ها، به طور عموم سنگ‎های کهن‎تر بر روی واحدهای جوان‎تر حمل شده‎اند ولی گاهی، نیز واحدهای جوان‎تر، بر روی سنگ‎های کهن‎تر، برده شده‎اند.گذر چندین گسل طولی، موازی با روند ساختاری کوه‎های البرز ، سبب شده تا با دیدگاه‎های متفاوت (اشتوکلین، 1974، دلنباخ، 1964، انگالن، 1968) البرز به چند واحد ساختاری متفاوت تقسیم شود.

تقسیمات پیشنهادی اشتوکلین (1974) که پر استفاده‎ترین آنهاست به شرح زیر است (شکل 2-11)،

 1- زون برآمدة گرگان ((Gorgan Spur: ناحیة به نسبت مقاومی از سنگ‎های دگرگونی است که با رسوبات کم ضخامت، 300 – 500 متر، مزوزوییک پوشیده شده است. برآمدگی و به عبارتی پیشامدگی گرگان دارای روند خاوری – باختری است و محورآن به سوی باختر نشست دارد و به نظر می‎رسد بخشی از منشورهای فزایندة تتیس کهن باشد.

2- زون نئوژن شمالی: شامل کمربندی چین‎خورده از سنگ‎های مزوزوییک و مولاس‎های نئوژن است. مرز جنوبی آن منطبق بر یک گسل راندگی است. سنگ‎های نئوژن این زون، رخسارة خزر جنوبی، یعنی پاراتتیس، دارند.

3- زون شمالی – مرکزی : مشخصة این زون رسوبات پایابی است که به تقریب از پرکامبرین پسین تا کرتاسة بالایی در آن انباشته شده‎اند. افزون بر آن کمی رویدادهای آتشفشانی صورت گرفته دگر شکلی ساختاری عمدة این زون در دورة ترشیری انجام گرفته است.

4- زون جنوبی – مرکزی : در این زون، رسوبات کم عمق پیش از ترشیری، به وسیلة حجم زیادی از آتشفشانی‎های ائوسن پوشیده شده‎اند. از ویژگی آن، راندگی‎های پس از ائوسن است.

5- زون ترشیری جنوبی : دارای آتشفشانی‎های بسیار ضخیم ائوسن و رسوبات خشکی نئوژن است. این زون با راندگی‎های ملایم به سمت جنوب مشخص است.

6- بالا آمدگی پیشانی جنوبی : دارای رسوبات کم ژرفا و سنگ‎های آتشفشانی است. مراحل چین‎خوردگی از کرتاسة آغازین به بعد و گسل خوردگی‎های عادی و معکوس در آن مشهود است. به همین‎رو، بسیار محتمل است که این زون و حتی بخشی از زون 5، متعلق به بخش شمالی ایران مرکزی و یا زون گذری البرز – ایران مرکزی باشند.

 

 

لرزه‎ زمین‎ساخت البرز

تاریخچة لرزه‎خیزی البرز نشان می‎دهد که شهرهایی مانند، رشت، لاهیجان، فشم، جیرود، دماوند، آمل، بابل، بابلسر، ساری، بهشهر، گرگان و بعضی نواحی دیگر، بارها و بارها ویران شده‎اند که از آن شمار، می‎توان به زمین‎لرزة 1369 رودبار اشاره کرد. زمین‎لرزه‎های پی در پی و پرشمار نشانة لرزه‎خیزی البرز است.

بر اساس نقشة لرزه‎زمین‎ساخت ایران (بربریان، 1976) در البرز، زمین‎لرزه‎ها کم ژرفا هستند. بعضی انواع متوسط نیز وجود دارند و بر روی هم، البرز خاوری لرزه‎خیزتر از البرز باختری است.در سال 1974، چالنکو با مطالعة زمین‎لرزه‎های سدة بیستم، البرز را به چند ایالت لرزه‎خیز زیر (شکل 2-12) تقسیم کرد:

دامنة شمالی شامل دو بخش شمال خاوری و شمال باختری و دامنة جنوبی که خود شامل بخش جنوب باختری و بخش جنوب خاوری است.

به نظر چالنکو، لرزه‎خیزی البرز با دوره‎های کوتاه‎مدت فعالیت مشخص است. ظهور زمین‎لرزه در یک حوزه با آرامش حوزة دیگر همراه است. دورة تمرکز فعالیت هر حوزه از چهار سال برای بخش شمال باختری تا 12 سال برای بخش شمال خاوری متفاوت است. دوره‎های بازگشت در یک حوزه بیشتر از 50 سال است و دورة بازگشت زمین‎لرزه‎های بزرگ می‎تواند بیشتر از 50 سال باشد.

 

توان معدنی البرز – آذربایجان

در البرز – آذربایجان ذخایری از سرب و روی، مس، کمی مولیبدن، بوکسیت، رُس‎های نسوز، فسفات رسوبی، زغالسنگ، لاتریت، منگنز، فلوریت، آلونیت، سیلیس و 000 از مهم‎ترین مواد معدنی شناخته شده‎اند (عابدیان، 1381). با توجه به پدیده‎های فلزایی، مناطق زیر در البرز – آذربایجان قابل شناسایی است (قربانی، 1381).

در « منطقة تکاب »، نهشت مواد در دو مقطع زمانی پرکامبرین پسین – کامبرین پیشین و ترشیری به ویژه نئوژن، انجام گرفته است که حاصل آن، کانسارها و نشانه‎های معدنی زیر است :

« سرب و روی »، مانند کانسارهای انگوران، علم کندی، پشت‎کوه، آی‎قلعه‎سی،

« آهن »، مانند کانسارهای آهن شهرک، میرجان، قالیچه‎بلاغ، چهارتاق، کوه‎بابا، ظفرآباد،

« منگنز »، مانند کانسارهای دبکلو، امیرآباد،

« طلا »، مانند طلای زرشوران، آق‎دره و نشانه‎های معدنی عربشاه، زرین‎آباد و قوزلو.

« آنتیموان، آرسنیک، جیوه »، مانند کانسارهای مغانلو، آق‎دره.

« مس »، مانند کانسار بایچه‎باغ که یک کانسار چندفلزی است.افزون بر ذخایر فلزی، فسفات، فلدسپار، تالک، دولومیت، نمک، بُر، خاک‎های نسوز و زغالسنگ از جمله ذخایر غیرفلزی منطقة تکاب ‎است.

در « منطقة اهر » کانی‎سازی به طور عمده وابسته به سنگ‎های ماگمایی ترشیری است. در این منطقه، کانی‎زایی مس، مولیبدن، طلا، نقره، آهن، سرب، روی، آرسنیک و جیوه به صورت پورفیری، اسکارن و رگه‎ای است که در بین آنها، کانسار مس و مولیبدن سونگون با ذخیرة بیش از یک میلیارد تن کانسنگ مس از همه مهم‎تر است.

در « منطقة تارم – هشت‎چین » بیشتر سنگ‎ها را سنگ‎های ماگمایی ترشیری تشکیل می‎دهد که در آنها کانی‎سازی عناصری چون مولیبدن، باریم، سرب، روی، طلا و مس دیده می‎شود. در تمرکز ذخایر معدنی گفته شده، جایگیری توده‎های نفوذی کلسیمی - قلیایی با پتاسیم بالا و به سن الیگوسن در سنگ‎های آتشفشانی ائوسن نقش اساسی داشته‎اند.

 

خرد‎قارة ایران مرکزی
مقدمه

خرد قارة ایران مرکزی بخشی از ایران میانی است که با زمیندرزهای افیولیتی سیستان، نائین، بافت، گسل دورونه و افیولیت‎های کاشمر – سبزوار احاطه شده و توسط گسل‎های طویلی که به سمت باختر خمیدگی دارند و از نوع امتداد‎لغز راستگرد‎اند، قابل تقسیم به بلوک لوت، فرازمین شتری، فرونشست طبس، فرازمین کلمرد، بلوک پشت‎بادام، فرو‎افتادگی بیاضه – بردسیر و بلوک یزد 000 است (شکل 2-13).

در گذشته، خردقارة ایران مرکزی را بخشی از تودة میانی ایران مرکزی می‎دانستند ولی، به باور اشتوکلین (1968) ، پس از سخت‎شدن پی‎سنگ پرکامبرین، بخش یاد شده در زمان پالئوزوییک ویژگی‎های سکویی داشته و در زمان‎های مزوزوییک و سنوزوییک به منطقه‎ای پر تحرک و پویا تبدیل شده است. با وجود این، باید گفت که الگوی ساختاری حاکم بر این خرد قاره از نوع بلوک‎های جدا شده با گسل‎های عمده است که هر یک ویژگی جداگانه دارند و پویایی خرد قاره در همه جا یکسان نیست. شواهد موجود نشان می‎دهندکه

:* کوهزایی کاتانگایی در این ناحیه در پرکامبرین پسین و پیش از یک رژیم سکویی حاکم شده است.

* به جز بلوک لوت و لبة جنوب باختری که سنگ‎های ماگمائی ترشیری برونزد دارند، در سایر نواحی سنگ‎های ترشیری در کمترین مقداراند.

* در ردیف‎های پالئوزوئیک این ناحیه، نبودهای چینه‎نگاری مهمی وجود دارد که مهم‎ترین آنها نبودهای چینه‎ای آغاز دونین میانی (هیاتوس ایفلین) و کربونیفرپسین (هیاتوس استفانین) است.ناهمسانی‎های ساختاری – رسوبی گسترده سبب شده تا بتوان خرد ‎قارة ایران مرکزی را به نواحی زیر تقسیم کرد.

 

1- «بلوک لوت»

با حدود 900 کیلومتر درازا میان دو گسل نایبند در باختر و گسل نهبندان در خاور قرار دارد. در مرز شمالی آن گسل دورونه و در مرز جنوبی آن فرونشست جازموریان قرار دارد که حوضة پیش‎کمانی زون فرورانش مکران است. تکاپوهای آتشفشانی گسترده و ستبر به سن ترشیری و کواترنری، زمین لرزه‎های امروزی همراه با گسلش در رسوب‎های کواترنر نمونه‎های روشنی از پویایی بلوک لوت هستند به همین رو پندار همگان دربارة پایداری بلوک لوت نمی‎تواند قابل قبول باشد.

 

2- «بلوک طبس»

که میان گسل نایبند در خاور و گسل کلمرد – کوهبنان در باختر قرار دارد بخشی از یک قلمروی ساختاری است که در کناره‎ها و بستر خود توسط گسل‎هایی از پی‎سنگ بریده شده به گونه‎ای که در پالئوزوییک و مزوزوییک توالی چینه‎شناسی متفاوتی از نواحی مجاور داشته است و از پایان مزوزوییک به سبب عملکرد تنش‎های زمین‎ساختی همگرا در راستای بیشتر خاوری – باختری، با خروج زمین‎ها و فراخاست کوه‎ها به خشکی تبدیل شده است (قاسمی و همکاران 1381).

 بدین ترتیب این باور وجود دارد که سیمای ریخت‎شناسی – زمین‎ساختی کنونی این بلوک در گرو تجدید فعالیت ساختارهای گسلی و چین‎خوردگی کهن در چرخة زمین‎ساختی آلپی است.بلوک طبس از جمله مناطقی است که روند تکاملی پالئوزوییک آن با مناطق مجاور همخوانی و هم‎آهنگی ندارد. برای نمونه:

* نبود رسوبی ایفلین در این ناحیه وضوح آشکار ندارد.

* سنگ‎های کربنیفر بالایی که در سایر مناطق وجود ندارد، از این ناحیه گزارش شده است.

* تکاپوهای آتشفشانی مافیک و حدواسط ، هر چند ناچیز، از ویژگی‎های پالئوزوییک بلوک طبس است و از این نظر می‎توان بلوک طبس را با کوه‎های البرز مقایسه کرد.

* کانی‎سازی سرب، روی و مس در سنگ‎های پرمین تریاس و ژوراسیک البرز در بلوک طبس، نیر عمومیت دارد که تائیدی بر همسانی میان این دو ناحیه است (شکل 2-13)

* فرونشینی شدید از ویژگی‎های بلوک طبس است. در گذشته چنین گمان می‎رفت که این فرونشینی محدود به کوه‎های شتری و شیرگشت باشد، اما در حال حاضر مشخص شده است که بخش بیشتر بلوک در پالئوزوییک، به ویژه مزوزوییک تا کرتاسه، نشست در خور توجه داشته به گونه‎ای که در این بلوک حجم بزرگی از سنگ‎های فانروزوییک وجود دارند که ردیف‎های پالئوزوییک آن 2 تا 3 هزار متر و سنگ‎های مزوزوییک آن گاهی تا 10000 متر ستبرا دارند.

* از نگاه ساختاری بلوک طبس ویژگی‎های یکسان ندارد و دست‎کم قابل تقسیم به چهار بخش جداگانة (شکل 2-14) زیر است:

الف- « فرازمین شتری »، با درازای بیش از 100 کیلومتر، در بخش شمال خاوری بلوک طبس، خاور شهرستان طبس و در پایانة شمالی گسل نایبند قرار دارد. کهن‎ترین واحد سنگی رخنمون شدة این فرازمین سنگ نهشته‎های دونین (سازند شیستو) است که به همراه سایر ردیف‎های پالئوزوییک – تریاس میانی و همانند سایر نواحی ایران، در شرایط سکویی انباشته شده‎اند. از ردیف‎های ژوراسیک، گسترش نهشته‎های آواری زغالدار (گروه شمشک)، به لحاظ فراخاست در زمان تریاس پسین، محدود به پهلوهای خاوری – باختری است ولی ردیف‎های ژوراسیک میانی – بالایی جوان‎ترین واحد‎ سنگ‎چینه‎ای دریایی هستند که پاره‎ای از چکادهای فرازمین شتری را می‎سازند. ساختارهای چین‎خوردة باختر کوه‎های شتری وابستگی بیشتری به کفة فرو‎افتادة طبس دارند تا فرازمین شتری.از نگاه ساختاری، بیشتر چین‎های این فرازمین از نوع نابرجا و به شکل نامتقارن و همراه با گسلش هستند و اثر سطح محوری آن‎ها به موازات رشته کوه شتری است (فریدی و همکاران 1379). گرایش چین‎ها بیشتر به سوی WSW است ولی در پهلوی خاوری بلندی‎ها، چین‎هایی با گرایش به سوی خاور دیده می‎شود.

بنا به گزارش قاسمی و همکاران (1381)، در فرازمین شتری، الگوی گسلش شامل گسل‎های طولی پرشیب در بخش‎های میانی و خاوری و گسل‎های راندگی در بخش‎های باختری است. به باور بربریان (1982)، در فرازمین شتری، پوشش سکویی پالئوزوییک – تریاس، تا پیش از تریاس تحت تنش‎های زمین‎ساختی کششی و گسلش عادی بوده است ولی از تریاس پسین به بعد، سازو کار تنش‎ها از کششی به فشارشی تبدیل گردیده که این امر سبب فراخاست، چین‎خوردگی و گسلش معکوس در پوشش رسوبی رویی شده است به گونه‎ای که طی مراحلة کوهزایی پلیو-پلیستوسن حدود 25% از پهنای شتری کاسته شده است (شکل 2-15).

گفتنی است که دگر شکلی و تغییرات ساختاری یاد شده حاصل سه مرحله از فعالیت زمین‎ساختی همزمان با کوهزایی آلپی است که در زمان ترشیری به وقوع پیوسته است (اشتوکلین و همکاران 1965).

 ب- « کفة فروافتادة طبس »، که با نهشته‎های کویری پوشیده شده است، رخنمون‎های نزدیک به افقی ژوراسیک پسین در جنوب آن و نیز حفاری‎های اکتشافی نشان می‎دهد که این کفه در حدود 600 متر پایین‎افتادگی دارد. اگرچه ردیف‎های پالئوزوییک رخنمون یافته در شمال این فرو‎افتادگی (ساختار کالشانه) چین‎خوردگی شدید دارد ولی در بخش جنوبی آن ردیف‎های ژوراسیک بالایی به تقریب افقی هستند و به نظر می‎رسد که رخداد‎های پس از سیمرین پیشین بر این افتادگی چندان تاثیر نداشته‎اند. به احتمال نزدیک به یقین، این کفه یکی فروافتادگی زمین‎ساختی است که از خاور با گسل طبس، از جنوب با گسل (راندگی) چشمه و از باختر با خطوارة پروده در بر گرفته شده است (شکل 2-14) و شاید راندگی بلندی‎های محاط از عوامل فرونشست باشند (شکل 2-15)

ج- « بلوک نایبند »، که مرز شمالی آن به کفة طبس، مرز خاوری آن به نیمة جنوبی گسل نایبند و مرز باختری آن به یک خطوارة شمالی – جنوبی است که نشانة روشنی ندارد ولی:

* مرز ناگهانی میان ساختارهای خاوری – باختری و شمالی – جنوبی دو سوی خطواره،

* مرز ناگهانی میان بلندی‎های شمالی – جنوبی بلوک کلمرد و کفة طبس،

* وجود گسل لکرکوه در ادامة جنوبی این خطواره.شواهدی هستند که وجود یک ساختار خطی از نوع گسلی را در باختر بلوک نایبند گواهی می‎دهندکه به آن خطوارة پروده نام داده شده است. کهن‎ترین سنگ‎های بلوک نایبند، ردیف‎های قابل قیاس با نهشته‎های نادگرگونی پرکامبرین ایران مرکزی (سازند کلمرد) است که در کوه نایبند، در یک راستای خاوری – باختری رخنمون دارد و با نهشته‎های سکویی پرمین (سازند جمال) و تریاس پائین – میانی (سازندهای سرخ شیل و شتری)، پوشیده شده است. بدین سان این بلوک می‎تواند بـه یک فرازمین کاتانگایی با شرایط سکویی اشاره داشته باشـد.

 ردیف‎های تریاس پسین – کرتاسه این بلوک یک واحد زمین‎ساختی – چینه‎شناختی در میان دو رویداد سیمرین پیشین و لارامید‎اند که حدود 6000 متر ستبرا دارند و نشانگر فرونشست شدید آن در زمان مزوزوییک هستند. سنگ‎های ترشیری این بلوک منحصر به رخنمون‏های بسیار پراکنده در بخش جنوبی است و به نظر می‎رسد که بلوک نایبند از زمان رخداد لارامید به بعد فرازمین است. از نگاه ساختاری باید گفت که در بلوک نایبند ساختارهای چین‎خورده و گسلش‎های راندگی در راستای خاوری – باختری، همروند هستند و :

* راندگی‎ها از شمال به جنوب سن جوان‎تری دارند به گونه‎ای که در این بلوک راندگی‎ها (راندگی چشمه، راندگی انارکی، تخت‎نادر، راندگی قدیر) به نسل‎های گوناگون‎اند که بر روی سیستم امتدادلغز راستگرد گسل نایبند سوار‎اند.

* چین‎های خاوری – باختری این بلوک حاصل عملکرد گسلش‎های راندگی و حرکت بلوک نایبند به سوی شمال است.* در نتیجة عملکرد و هم‎زمانی راندگی‎ها و چین‎ها، سیمای ساختاری از نوع پلکانی است، به گونه‎ای که بلوک‎های شمالی همواره بلندی کمتری از بلوک جنوبی دارند.

* از شمال به جنوب ضمن کاهش شدت، چین‎ها به سمت شمال باختر – جنوب خاوری تغییر روند می‎دهند به سانی که در جنوبی‎ترین بخش بلوگ، روند چین‎ها بیشتر شمالی – جنوبی است.

د- « بلوک راور – مزینو » بخش بادامی شکل از بلوک طبس است که میان خطوارة پروده و گسل کوهبنان – کلمرد جای دارد. اگرچه روند کلی این بلوک شمالی – جنوبی است ولی بخش میانی آن، همانند سایر ساختارهای خرد قارة ایران مرکزی، به سوی باختر خمیدگی دارد. بسیاری از ویژگی‎های این بلوک نظیر نداشتن رخنمون پرکامبرین دگرگون، سکویی بودن همراه با نبودهای رسوبی پی‎درپی و طولانی پالئوزوییک – تریاس میانی، ستبرای در خور توجه سنگ‎های تریاس پسین – کرتاسة پایانی، نداشتن سنگ‎های ترشیری این بلوک همسان بلوک نایبند است، تنها ناهمسانی اساسی میان این دو بلوک ، الگوی ساختاری شمالی – جنوبی بلوک راور – مزینو است که با روندهای خاوری – باختری بلوک نایبند تفاوت زیاد دارد.

3- « بلوک کلمرد»

بخشی کوچک از خرد قارة ایران مرکزی است که روند شمال خاوری دارد و میان گسل کلمرد در خاور و گسل پوشیدة نائینی در باختر قرار دارد (شکل 2-13). سرگذشت این فرازمین به دو خروج طولانی وابسته به دو رخداد کوهزایی کاتانگایی و سیمرین میانی اشاره دارد.

 به سخن دیگر، در دو مقطع زمانی طولانی این بلوک ویژگی فرازمین داشته است.کهن‎ترین سنگ‎های این فرازمین انباشته‎های شیلی – سنگ ماسه‎ای ستبر سازند کلمرد به سن پرکامبرین هستند که در اثر رخداد کاتانگایی به خوبی چین‎خورده و با دگرشیبی زاویه‎ای با نهشته‎های اردویسین (سازند شیرگشت) پوشیده شده‎اند که گواهی بر نخستین ایست رسوبی طولانی است. در این بلوک ردیف‎های اردویسین تا تریاس میانـی، ضمن داشتن ایست‎های رسوبـی پی‎درپی و چنـد باره، یک واحـد زمین‎ساختی- چینه‎ نگاشتی محدود میان رخداد کاتانگایی – سیمرین پیشین‎اند که در محیط‎های سکویی کم‎ژرفا انباشته‎اند و سیر تکاملی آن با بلوک طبس تفاوت آشکار دارد.

 در اینجا، سنگ‎های تریاس بالایی گزارش نشده و به نظر می‎رسد که وقفة رسوبگذاری ناشی از سیمرین پیشین، در مقایسه با بلوک طبس طولانی‎تر باشد. ردیف‎های ژوراسیک این بلوک محدود به رسوب‎های لیاس – دوگر میانی است و نبود نهشته‎های جوان‎تر از دوگر میانی (سازند بادامو) نشان می‎دهد که خروج طولانی دوم این فرازمین از دوگر میانی به بعد بوده که رخداد کوهزایی سیمرین میانی عامل اصلی آن به شمار می‎آید. از نگاه ساختاری، در نیمة شمالی فرازمین کلمرد روند کلی چین‎ها شمال خاوری – جنوب باختری است که به ویژه در نهشته‎های پالئوزوییک نمود آشکار دارند. شیب لایه‎ها در پهلوی خاوری ساختارها زیاد و گاهی برگشته است ولی در پهلوی باختری شیب لایه‎ها ملایم‎تر است. عملکرد گسل‎های طولی برگشته سبب گردیده که ساختارهای بُرشی همروند با بلوک کلمرد در خور توجه باشند که تاقدیس بُرشی کوه راهدار از آن جمله است.

 

4- « بلوک پشت‎بادام»

میان گسل پوشیدة نایینی – کوهبنان در خاور و گسل پشت‎بادام در باختر قرار دارد ( شکل 2-13). نکتة اساسی این بلوک رخنمون‎های دگرگونی منسوب به پرکامبرین است که بیشتر از نوع سنگ‎های آتشفشانی، آتشفشانی – آواری و آذر آواری به همراه مرمر‎های آهکی و دولومیتی است. این پی‎سنگ شبیه پی‎سنگ پروتروزوییک عربستان است که مجموعة پان‎آفریکن نام دارد. سنگ‎های ماگمایی این بلوک محدود به پرکامبرین نیستند، ردیف‎های پرکامبرین پسین – کامبرین پیشین آن ( سری ریزو، سری دسو)، به ویژه در شمال کرمان، همراهانی از گدازه‎های قلیایی و خاستگاه کافتی دارند و به نظر می‎رسد که پدیدة کافتی شدن از ویژگی‎های این بلوک باشد.

 در این بلوک، سنگ‎های پالئوزوییک بالایی- ژوراسیک گسترش محدود دارند و دگرگونه‎اند و به نظر می‎رسد که تکرار فرآیندهای دگرگونی در زما‎ن‎های پرکامبرین پسین، تریاس پسین و ژوراسیک میانی می‎توانند همچنان از ویژگی‎های آن باشد. جوان‎ترین سنگ‎های بلوک پشت‎بادام کربنات‎های کوه ساز کرتاسه است که نا‎دگرگونه‎اند و تصور دگرگون شدن پی‎سنگ ناحیه را در زمان ترشیری پرسش‎آمیز می‎سازند.

 

5- « فرونشست بیاضه – بردسیر»

میـان گسل پشت‎بادام در خاور و گسـل انار در باختر قرار دارد. (شکل 2-13) اگرچه بسیاری از ویژگی‎های این فرونشست، نظیر پی‎سنگ پرکامبرین دگرگونی، ردیف‎های سکویی پالئوزوییک-تریاس میانی و نهشته‎های شیلی – سنگ‎ماسه‎ای تریاس بالایی – ژوراسیک میانی مشابه سایر نواحی خرد قاره است ولی این فرونشست دو ویژگی دارد، یکی تاثیر شدید‎تر رخداد سیمرین میانی که با خروج گستره و دگرگونی همراه بوده است. دوم، حوضه‎های فلیشی کرتاسه که معرف حوضه‎های با فرونشست شدید‎اند و به ویژه ردیف‎های کرتاسة بالایی آن را می‎توان از خاور انار تا شمال بردسیر کرمان دید.

 

6- « بلوک یزد »

بخش باختری خرد‎قارة ایران مرکزی است که از شمال به گسل دورونه و از باختر به نوار افیولیتی نائین – بافت محدود است ( شکل 2-13). نکتة ویژة بلوک یزد دو تا است. یکی دگرگونه‎های انارک، دوم ردیف‎های تریاس نخلک. در ناحیة انارک که گاهی به نام ماسیف انارک – خور از آن یاد می‎شود، مجموعه‎ای از رسوبات پلیتی – پسامیتی به همراه سنگ‎های کربناتی و آتشفشانی متعلق به شیب قاره وجود دارند که به صورت ناحیه‎ای و در رخساره‎های شیست سبز و شیست آبی دگرگون شده‎اند و به صورت ورق‎های بُر خورده با افیولیت‎ها، سنگ‎آهک‎های پلاژیک و رسوب‎های آشفته همراه‎اند. اگرچه داود‎زاده و لنچ (1981) افیولیت‎های انارک را بخشی از پوستة اقیانوسی تتیس کهن هرات می‎دانند که پس از چرخش خردقاره در مکان فعلی رخنمون یافته ولی به باور الماسیان (1977) ، افیولیت‎های انارک سن پروتروزوییک بالایی دارند و می‎توان آنها را در ارتباط با نواحی پشت کمان اقیانوسی دانست.

ردیف‎های تریاس ناحیة نخلک (گروه نخلک) تفاوت رخساره‎ای در خور توجهی با سایر نقاط خردقاره ایران مرکزی دارند. به باور داود‎زاده و همکاران (1969) توالی‎های تریاس نخلک رخسارة مشابه با تریاس آق‎دربند (اوراسیا) دارند که در نتیجه چرخش خرد قارة ایران مرکزی، به میزان 135 درجه در جهت خلاف عقربة ساعت، به محل کنونی تغییر مکان داده‎اند. باید گفت که مسئله تریاس نخلک و سازندهای سازندة گروه نخلک و حتی سازو کار و مقدار چرخش خردقاره پرسش‎آمیز است و نیاز به بازنگری جامع دارند.

 

بلوک لوت
مقدمه

بلوک لوت، با درازایی حدود 900 کیلومتر، خاوری‎ترین بخش خردقارة ایران مرکزی است. مرز خاوری آن با گسل نهبندان و حوضة فلیشی خاور ایران و مرز باختری آن با گسل نایبند و بلوک طبس مشخص می‎شود. در روی نقشة زمین‎ساخت ایران (اشتوکلین و نبوی، 1973)، مرز شمالی این بلوک به فروافتادگی جنوب کاشمر و مرز جنوبی آن به فرونشست جازموریان بسته می‎شود (شکل 2-16). در 1968، اشتوکلین این بلوک را به دو بخش خاوری و باختری تقسیم کرد که با رشته کوه‎های شتری از یکدیگر جدا می‎شد. یافته‎های بعدی نشان داد که ویژگی‎های زمین‎شناسی این دو بلوک قابل قیاس نیستند. برای نمونه، روانه‎های آذرین بسیار ستبر (2000 تا 3000 متر) سنوزوییک بلوک لوت در بلوک طبس وجود ندارد و یا حرکت‎های زمین‎ساختی سیمرین پیشین، به ویژه سیمرین میانی که با دگر شکلی و پایداری نسبی بلوک لوت همراه است، در بلوک طبس، نشانه‎های زمین‎زایی ملایم دارند. به همین دلیل، به ویژه به دلیل یافته‎های نوین، در گسترة بلوک لوت بازنگری و بلوک طبس، فرونشست‎ جازموریان و کوه‎های بزمان ، به عنوان کمان ماگمایی، از این بلوک حذف شده است.

 

تاریخچه چینه‎ای بلوک لوت

تاریخچه چینه‎ای بلوک لوت بسیار نزدیک با دیگر نواحی خردقارة ایران مرکزی است. ولی، چهار ویژگی بر چینه‎نگاری بلوک لوت حاکم است.

1- تأثیر درخور توجه کوهزایی سیمرین پیشین (پالئوبلوچ – ری‎یر و محافظ، 1972) بر سنگ‎های کهن‎تر از تریاس میانی.

2- چین‎خوردگی، آتشفشانی و پلوتونیسم به نسبت شدید ژوراسیک میانی (سیمرین میانی) به ویژه در نواحی ده‎سلم، چهارفرسخ که با سخت‎شدگی و پایداری نسبی بلوک همراه است.

3- فراوانی سنگ‎های آتشفشانی سیستم ترشیری، به ویژه ائوسن، که با داشتن ضخامتی حدود 2000 متر، بیش از نیمی از بلوک لوت را می‎پوشاند.

4- نهشته‎های دریاچه‎ای، به تقریب افقی، پلیوسن – پلیستوسن به نام « سازند لوت » که نشانگر عملکرد ضعیف بازپسین رخداد چین‎خوردگی در این بلوک است.

 

بحثی دربارة پایداری بلوک لوت

اگرچه فرضیة تودة میانی (Median Mass) برای ایران مرکزی مردود دانسته شده است ولی گروهی از زمین‎شناسان بر این باورند که در اثر رویداد کوهزایی سیمرین پیشین، و به ویژه رخداد سیمرین پسین، گستره‎های وسیعی از بلوک لوت دگرگون و پایدار  (Stable ) شده‎اند به گونه‎ای که حرکت‎های زمین‎ساختی پس از کرتاسه، بر این بلوک اثر چندانی نداشته‎اند. ولی:

 * اگرچه « سازند لوت » افقی و به دور از دگرشکلی است اما، همین سازند در حاشیة باختری بلوک لوت، به ویژه در همبری با قسمت‎های گسلیده، دارای چین‎های نامتقارن با دامنه‎های پرشیب و گاهی برگشته است (کنراد و همکاران، 1977).

* سنگ‎های آتشفشانی حاشیة باختری لوت تا اندازه‎ای به دور از دگرشکلی اند. ولی، گسلش به نسبت شدید و به ویژه تداوم گسل‎ها در انباشته‎های آبرفتی کواترنر، نشانة جنبا بودن بخش باختری بلوک لوت است.

* پویا بودن بلوک لوت، به ویژه در حاشیة خاوری آن آشکارتر است. در این ناحیه، به ویژه در مرز تماس با پهنة فلیش‎های خاور ایران، گسلش، راندگی، خردشدگی و دگرگونی درخور توجه است. در این جا، سنگ‎های پالئوزوییک و به ویژه پرمین، و سنگ‎های مزوزوییک، دگرشکلی فشرده و پرشیب دارند و کم و بیش دگرسان شده‎اند.

* در سطح بلوک لوت، حدود 40 مخروط آتشفشان کواترنر وجود دارد.

* در سال‎های گذشته بلوک لوت جایگاه رخداد زمین‎لرزه‎های مخرب و گسلش‎های مهمی بوده است.

* چین‎خوردگی پس از نئوژن، به نسبت پیچیده است. ولی بررسی‎های ساختاری نشان می‎دهد که این بلوک از نئوژن به بعد، همچنان پذیرای تنش‎هایی در راستای شمال خاوری – جنوب باختری بوده است.شواهد یاد شده و همچنین وجود چند گسل و خطوارة جدید در بلوک لوت، دلایلی هستند که سختی و پایداری این بلوک را به ویژه در قسمت‎های حاشیه‎ای پرسش‎آمیز می‎کنند.

 

بحثی دربارة آتشفشانی‎‎های لوت

همانگونه که گفته شد، بلوک لوت، میان دو گسل بزرگ شمالی – جنوبی نایبند و نهبندان جای گرفته است. نیروهای فشاری وارد بر ناحیه، سبب شده‎اند تا در امتداد این گسل‎ها، جابه‎جایی‎ها از نوع امتداد لغز و بُرشی باشند. در چنین رژیمی، سازوکار تغییر شکل در کمترین شدت ولی بازشدگی شکستگی‎ها در بالاترین میزان است. به همین‎رو، پدیدة آتشفشانی شدید و پیوسته بوده و گدازه‎های جوان‎تر، به طور پی در پی، سنگ‎های پیشین را پوشانده و سنگ‎های آتشفشانی گستردة بلوک را پدید آورده‎اند (نوگل سادات، 1978).

فعالیت ماگمایی لوت شمالی از کرتاسة پسین، یعنی بیش از 77 میلیون سال پیش، آغاز شده و 5 میلیون سال ادامه داشته است سنگ‎های ماگمایی از نوع گدازه‎های بازالتی، آندزیتی، داسیتی، ریولیتی همچنین مقدار کمتری نفوذی‎های نیمه عمیق هستند. ویژگی‎های ژئو‎شیمیایی این سنگ‎ها می‎رساند که همه از نوع کلسیمی - قلیایی هستند و همة شکل‎های آتشفشانی کنارة قاره، مرز صفحه‎‎های همگرا در آنها دیده می‎شوند. تعیین سن پرتوسنجی با روش روبیدیم - استرونسیم می‎رساند که خاستگاه بیشتر سنگ‎ها از گوشته و به دور از هرگونه درآمیزی با پوسته است. تنها در برخی از ایگنیمبریت‎های پُرسیلیس، نشانه‎های از آلایش پوسته‎ای دیده می‎شود (امامی، 1379).گفتنی است که آتشفشانی‎های بخش شمالی لوت، می‎تواند حاصل فرورانش بلوک افغان به زیر بلوک لوت (افتخارنژاد، 1972) و آتشفشانی‎های حاشیة جنوبی لوت بخشی از کمان ماگمایی زون فرورانش مکران هستند.

لرزه‎ زمین‎ساخت بلوک لوت

در کنارة باختری بلوک لوت، ضخامت پوسته حدود 40 کیلومتر است و از آنجا به سوی جنوب باختری از ضخامت آن کاسته می‎شود و ممکن است به حدود 20 تا 25 کیلومتر برسد.مطالعه لرزه‎خیزی بلوک لوت گواه آن است که پاره‎ای از نواحی این زون، مانند قائن، در اثر زمین‎لرزه ویران شده‎اند. از زمین‎لرز‎ه‎های ویرانگر سدة بیستم این بلوک، می‎توان به زمین‎لرزه‎‎های بَجستان (1925)، نهبندان (1928)، چاهک (1941)، دشت بیاض (1968) اشاره کرد (بربریان، 1974).با مطالعة نقشة لرزه‎زمین‎ساخت ایران دیده می‎شود که همانند دیگر نواحی ایران مرکزی، در بلوک لوت نیز کانون‎ زمین‎لرزه‎ها روندی خاص ندارند و در سطح بلوک پراکنده‎اند. زون‎های لرزه‎خیز این بلوک، بیشتر در شمال و نیز در امتداد گسل‎های مرز خاوری، مانندگسل نهبندان، و باختری، مانند گسل نایبند، جای دارند، بیشتر زمین‎لرزه‎ها از نوع کم عمق با بزرگی متوسط ‎ هستند (بربریان، 1974).

 

توان اقتصادی بلوک لوت

در بلوک لوت تاکنون کانی‎سازی مس، سرب و روی، آنتیموان، جیوه و طلا از نوع رگه‎ای گزارش شده است که از آن جمله می‎توان به کانسار مس طلادار قلعه‎زری و کانسار آنتیموان، جیوه شوراب – کله‎نگینان اشاره کرد.

« منطقة معدنی بزمان »، واقع در حاشیة جنوبی بلوک لوت، بخشی از کمان ماگمایی حاصل از فرورانش پوستة اقیانوسی عمان به زیر مکران است که از اواخر کرتاسه پویا بوده است. در این منطقه، کانی‎سازی مس و طلا از نوع اسکارن و طلا، نقره، جیوه، مولیبدن از نوع گرمابی آتشفشانی و گرمابی پلوتون‎زاد دیده می‎شود که کانی‎سازی طلا و نقره در گیابان از آن جمله است (قربانی، 1381).

 

حوضة فلیشی خاور ایران
مقدمه

در پایانة خاوری ایران میانی، در حد فاصل دو گسل نهبندان (در باختر) و گسل هریرود (در خاور)، در گستره‎ای به وسعت 800 کیلومتر درازا و 200 کیلومتر پهنا، انباشته‎هایی ضخیم از نهشته‎های فلیش گونه وجود دارد که پی‎سنگ افیولیتی وابسته به پوسته‎های اقیانوسی دارند. پهنة مورد نظر که مراحل تکوین از پوستة اقیانوسی تا قاره‎ای را پذیرا شده، یکی از اشتقاق‎های نوع « تتیس جوان» است که از آن با نام‎هایی همچون کوه‎های خاور ایرانEast Iran Belt) ) (علوی، 1991)، زون گُسل بُرشی ایرانشهر – بیرجند (سامانی و اشتری، 1371)، زون نهبندان – خاش (نبوی، 1355)، منطقة ایرانشهر – بیرجند (ری‎یر و محافظ، 1972)، اوروکلین بلوچستان (کری، 1976)، زون زمیندرز سیستان (Sistan Suture Zone) (تیرول و همکاران، 1983) یاد می‎شود.

اگر چه دو گسل نهبندان و هریرود وضوح روشنی به مرزهای خاوری و باختری این پهنه داده‎اند ولی مرزهای شمالی و جنوبی آن چندان روشن نیست. پایانة شمالی این پهنه در اثر عملکرد گسل‎های امتداد لغز، شاخه‎ - شاخه می‎شود و پس از گرایش به سوی NWW تا جنوب بیرجند و بصیران ادامه می‎یابد. در مرز جنوبی نیز، روندهای N-S به راستای جنوب خاوری متمایل شده و در یک راستای خاوری – باختری، تا پاکستان ادامه می‎یابد. الگوی ساختاری گفته شده سبب شده تا (سامانی و اشتری، 1371) حوضة فلیشی خاور ایران را نوعی حوضة گسل ترادیس (Transform Fault basin) بداند که در شکل‎گیری آن عملکرد گسل‎های نهبندان و هریرود و همچنین چرخش بلوک لوت و هیرمند مؤثر بوده‎اند.

 

چگونگی و زمان پیدایش

تا دهه‎های گذشته حوضة فلیشی خاور ایران چندان شناخته شده نبود. در سال 1972، افتخارنژاد پیدایش این حوضة فلیشی را نتیجة یک کافت درون قاره‎ای میان دو بلوک لوت، در باختر و بلوک هیلمند در خاور دانست که در کرتاسة پیشین شکل گرفته و محلی شایسته برای جایگیری گوشتة اقیانوسی، انباشت نهشته‎های فلیش گونه بوده است. ولی، با سرانجام گرفتن اشتقاق خاور ایران، پوستة اقیانوسی به زیر پوستة قاره‎ای بلوک لوت فرورانش کرده و آمیزه‎های افیولیتی – فلیشی خاور ایران به وجود آمده است.

کمپ و گریفیس (1982) و تیرول و همکاران (1983) به حوضة فلیشی خاور ایران « زون زمیندرز سیستان Sistan Suture Zone » نام داده‎اند و بر این باورند که جدایش بلوک افغان، (بلوک هیلمند) از بلوک لوت در زمان سنومانین انجام گرفته که با جایگیری گوشته‎های اقیانوسی و انباشت‎ رسوب‎های فلیشی همراه بوده است. سن افیولیت‎های جنوب نصرت‎آباد به روش پتاسیم – آرگون، 60 تا 100 میلیون سال است که با کافت‎زایی سنومانین همخوانی دارد، (دلالوا و دسمونز 1980). بنا به گزارش نامبردگان، رسوب‏های سنومانین این پهنه در رخسارة گلوکوفان شیست دگرگون شده و به طور دگرشیب با سنگ‎های ماستریشتین نادگرگونی پوشیده شده‎اند. دگرگونی و دگرشیبی مورد سخن به آغاز فرورانش بلوک لوت به زیر بلوک افغان (بر خلاف نظر قبلی) نسبت داده شده است که در زمان ماستریشتین صورت گرفته و حاصل آن شکل‎گیری سنگ‎های آتشفشانی کلسیمی - قلیایی پالئوسن – ائوسن در حوضة فلیشی خاور ایران است. در ائوسن میانی، در اثر برخورد نهایی دو بلوک، فرورانش پایان گرفته است (شکل 2-17). از ائوسن میانی به بعد، تکاپوهای ماگمایی بیشتر از نوع قلیایی است، ولی، همچنان گدازه‎ها و توده‎های نفوذی کلسیمی - قلیایی نیز وجود دارد که به لحاظ خاتمة فرورانش، ماگماهای کلسیمی - قلیایی پس از ائوسن میانی، بیشتر باید نتیجة ذوب گوشتة بالایی باشند.

گفتنی است که گسترش بیشتر منشورهای فزاینده و سنگ‎های دگرگونی در بخش خاوری حوضة فلیشی و همچنین برونزدهای کلسیمی - قلیایی پالئوسن – ائوسن دلایلی هستند که به فرورانش بلوک لوت به زیر بلوک افغان اشاره دارند. با این حال، آتشفشانی‎های بخش شمالی لوت، به مقدار زیاد از نوع کلسیمی - قلیایی و یا از نوع بایمودال اند و از خاور به باختر، سن کمتری دارند. پس، شاید بتوان یک فرورانش دو سویه را برای زمیندرز خاور ایران پیشنهاد نمود.

 

تاریخچة چینه‎ای حوضة فلیشی خاور ایران

در حوضة فلیشی خاور ایران سنگ‎های قدیمی‎تر از کرتاسه رخنمون ندارد. پوسته‎های اقیانوسی، آتشفشانی‎های کرتاسة بالا، نهشته‎های فلیشی پالئوسن – ائوسن و سرانجام سنگ‎های ماگمایی (درونی – بیرونی) این ناحیه، به دلیل قرارگیری در یک زون برخوردی نظم چینه‎ای ندارند و در یک نگاه کلی، تیرول و همکاران (1983) سنگ‎های این پهنه را شامل دو مجموعة افیولیتی (مجموعـة « رَتوک» در باختر و مجموعة « نه » در خاور) و یک مجموعة رسوبی (سفیدابه) می‎دانند.(شکل 2-18)

جدا از پوسته‎های اقیانوسی، رخساره‎های سنگی بیشتر از نوع شیل و ماسه‎سنگ‎‎های دریایی کرتاسة پسین تا اواخر ائوسن است. نبود ردیف‎های رسوبی دریایی جوان‎تر از ائوسن، به حرکت‎های کوهزایی ائوسن – الیگوسن نسبت داده می‎شود که با رخداد زمین‎ساختی پیرنه قابل قیاس است. تکاپو‎های آتشفشانی کم است ولی مقداری سنگ آذرین بیرونی از نوع آندزیت با سنگ نهشته‎های فلیشی همراه است که رخساره‎های آتشفشانی – رسوبی را تداعی می‎کنند. افزون بر گدازه‎های آندزیتی، در پیرامون زاهدان و باختر میرجاوه، توده‎های گرانیتی – دیوریتی به درون فلیش‎ها تزریق شده‎اند که این خود نشانگرگرانیت‎زایی همزمان با کوهزایی پیرنئن است. فعالیت‎های ماگمایی ناحیه از زمان نئوژن تا کواترنر ادامه داشته است. در شمال باختری و باختر زابل گستره‎هایی وسیع از روانه‎ها و سنگ‎های آذر – آواری الیگوسن – میوسن وجود دارند. گدازه‎های کواترنر کهن سرتخت‎های بازالتی هستند که در امتداد گسل‎های عمده به سطح زمین رسیده‎اند. آتشفشان تفتــان جوان‎ترین تکاپوی ماگمایی است که در شرایط کنونی در مرحلة گوگردزایی است (شکل 6-14). نیاز به یادآوری است که توده‎های قلیایی و نیمه قلیایی این ناحیه مانند کوه لار، سیاستراگی، جنجا و عسگی میزبان کانسارهایی از نوع پورفیری مس، سرب، روی و طلا هستند (سامانی و اشتری، 1371). گاهی نیز کانی‎سازی به صورت دگرسانی اسید – سولفات و اپی‎ترمال است.

زمین‎ساخت حوضة فلیشی خاور ایران

الگوی ساختاری حوضة فلیشی خاور ایران، به لحاظ جایگیری میان دو ورق قاره‎ای لوت و هیلمند، و به ویژه چیرگی زمین‎ساخت برخوردی، بسیار پیچیده و نشانگر یک کوهزاد درون‎ قاره‎ای است. با این حال، به نظر می‎رسد که در این ناحیه، راندگی‎ها نقش اساسی دارند، به گونه‎ای که چین‎خوردگی سنگ‎ها پیامد عملکرد راندگی‎هاست. در بخش میانی حوضه، گسل‎های امتداد لغز راستگرد روند تقریبی شمالی – جنوبی و به سمت خاور شیب زیادی دارند. ولی در پایانه‎های شمالی وجنوبی به دلیل چرخش‎های راستگرد بلوک لوت و بلوک هیلمند، ضمن تغییر در روند ساختارها، سرشت گسل‎ها به طور عمده از نوع راندگی‎های همپوشان(Imbricate Thrusts) است. گفتنی است که اگرچه در بخش عمده‎ای از ایران، حرکت رو به شمال و شمال خاوری ورق عربستان - آفریقا دخالت دارد، ولی در حوضة فلیشی خاور ایران، حرکت رو به شمال و شمال باختری ورق هندوستان و پیامدهای ناشی از آن، مؤثر است به گفتة دیگر، عمدة ساختارهای این ناحیه را باید در شکل‎گیری اقیانوس هند جستجو کرد.

 

تاریخچة چینه‎ای حوضة فلیشی خاور ایران

در حوضة فلیشی خاور ایران سنگ‎های قدیمی‎تر از کرتاسه رخنمون ندارد. پوسته‎های اقیانوسی، آتشفشانی‎های کرتاسة بالا، نهشته‎های فلیشی پالئوسن – ائوسن و سرانجام سنگ‎های ماگمایی (درونی – بیرونی) این ناحیه، به دلیل قرارگیری در یک زون برخوردی نظم چینه‎ای ندارند و در یک نگاه کلی، تیرول و همکاران (1983) سنگ‎های این پهنه را شامل دو مجموعة افیولیتی (مجموعـة « رَتوک» در باختر و مجموعة « نه » در خاور) و یک مجموعة رسوبی (سفیدابه) می‎دانند (شکل 2-18)

جدا از پوسته‎های اقیانوسی، رخساره‎های سنگی بیشتر از نوع شیل و ماسه‎سنگ‎‎های دریایی کرتاسة پسین تا اواخر ائوسن است. نبود ردیف‎های رسوبی دریایی جوان‎تر از ائوسن، به حرکت‎های کوهزایی ائوسن – الیگوسن نسبت داده می‎شود که با رخداد زمین‎ساختی پیرنه قابل قیاس است. تکاپو‎های آتشفشانی کم است ولی مقداری سنگ آذرین بیرونی از نوع آندزیت با سنگ نهشته‎های فلیشی همراه است که رخساره‎های آتشفشانی – رسوبی را تداعی می‎کنند. افزون بر گدازه‎های آندزیتی، در پیرامون زاهدان و باختر میرجاوه، توده‎های گرانیتی – دیوریتی به درون فلیش‎ها تزریق شده‎اند که این خود نشانگرگرانیت‎زایی همزمان با کوهزایی پیرنئن است. فعالیت‎های ماگمایی ناحیه از زمان نئوژن تا کواترنر ادامه داشته است. در شمال باختری و باختر زابل گستره‎هایی وسیع از روانه‎ها و سنگ‎های آذر – آواری الیگوسن – میوسن وجود دارند. گدازه‎های کواترنر کهن سرتخت‎های بازالتی هستند که در امتداد گسل‎های عمده به سطح زمین رسیده‎اند. آتشفشان تفتــان جوان‎ترین تکاپوی ماگمایی است که در شرایط کنونی در مرحلة گوگردزایی است (شکل 6-14). نیاز به یادآوری است که توده‎های قلیایی و نیمه قلیایی این ناحیه مانند کوه لار، سیاستراگی، جنجا و عسگی میزبان کانسارهایی از نوع پورفیری مس، سرب، روی و طلا هستند (سامانی و اشتری، 1371). گاهی نیز کانی‎سازی به صورت دگرسانی اسید – سولفات و اپی‎ترمال است.

 

الگوی ساختاری حوضة فلیشی خاور ایران، به لحاظ جایگیری میان دو ورق قاره‎ای لوت و هیلمند، و به ویژه چیرگی زمین‎ساخت برخوردی، بسیار پیچیده و نشانگر یک کوهزاد درون‎ قاره‎ای است. با این حال، به نظر می‎رسد که در این ناحیه، راندگی‎ها نقش اساسی دارند، به گونه‎ای که چین‎خوردگی سنگ‎ها پیامد عملکرد راندگی‎هاست. در بخش میانی حوضه، گسل‎های امتداد لغز راستگرد روند تقریبی شمالی – جنوبی و به سمت خاور شیب زیادی دارند. ولی در پایانه‎های شمالی وجنوبی به دلیل چرخش‎های راستگرد بلوک لوت و بلوک هیلمند، ضمن تغییر در روند ساختارها، سرشت گسل‎ها به طور عمده از نوع راندگی‎های همپوشان(Imbricate Thrusts) است. گفتنی است که اگرچه در بخش عمده‎ای از ایران، حرکت رو به شمال و شمال خاوری ورق عربستان - آفریقا دخالت دارد، ولی در حوضة فلیشی خاور ایران، حرکت رو به شمال و شمال باختری ورق هندوستان و پیامدهای ناشی از آن، مؤثر است به گفتة دیگر، عمدة ساختارهای این ناحیه را باید در شکل‎گیری اقیانوس هند جستجو کرد.

 

لرزه‎زمین‎ساخت حوضة فلیشی خاور ایران

 از نگاه لرزه‎خیزی، بخش میانی حوضة فلیشی خاور ایران ، اطراف زاهدان، در سدة گذشته به طور کامل آرام بوده، اما بخش‎های شمالی و جنوبی آن لرزه‎زا است. در ناحیة نهبندان زمین‎لرزه‎ها از نوع کم ژرفا (35 – 0 کیلومتر) و بزرگی متوسط 6 – 5/3 هستند. زمین‎لرزه‎های بخش جنوبی، به ویژه اطراف تفتان، از نوع نیمه عمیق تا نزدیک به عمیق و بزرگی 7 – 5/3 هستند. پاره‎ای از کانون‎های زمین‎لرزه منطبق بر زون‎های تلاقی بلوک لوت در باختر است (بربریان، 1976).

 

توان اقتصادی کوه‎های خاور ایران

در حوضة فلیشی خاور ایران پی‎سنگ پوستة اقیانوسی است که با رسوبات جوان‎تر پوشیده شده و به طور معمول، ماگمازایی جوان‎تر هم برآن اثر کرده است. قربانی (1381) در این حوضه مناطق معدنی زیر را معرفی کرده است.

در « منطقة معدنی تفتان »، از متاسوماتیسم و دگرگونی پی‎سنگ اولترامافیک و مافیک کانی‎سازی از نوع چند سولفیدی از عناصر سرب و روی، مس، مولیبدن، نقره، طلا و آرسنیک دیده می‎شود. در ناحیة خارستان می‎توان محدوده‎های کانی‎سازی شدة سرب و روی نقره‎دار کوه زردان، سرب و روی مس و طلادار دیو چاه و کانی‎سازی سرب و روی و آنتیموان تیلویی را نام برد.

در « منطقة معدنی نهبندان – ایرانشهر »، کانی‎سازی کروم، مس، آهن، منگنز و طلا دیده می‎شود. کانی‎سازی منیزیت این منطقه متعدد و پر ارزش‎اند.

در « منطقة معدنی میرجاوه – بیرجند »، پیکره‎های افیولیتی همراهانی از کروم، منگنز و آزبست با خاستگاه ماگمایی دارند. افزون بر آن در مجموعة اولترامافیک، سنگ‎های ماگمایی و فلیش‎های ناحیة کانی‎سازی طلا و نقره، مس و روی، سرب و طلا، طلا و مس با خاستگاه اسکارنی – گرمابی وجود دارند.

در « منطقة زاهدان – سراوان »، محلول‎های گرمابی وابسته به توده‎های گرانیتوییدی موجب دگرسانی، متاسوماتیسم و دگرگونی همبری شده‎اند که با کانی‎سازی مس، سرب و روی، طلا، نقره و مولیبدن همراه‎اند.

 

توان هیدروکربنی ایران میانی

در شرایط کنونی، میدان‎های هیدروکربنی شناخته شدة ایران مرکزی محدود به دو تاقدیس البرز و سراجه، واقع در خاور شهرستان قم است. در این ساختارها، سازند آهکی قم، به سن الیگوسن – میوسن، با سنگ‎شناسی و جایگاه چینه‎نگاری همسان با سازند آهکی آسماری، سنگ مخزن و نهشته‎های تبخیری بخش پایینی سازند سُرخ بالایی، ‎پوش سنگ میدان را تشکیل می‎دهند. بنا بر گزارش افشارحرب (1380)، تاکنون 9 حلقه چاه اکتشافی در این دو تاقدیس حفر شده و ذخیرة خارج شده از میدان نفتی البرز، حدود 20 میلیون بشکه است. ذخیرة گازی میدان گازی سراجه که در خاور قم و در جنوب خاوری تاقدیس البرز قرار دارد، حدود 3/0 تریلیون فوت مکعب است.توان هیدروکربنی ایران میانی نمی‎تواند محدود به ناحیة قم باشد. سازند قم سایر نواحی ایران میانی، انباشته‎های شیلی – ماسه‎سنگی گروه شمشک و همچنین ردیف‎های ژوراسیک بلوک طبس، از نظر توان هیدروکربنی شایستة بررسی هستند.

 

ایران شمالی
توضیح: ایران شمالی شامل نواحی واقع در شمال زمیندرز تتیس کهن است. سازوکار ساختاری این نواحی یکسان نیست و قابل تقسیم به پهنة فشارشی « کپه‎داغ » در خاور و پهنة کششی « خزر جنوبی » در باختر است.

 

کپه‎داغ
مقدمه

پهنة رسوبی – ساختاری کپه‎داغ شامل کوه‎های هزار مسجد در شمال خاور ایران است که در یک راستای WNW تا ESE، از خاور دریای خزر آغاز و پس از عبور از ترکمنستان و ایران، وارد خاک افغانستان می‎شود. در نتیجه، کپه‎داغ به عنوان یک میدان گازی بزرگ بین سه کشور ایران، ترکمنستان و افغانستان مشترک است. میدان‎های گازی بسیار عظیم خانگیران در ایران، دولت‎آباد – دونمز، شاتلیک، گازلی، بایران علی و مهری در ترکمنستان و گوگر در افغانستان، در این حوضه کشف شده‎اند (افشارحرب، 1380).

از نگاه جغرافیایی و کوه‎نگاری، کپه‎داغ بخشی از ادامة خاوری کوه‎های البرز است، ولی ویژگی‎های زمین‎شناختی و ساختاری آن نسبت به نواحی مجاور متفاوت است (نبوی، 1355).مرز شمالی این پهنه با فلات توران، منطبق بر گسل عشق‎آباد است که روند N 310 درجه دارد. در بارة مرز جنوبی کپه‎داغ، دیدگاه‎ها متفاوت است، ولی این مرز با رخنمون‎های ناپیوستة منشورهای برافزایندة ‎تتیس کهن مشخص می‎شود که در شمال خاوری فریمان (سفیدسنگ) و جنوب باختری مشهد برونزد دارند (شکل 7-1).

از نگاه ریخت‎شناسی، کپه‎داغ منطقه‎ای کوهستانی است که فازهای آلپ پایانی در شکل‎گیری سیمای امروزی آن نقش اساسی داشته‎اند. ریخت‎شناسی منطقه، جوان است و توپوگرافی ناحیه، رابطه‎ای مستقیم با ساختارهای زمین‎شناسی دارد. به طور معمول، تاقدیس‎ها ارتفاعات، و ناودیس‎ها دشت‎های میان‎کوهی را می‎سازند و سازندهای کربناتی مزدوران (ژوراسیک بالایی) و تیرگان (کرتاسة پایینی) واحدهای سیما ساز منطقه هستند. دشت‎های سرخس، گرگان، مشهد – قوچان و شیروان – بجنورد از نواحی فروافتادة کپه‎داغ‎اند.

جدا از میدان‎های عظیم گازی، جای گیری پهنة کپه‎داغ در فصل مشترک دو ابرقارة اوراسیا و گندوانا سبب شده تا این پهنه مورد توجه خاص زمین‎شناسان باشد. گریسباخ (1881)، شرکت نفت امیرانین (1938)، کلاپ (1940)، گانسر (1951)،‌گُلدشمیت (1952)، پَرَن (1335)، انصاری (1340) و از 1341 به بعد افشار حرب، پژوهشگرانی هستند که به زمین‎شناسی کپه‎داغ پرداخته‎اند که از آن میان افشار حرب بیشترین سهم را دارد.

 شرایط رسوبگذاری و رخدادهای زمین‎ساختی حاکم بر پهنة کپه‎داغ شباهت به پهنة زاگرس دارد که از آن جمله می‎توان به زمان چین‎خوردگی نهایی، روند عمومی چین‎ها، نبود تکاپو‎های ماگمایی، یکسان بودن رژیم‎های فشارشی و ... اشاره کرد.

 

بحثی دربارة موقعیت ساختاری کپه‎داغ

اگرچه در بسیاری از گزارش‎های زمین‎شناسی، کپه‎داغ را لبة جنوبی ورق توران و بخشی از ابرقارة اوراسیا دانسته‎اند، ولی در حال حاضر در بارة جایگاه این پهنه دو دیدگاه متفاوت زیر وجود دارد.

الف) نظریة اوراسیایی: بر پایة این نظریه که طرفداران فراوان دارد، در ناحیة آق‎دربند نهشته‎های لیاس با دگرشیبی آشکار بر روی ردیفی از نهشته‎های آذرآواری با ساخت پیچیده و به سن تریاس میانی – بالایی جای دارند. ردیف‎های تریاس میانی – بالایی، خود بر روی ضخامت زیادی از آواری‎های سُرخ‎رنگ نشسته‎اند که ظاهری شبیه به مولاس‎های پرمین بالایی – تریاس زیرین فلات توران دارند و به طور دگرشیب، پی‎سنگ هرسی‎نین را می‎پوشانند و با رخساره‎های کربناتی – سکوی دیگر نواحی ایران تفاوت‎ دارند. بدین‎سان، این گروه از زمین‎شناسان، کپه‎داغ را بخشی از ابرقارة اوراسیا و سنگ‎های اولترامافیک ناحیة مشهد را بقایای اقیانوسی می‎دانند که دو صفحة توران (اوراسیا) و ایران (گندوانا) را از یکدیگر جدا و به سوی خاور، در امتداد گسل هرات، تا هندوکش ادامه داشته است.

ب) نظریة گندوانایی: بر خلاف طرفداران نظریة اوراسیایی، افتخارنژاد (1370) سنگ‎های پرکامبرین پسین – پالئوزوییک ناحیة رباط قره‎بیل را همسان سنگ نهشته‎های همزمان در ایران مرکزی و البرز خاوری می‎داند و بر این باور است که سکوی اپی کاتانگایی پالئوزوییک صفحة ایران در سرتاسر و یا بخشی از کوه‎های کپه‎داغ وجود دارد. در ضمن رخسارة سنگ‎های دونین و کربنیفر پنجرة فرسایشی آق‎دربند را همسان سازندهای جیرود و مبارک البرز مرکزی می‎داند و بدین‎سان نتیجه می‎گیرد که پی‎سنگ پهنة کپه‎داغ متعلق به هرسی‎نین توران (اوراسیا) نیست، بلکه دنباله‎ای از پی‎سنگ آفریقا – عربستان است و لذا مرز میان سکوی ایران و پهنة هرسی‎نین توران را در شمال کوه‎های کپه‎داغ و در خارج از ایران می‎داند.جدا از دو نظریة اوراسیایی و گندوانایی، وجود توربیدیت‎های دانه ریز، رادیولاریت، چرت، روانه‎های بالشی و سنگ‎های اولترامافیک خاور روستای سفیدسنگ واقع در جنوب خاوری مشهد، به سن پرمین پسین و گاهی پرمین میانی، نشان می‎دهد که در اواخر کربنیفر و اوایل پرمین، در بخش شمال خاوری ایران، یک کافت درون قاره‎ای به وجود آمده و دست کم از آن زمان به بعد، کپه‎داغ به عنوان یک حوضة رسوبی مستقل، شرایط رسوبی و زمین‎ساختی ناهمسانی با ایران مرکزی و البرز خاوری داشته است.

 

تاریخچه چینه‎ای کپه‎داغ

در کپه‎داغ، پی‎سنگ پیش از ژوراسیک، تنها، در شمال فرونشست تربت ‎جام – فریمان و پنجرة فرسایشی آق‎دربند دیده می‎شود. از این رو، بررسی رویدادهای پیش از ژوراسیک میانی تا اندازه‎ای دشوار است. از سوی دیگر، فرسایش ژرف در مرکز و باختر منطقه، اطلاع از رویدادهای آشکوب ماستریشتین به بعد را نیز دشوار می‎نماید.

در کتاب زمین‎شناسی کپه‎داغ، (افشار حرب، 1373) نواحی گرگان، جاجرم و اسفراین بخشی از قلمروی کپه‎داغ دانسته شده و در توصیف و تجزیه و تحلیل جغرافیایی دیرینة آن به واحدهای سنگ‎چینه‎ای، به سن کامبرین به بعد اشاره می‎شود که رخساره‎ای همسان با ایران مرکزی و البرز دارند.

همسانی سنگ‎شناختی واحدهای سنگ‎چینه‎ای تا بدانجا است که حتی برای واحدهای سنگ‎چینه‎ای پالئوزوییک کپه‎داغ از واژه‎های سازندی ایران مرکزی و البرز استفاده شده است.پذیرش دیدگاه افشار حرب، تأییدی بر نظریة گندوانایی کپه‎داغ است. ولی، یافته‎های زمین‎شناسی گویای آن است که پاره‎ای از رخساره‎های سنگی کپه‎داغ، رخنمون یافته در نواحی بینالود، جنوب بجنورد، جنوب گرگان، ورقه‎های نابرجایی هستند که در پیامد حرکت‎های آلپی و در نتیجه گسلش‎ راندگی به روی حاشیة شمالی البرز رانده شده‎اند.

در پنجرة فرسایشی آق‎دربند، کهن‎ترین سنگ‎های فسیل‎دار شامل ردیفی از شیل، سنگ‎آهک و سنگ‎های آتشفشانی - رسوبی است که عضوهای آهکی آن حاوی کنودونت‎های شاخص دونین بالا است. بر روی سنگ‎های دونین، ردیفی از مرمرهای سفید رنگ نشسته که به باور روتنر (1983) موقعیت نابرجا، و سن پرکامبرین پسین دارند. افتخارنژاد (1366)، مرمرهای گفته شده را به دلیل داشتن سنگواره‎های شاخص، به سن دونین بالا – کربنیفر و قابل قیاس با « سازند مُبارک » می‎داند و عامل دگرگونی را به سیمرین پیشین نسبت می‎دهد.

 نبوی (1355)، سنگ‎های تریاس آق‎دربند را نا دگرگونه می‎داند و لذا مرمری شدن کربنات‎ها را به رویداد زمین‎ساختی کالدونین نسبت می‎دهد. در زمان پرمین، در ننیجة یک اشتقاق، کپه‎داغ از ورق ایران جدا و شرایط لازم برای جایگیری پوسته‎های اقیانوسی و ردیف‎های ژرف پلاژیک به سن پرمین، فراهم شده است که رخنمون‎های ناپیوسته و دگرگونی آن را می‎توان در امتداد زمیندرز تتیس کهن، در جنوب باختری و خاوری مشهد دید.سنگ‎های تریاس ناحیة آق‎دربند، به دلیل عملکرد سه دورة فرسایشی کوتاه، شامل سه چرخة رسوبی جداگانه است که به مجموعة آنها « گروه آق‎دربند » نام داده شده است. سنگ رخسارة بخش پایینی و میانی این گروه با دیگر نواحی ایران تفاوت آشکار دارد و به ظاهر یادآور رخساره‎های تریاس ورق توران و نشانگر چیرگی شرایط رسوبی ویژه و حوضة رسوبی مستقل و جدا از دیگر نواحی ایران است.

ردیف‎های تریاس بالای کپه‎داغ، همانند دیگر نواحی ایران، از نوع انباشته‎های شیلی و ‎ماسه سنگ‎های زغالدار است که با دگرشیبی بر روی سنگ‎های کهن‎تر نشسته‎اند. همانندی ردیف‎های تریاس بالای کپه‎داغ با ردیف‎های همزمان در البرز و ایران مرکزی می‎تواند نشانة سرانجام گرفتن کافت جنوب کپه‎داغ و پیوند دوبارة کپه‎داغ و ورق ایران باشد. شیل و ‎ماسه‎سنگ‎‎های تیره‎رنگ سازند کشف‎رود، به سن لیاس – باژوسین، یادآور نهشته‎های پیش‎خشکی لیاس – ژوراسیک میانی (سازند شمشک) ایران میانی و شمالی است. ولی، کشف‎رود چند تفاوت عمده با سازند شمشک دارد.

مدنی (1977)، سازند کشف‎رود را نوعی فلیش توربیدیت می‎داند که بخشی از آن در حوضه‎های ژرف رسوبی (گاهی بیش از 1000 متر) ته‎نشین شده در حالی که، سازند شمشک معرف حوضه‎های پیش‎خشکی است. بررسی جغرافیای دیرینة زمان باژوسین پسین – کرتاسة پایانی گویای آن است که جدا از پیشروی و پسروی‎های محلی، در این فاصلة زمانی، محیط رسوبی کپه‎داغ از نوع دریای باز بوده و از این نگاه، همسانی کافی با دیگر نواحی ایران دارد. برای نمونه می‎توان به همسانی نهشته‎های ژوراسیک میانی – بالایی و سنگ‎های کرتاسه اشاره کرد که با تغییرهای ناچیز، با رخسارة سنگی و زیستی مشابه، در بسیاری از نقاط صفحة ایران وجود دارد. در آغاز پالئوسن همة حوضه، خشکی بوده است.

 در آغاز پالئوسن پسین دریا به صورت جداگانه از شمال خاور و شمال باختر آغاز به پیشروی کرده ولی خشکی کم شیب و کم ارتفاعی در شمال بجنورد میان دو دریا وجود داشته است (افشار حرب، 1373). از اوایل ائوسن پسین، دریا آغاز به عقب‎نشینی کرده و تنها در نواحی سرخس و درگز تداوم دریا از ائوسن به الیگوسن گزارش شده است. از اواسط الیگوسن پیشین به بعد، دریا به طور کامل پس‎نشسته و فقط در زمان نئوژن حوضه‎های میان کوهی، شکل گرفتند. گفتنی است که ضخامت سنگ‎های لیاس – الیگوسن کپه‎داغ، حدود 6000 متر برآورد می‎شود و با وجود تداوم ظاهری رسوب‏گذاری، مطالعة دیرینة جغرافیای کپه‎داغ، نشان می‎دهد که همزمان با فازهای کوهزایی و زمین‎زایی، شواهدی از پیشروی و پسروی مکرر دریا وجود دارد. افشار حرب به 21 بار ترک دریا اشاره دارد که در روند آن همه و یا بخشی از کپه‎داغ از آب خارج و محیط‎های خشکی و یا مردابی چیره شده‎اند.

ضخامت زیاد سنگ‎های رسوبی دریایی و نبود تکاپو‎های آذرین، کپه‎داغ را پس از زاگرس مناسب‎ترین حوضه برای تشکیل و تجمع هیدروکربن ساخته است. کشف میدان‎های عظیم هیدروکربنی در این حوضه، درستی این دیدگاه را نشان می‎دهد.

 

زمین‎ساخت کپه‎داغ

در بسیاری از گزارش‎های زمین‎شناسی الگوی چین‎خوردگی کپه‎داغ با پهنة زاگرس مقایسه شده است چرا که، بیشتر چین‎ها نامتقارن، ممتد و کم و بیش با یکدیگر موازی هستند و در یک روند NW - SE آرایش یافته‎اند. گفتنی است که در پیشانی جنوب باختری، چین‎ها شدت بیشتری دارند ولی به سمت خشکی توران، چین‎ها بازند و سرانجام از بین می‎روند.

با استناد به شواهدی مانند بالا بودن شدت چین‎خوردگی در جبهة جنوبی و همچنین نامتقارن و پرشیب بودن پهلوی جنوب باختری چین‎ها، به نظر می‎رسد حرکت ورق ایران به سمت کپه‎داغ، در چین‎خوردن رسوب‎ها نقش اساسی‎تری داشته است. چنین حرکتی سبب تغییر سازوکار گسل‎های پی‎سنگ از نرمال به راندگی، با شیب به سمت شمال، و همچنین زایش گسل‎های امتداد لغز شده که جهت جابه‎جایی زوج‎های گسلی با راستای فشارش بر کمربند چین‎خوردة کپه‎داغ منطبق است.

جدا از پیشروی و پسروی وابسته به حرکت‎های خشکی‎زایی، نبود ردیف‎های دریایی جوان‎تر از ائوسن می‎تواند نشانگر عملکرد رخداد پیرنه باشد که بر دیرینه جغرافیایی ناحیه اثر درخور توجه داشته است. ولی، یقین بر این است که الگوی چین‎خوردگی کنونی کپه‎داغ حاصل عملکرد رخداد کوهزایی اواخر پلیوسن است. فشردگی کپه‎داغ، با کوتاه‎ شدگی پوسته همراه است که میزان آن با در نظر گرفتن 70 کیلومتر پهنای کنونی، حدود 15 درصد است.

از نظر زمان تشکیل و سازوکار حرکتی، گسل‎های کپه‎داغ را می‎توان به دو گروه تقسیم کرد. گروه نخست گسل‎های همزمان با فرونشست حوضه است که به طور عموم روند خاوری – باختری و یا شمال خاوری – جنوب باختری دارند، و در آغاز، سازوکار حرکتی نرمال داشته‎اند ولی پس از برقراری رژیم‎های فشارشی به انواع برگشته با شیب رو به شمال تبدیل شده‎اند. گروه دوم گسل‎ها، محور چین‎ها را قطع می‎کنند و از نوع همگرا هستند که ممکن است امتداد لغز راستگرد، با روند شمال باختری، و یا امتداد لغز چپگرد، با روند شمال خاوری، باشند. گسل‎های امتداد لغز راستگرد، در مقایسه با انواع چپگرد، طول و توان لرزه‎خیزی بیشتر دارند.

 

لرزه‎زمین‎ساخت کپه‎داغ

رخداد زمین‎لرزه‎های متعدد همراه با گسلش سطحی نشانگر آن است که کمربند چین‎خوردة کپه‎داغ از زمان بازپسین فعالیت‎های آلپی تاکنون تحرک داشته‎ و موجب ویرانی شهرهایی مانند قوچان شده است. به عقیدة مکنزی (1972)، زون لرزه‎خیز کپه‎داغ، ادامة جنوب خاوری نوار لرزه‎خیز قفقاز – خزر است. جدا از زمین‎لرزه‎های شناخته شده و گسلش‎های کواترنر، آبرفت‎های پلکانی موجود در امتداد رودخانه‎ها، به ویژه رودخانة کشف‎رود، معرف فعالیت‎های جوان پهنة کپه‎داغ‎‎اند. مطالعة کانون زمین‎لرزه‎های کپه‎داغ نشان می‎دهد که:

* زمین‎لرزه‎ها بیشتر در مرز جنوبی و مرز شمالی کپه‎داغ متمرکزند.

* بخش‎های جنوب خاوری و خاور کپه‎داغ چندان لرزه‎زا نیست.

* زمین‎لرزه‎های کپه‎داغ بیشتر از نوع کم ژرفاست.

* کانون‎یابی زمین‎لرزه‎های سال‎های 1871، 1893 و 1929 نشانگر آن است که این زمین‎لرزه‎ها با گسل‎های عمدة راستالغز نواحی مرکزی و خاوری کپه‎داغ همسویی دارند.

* زمین‎لرزه‎های سال‎های 1959، 1970 و 1972 نشان دهندة یک زون لرزه‎خیز با راستایNE–SW هستند.

* رها شدن انرژی در گسل‎های همگرا متفاوت است، آن‎گاه که یک گروه به آستانة جنبش می‎رسند، گروه دیگر در حال انباشت نیرو هستند. بنا به نوشتة چالنکو (1972) تا پیش از سال 1945، زمین‎لرزه‎ها همروند با گسل‎های NNW بوده‎اند حال آن که پس از آن، زمین‎لرزه‎ها، در راستای گسل‎های NNE هستند.

 

توان اقتصادی کپه‎داغ

در بخش ایرانی کپه‎داغ، ردیف‎های هم‎ارز با سازندهای مُبارک و شمشک دارای توان هیدروکربنی هستند (افشارحرب، 1380). ولی، ژرف‎ترین افق حفاری و لایة آزمایش شده، سازند مزدوران است. در بخش‎های بالایی سازند کشف‎رود نیز دو حلقه چاه حفر شده که نشانه‎هایی از گاز دارند.

دو میدان گازی خانگیران و گنبدلی در ناحیة سرخس و گاز غیر اقتصادی تاقدیس قزل‎تپه، در ناحیة گرگان، از جمله میدان‎های گازی کپه‎داغ‎اند.میدان گازی بسیار عظیم خانگیران، در تاقدیس خانگیران است که 35 کیلومتر پهنا دارد. سنگ مخزن اصلی خانگیران سازند مزدوران است و ماسه‎سنگ‎‎های سازند شوریجه مخزنی درجه دوم را تشکیل می‎دهند. پوش‎سنگ هر دو مخزن را رس سنگ‎های سُرخ‎رنگ تشکیل می‎دهند. گاز مخزن مزدوران ترش و گاز مخزن شوریجه شیرین است. گاز مخزن مزدوران پس از پالایش و گوگرد زدایی سوخت شهرهای مشهد، قوچان، شیروان، بجنورد و سوخت نیروگاه نکا را تأمین می‎نماید.زغالسنگ (معدن آق‎دربند)، آثاری از جیوه در حاشیة شمالی و آثاری از طلا همراه با پیریت در سازند چمن‎بید از کپه‎داغ گزارش شده که در حال حاضر چندان اقتصادی نیستند.

 

فرونشست خزر
مقدمه

به جز افتخارنژاد (1359)، دیگر زمین‎شناسان، فرو نشست خزر را منحصر به محیط آبی این دریا دانسته‎اند. ولی، بررسی ردیف‎های رسوبی جنوب دریای خزر، در حد فاصل گنبد کاووس تا دشت مغان نشان می‎دهد که نهشته‎های میوسن میانی به بعد این نواحی، گاه با حدود 4500 متر ستبرا، بیشتر آواری و لب شورند و تفاوت آنها با رسوب‎های هم زمان در البرز چشمگیر است. به گفتة بهتر، ستبرای رسوبات، سرشت رخساره‎های سنگی و زمین‎ساخت مناطق مذکور، مؤید عمل دوگانة بر پایی البرز و فروافتادگی نواحی میان گسل شمال البــرز و گسل آپشرون - بالکان است. از این رو تقسیم فـرونشست خزر به دو بخش جــداگانة « حاشیة جنوبی دریای خزر » و « حوضة خزر جنوبی » به منطق نزدیک‎تر است چرا که به احتمال در اولی پی‎سنگ گرانیتی و در دومی بازالتی است.

 

حاشیة جنوبی خزر

از زمان پالئوسن، به گفتة دقیق‎تر از میوسن میانی، همزمان با تکوین کوه‎های آلپ، دریای تتیس به دو حوضة جدا از هم تقسیم شده است. حوضة جنوبی، که دریای مدیترانة کنونی را تشکیل می‎دهد با اقیانوس اطلس در ارتباط بوده است.. حوضة شمالی، که محیطی لب شور بوده حوضة بستة پاراتتیس را به وجود ‎آورده که به جز در مقاطع زمانی کوتاه با دریاهای باز (مدیترانه) ارتباطی نداشته است.حوضة پاراتتیس از درة رودخانة رن در جنوب خاوری فرانسه تا ترکمنستان گسترش داشته که با تحول و تکوین کوه‎های آلپ، کارپات، بالکان، پونتید، قفقاز، کپـــه‎داغ و البـرز به سه حوضـة کوچک‎تر « باختـــری »، « مرکزی » و « خاوری » تقسیم شده است که از میان آنها پاراتتیس خاوری نواحی واقع در شمال کریمه، قفقاز، دریای سیاه، دریاچة خزر، دریاچة آرال و ترکمنستان را زیر پوشش داشته است.

بدین‎سان سراسر دریای خزر به طور اعم، و بخش جنوبی آن از گنبد کاووس تا بندرانزلی، شمال آستارا و حتی دشت مغان، به طور اخص، از جمله نواحی هستند که از میوسن میانی به بعد، با پاراتتیس خاوری پوشیده می‎شده‎اند. بخش بیشتر این نوار ساحلی با رسوبات دلتایی، رودخانه‎ای و ساحلی عهد حاضر پوشیده شده است و لذا، جدا از رخنمون‎های محدود، بخش درخور توجهی از اطلاعات، مربوط به حفاری‎های نفتی است.

 در سال 1355، نبوی به ناحیة موردنظر « زون گرگان – رشت» نام داد و با توجه به شیست‎های کم دگرگونة جنوب گرگان، تاریخچة پیدایش آن را پرکامبرین دانست.

افتخارنژاد (1359)، نخست آتشفشانی‎های دگرگون شده، شیست‎ها و افیولیت‎های غرب اسالم و اهر را به سن ژوراسیک و دنبالة پی‎سنگ خزر دانست ولی در مطالعات بعدی (1371) مجموعه‎های گرگان- اسالم- اهر را فلس‎های رورانده به سن کربنیفر – پرمین و برونزد آنها را محل زمیندرز تتیس کهن دانست.

علوی (1991) حاشیة جنوبی دریای خزر را دنبالة باختری کپه‎داغ و لبة جنوبی صفحة توران می‎داند. حفاری‎های نفتی نشان می‎دهند ردیف‎های سنوزوییک نوار جنوبی دریای خزر متعلق به پاراتتیس خاوری است که به دلیل فرونشینی بستر و به ویژه افت سطح آب، ساحل قدیمی را رها کرده است.

 

تاریخچة چینه‎ای حاشیة جنوبی خزر

بیشتر مخازن نفتی شمال ایران در نهشته‎های پلیوسن – کواترنر حاشیة دریای خزر تشکیل شده‎اند به همین دلیل، این انباشته‎ها ارزش اقتصادی دارند. و می‎توان آنها را در نواحی دشت گرگان، مازندران، گیلان و دشت مغان دید.دشت گرگان، تحت تأثیر پیشروی و پسروی‎های دریای میوسن و خزر قدیمی قرار داشته و ضخامت رسوب‎ها به سرعت از چند ده متر، در خاور دشت، به بیش از سه هزار متر در خاور دریای خزر، می‎رسد. در این دشت نهشته‎های آشکوب سارماسین گسترده‎اند ولی ردیف‎های پونسین وجود ندارد. نهشته‎های پلیوسن دشت گرگان شامل نهشته‎های دو آشکوب چلکانین، (پلیوسن زیرین – میانی) و آقچه‎گیلین (پلیوسن بالایی) است (موسوی روحبخش، 1380) که با رخساره‎های خزری کواترنر پوشیده شده‎اند. در دشت مغان، به ویژه در نواحی گرمی و پارس‎آباد، ردیف‎‎های نئوژن، گستردگی زیاد دارند. در این دشت، نهشته‎های آشکوب سارماسین زیرین و میانی بیشتر از نوع رس‎های قهوه‎ای، مارن‎های سیلیسی گچ‎دار و کمی آهک است که حدود 2500 متر ضخامت دارند. ردیف‎های سارماسین بالایی و همچنین پلیوسن زیرین در دشت مغان گزارش نشده ولی نهشته‎های پلیوسن بالایی با 500 متر ستبرا متشکل از مارن‎های صدف‎دار در زیر و مارن‎های ماسه‎دار در بالا هستند که کمی توف و کنگلومرا نیز دارند.

نهشته‎های کواترنری مغان از نوع پادگانه‎های آبرفتی و مخروط افکنه‎های عهد حاضر هستند که به طور مستقیم بر روی نهشته‎های پلیوسن بالایی (سازند آقچه‎گیل) قرار دارند. با توجه به تاریخچة چینه‎ای، می‎توان نتیجه گرفت که از آغاز پالئوسن تا میوسن پسین، در ناحیة مُغان، هیچ جنبش کوهزایی وجود نداشته است. نخستین فاز کوهزایی هم‎زمان با رخداد آتیکن بوده که در اواخر میوسن رخ داده و بر اثر آن، رسوب‎های کهن چین‎خورده‎اند و رسوب‎های جوان ، سازند آقچه‎گیل، به صورت دگرشیب روی آنها قرار گرفته‎اند. بر اثر این فاز، رسوب‎های پلیوسن آغازین (سازند چلکن) در دشت مُغان تشکیل نشده‎اند (زواره‎ای و مغفوری مقدم، 1379).

 

خزر جنوبی
مقدمه

دریای خزر با وسعتی در حدود 436 هزار کیلومترمربع، باقیمانده‎ای از دریای پاراتتیس است که در حدود 11 هزار سال پیش از دریای سیاه و مدیترانه جدا و شکل کنونی را پیدا کرده است. در بسیاری از گزارش‎ها، این محیط آبی را به بخش‎های شمالی، مرکزی و جنوبی تقسیم کرده‎اند که توسط گسل‎های عمدة پی‎سنگی از یکدیگر جدا شده‎اند. بخش شمالی با روند تقریبی شمالی – جنوبی، بر روی پی‎سنگ نیمة اقیانوسی است که در سکوی پرکامبرین روسیه توسعه یافته است. بخش مرکزی، ضمن داشتن روند شمال باختری، پی‎سنگ هرسی‎نین با خاستگاه قاره‎ای دارد. در بخش جنوبی (خزر جنوبی) پی‎سنگ بازالتی است و 15 تا 20 کیلومتر ضخامت دارد.

از نگاه زمین‎شناسی، فروافتادگی خزر جنوبی، نوعی ساختار کشیدگی (Pull – Apart) ، قطعه‎ای از پوستة اقیانوسی فرورانده نشده با وضعیت نابهنجار است که از شمال به گسل آپشرون – بالکان، از باختر به گسل آستارا (تالش) و از جنوب به گسل خزر محدود است (شکل 2-19). مُر و مُدبری (1380)، فرونشست خزر جنوبی را به عنوان یک سیستم کافت وامانده (Failled Rift ) تعریف کرده‎اند که در امتداد زمیندرز برخوردی تریاس قرار گرفته و تکامل آن به احتمال، به دلیل حرکات برخوردی کرتاسة پسین (بسته شدن اقیانوس سوان – اکرا – قره‎داغ) پایان یافته است. به نظر بربریان (1361)، مرز جدایش حاشیة باختری و جنوبی فرونشست خزر جنوبی با کوه‎های تالش توسط گسل معکوس خزر کنترل می‎شود. عملکرد این گسل، باعث فراخاست رسوبات دامنة شمالی البرز شده به گونه‎ای که رسوبات پالئوزوییک دامنة شمالی البرز در کنار رسوبات کواترنر ساحل جنوبی خزر است. گفتنی است که فشارش پلیوسن - پلیستوسن و عملکرد گسل‎های راندگی سبب شده که در حال حاضر نهشته‎های میوسن دریای خزر، در ارتفاع 2000 متری و نهشته‎های پلیوسن در ارتفاع 1000 متر باشند. بررسی ویژگی‎های لرزه‎زمین‎ساختی خزر جنوبی نشان دهندة چیرگی رژیم زمین‎ساختی فشاری بر ناحیه است.

 

تاریخچة چینه‎ای خزر جنوبی

داده‎های ژئو‎فیزیکی نشان می‎دهند که در حوضة خزر جنوبی، بر روی یک پی‎سنگ بازالتی، به ضخامت 15 تا 20 کیلومتر، توالی ستبری از پوشش رسوبی چین نخورده وجود دارد که بین 15 تا 25 کیلومتر ضخامت دارد (شکل 2-20) .

در ژرفای 8 تا 12 کیلومتری پوشش رسوبی رویی، تغییراتی در طول امواج لرزه‎ای دیده می‎شود. چنین می‎نماید که رسوبات واقع در زیر این سطح (8 تا 12 کیلومتر)، سن مزوزوییک و پالئوژن دارند و در روی این سطح، سن رسوبات نئوژن – کواترنر و ضخامت آنها 5 تا 8 کیلومتر است. بیشترین رسوبات گودال خزر جنوبی در طی دوره‎های پلیوسن و کواترنر (5/1 تا 2کیلومتر) انباشته شده است و رسوبگذاری با فرونشینی سریع بستر و با فراخاست، چین‎خوردگی و روراندگی‎کوه‎های حاشیة جنوبی همزمان بوده است. شوخرت (1978)، سرعت رسوبگذاری در زمان سنوزوییک را حدود 1/0 میلیمتر در سال تعیین کرده ولی، موسوی روحبخش (1380)، سرعت رسوبگذاری را حدود یک میلیمتر و بیشتر می‎داند. گفتنی است در حالی که ستبرای رسوبات نئوژن – کواترنر حوضة خزر به 10 کیلومتر می‎رسد، رسوبات مذکور در دامنة شمالی البرز تنها 800 متر ضخامت دارند.

 

زمان و چگونگی تشکیل

دربارة زمان و چگونگی پیدایش خزر جنوبی دیدگاه‎ها بسیار متفاوت و گاه در تضاد با یکدیگرند. به همین دلیل، زمان و چگونگی تشکیل خزر جنوبی به درستی دانسته نیست.

از نگاه دیرینه جغرافیا و بر پایة گزارش آندروسف (1932) در اوایل سنوزوییک و کمی پیش از آن، به جای دریای سیاه، دریای خزر و آرال کنونی، دریای گستردة دیگری به نام پاراتتیس وجود داشت، ولی، در میانه‎های میوسن، پس از شکل‎گیــری رشته کوه‎های آلپ، کارپات، بالکان، قفقـاز و کوه‎های آسیای صغیـــر، پاراتتیس به حوضه‎های جداگانه‎ای تقسیم شدکه دریای خزر یکی از آنهاست. در اوایل کواترنر، همزمان با دوره‎های بین یخبندان، بار دیگر دریای خزر و سیاه با یکدیگر پیوند داشته‎اند ولی پس از سپری شدن دوره‎های پرآبی، این ارتباط دوباره قطع شده است.

دربارة چگونگی پیدایش خزر جنوبی، می‎توان به دیدگاه‎های زیر اشاره کرد:

*آپالوسکی (1957)، پیدایش خزر جنوبی را نتیجة عملکرد یک گسل چپگرد در زمان ژوراسیک پسین – کرتاسة پیشین می‎داند که در انتهای جنوب خاوری آن فرورفتگی دریای خزر و در انتهای شمال باختری آن دریای سیاه ایجاد شده است.

* بسیاری از زمین‎شناسان روس، ویژگی شبه پوستة اقیانوسی خزر جنوبی را نتیجة شناورشدن پوستة قاره‎ای به درون گوشته و غنی شدن آن از مواد فرومنیرین می‎دانند.

* اشتوکلین (1975) خزر جنوبی و پی‎سنگ بازالتی آن را باقیماندة تتیس کهن می‎داند.

* رضوانف (1980)، پی‎سنگ خزر جنوبی را یک تودة سخت و قاره‎ای و یک زون با کافت مکرر می‎داند و اقیانوسی بودن پی‎سنگ را ‎ باور ندارد.

* بربریان (1983)، فرونشست خزر جنوبی و تشکیل پوستة اقیانوسی را حاصل دو فاز کششی در مزوزوییک و ترشیری می‎داند. با وجود این، ضخامت زیاد پی‎سنگ (15 تا 20 کیلومتر) پذیرفتن آن را به عنوان بازمانده‎ای از یک پوستة سادة اقیانوسی دشوار می‎نماید، چـرا که پوسته‎های اقیانوسی عادی بسیار نازک‎تر (7 – 5 کیلومتر) و چگال‎ترند و به همین رو از نظر گرانشی، ناپایدارند. ستبرای زیاد و پایداری طولانی سبب شده تا بربریان (1983)، پوستة بازالتی خزر را با پوسته‎های نوع ایسلند مقایسه کند و آن را یک پوستة اقیانوسی ستبر شدة نابهنجار بداند که با وجود رژیم‎های فشاری حاکم، به لحاظ وزن مخصوص کم، فرورانش نکرده است (شکل 2-21).

* زونن شاین و لوپشیون (1986)، حوضة خزر جنوبی را بخشی از حوضة اقیانوسی قفقاز بزرگ می‎دانند که در زمان باژوسین (180 میلیون سال پیش)، به صورت بازشدگی پشت کمان و در پشت جزایر کمانی پونتید خاوری و قفقاز کوچک به وجود آمده است. نامبردگان، وجود سنگ‎های قلیایی، رسوبات تبخیری و گسلش پی‎سنگ در گودال کرکینیسکی را تأییدی بر نظر خود می‎دانند. گفتنی است که به باور ایشان حوضة خزر جنوبی دارای بی‎هنجاری گرانشی شدید100 تا 250 میلی‎گال است که نشانه‎ای از نبود تعادل ایزوستازی در آن است و در حال حاضر، در حدود یک تا دو کیلومتر از فرونشینی زمین‎ساختی خزر جنوبی جبران نشده است. به همین دلیل، نامبردگان به دو مرحله فرونشینی باور دارند. یکی فرونشینی یکنواخت و ثابت که تا پیش از پلیوسن آغازین برقرار بوده و در این زمان، خزر به صورت یک گودال کشیده و بزرگ در حال فرونشینی بوده است. دوم، فرونشینی 6 میلیون سال گذشته که با کوهزایی و فراخاست بلندی‎های حاشیه‎ای در ارتباط است. به علت همین فراخاست، ارتفاعات دچار فرسایش شدید شده‎اند و رسوبات ناشی از آنها، به داخل حوضه حمل و این امر موجب فرونشینی شدیدتر حوضه شده است.

* سن پی‎سنگ خزر جنوبی همچنان پرسش‎آمیز است. زمان‎های پیش از لیاس (آمورسکی، 1971)، ژوراسیک (گریگورنف، 1980) و آپسین – آلبین – سنومانین (آدامیا، 1980)، سن‎های پیشنهادی هستند که از میان آنها، ژوراسیک می‎تواند قابل قبول‎تر باشد.

مکران
مقدمه

مکران » شامل کوه‌های خاوری – باختری است که از سواحل دریای عمان تا فروافتادگی جازموریان دنباله دارد. مرز باختری این کوه‌ها توسط خط عمان (گسل میناب) از زون برخوردی زاگرس جدا می‌شود و در خاور پس از گذر از بلوچستان پاکستان تا محور لاس بلا (Las Bela) ادامه می‌یابد. در امتداد محور لاس بلا، گسل‌های چپگرد «چمن (Chaman Fault) » و «اُرناچ نال (Ornach Nal)» معرف یک زون ترادیسی بین زون فرورانش مکران و زون برخوردی هند – اوراسیا است. گفتنی است که از 160 هزارکیلومتر مربع گسترة مکران، حدود 70 هزارکیلومتر مربع آن در ایران و بقیه در پاکستان است (شکل 2-23).

از دیدگاه زمین‌شناسی، اشتوکلین (1974) بر این باور است که این رشته کوه، یک زمیندرز‌ کهن است که به چهرة یک منشور بر افزایشی، از کرتاسة پسین یا ترشیری پیشین تا هولوسن، در فرا دیوارة یک زون فرورانش کم ژرفا و کم شیب قرار دارد.زمین ریخت‌شناسی مکران پیوند نزدیک با الگوی ساختاری، شدت چین‌خوردگی و سنگ رخساره‎ها دارد. در یک نگاه کلی، بلنــدی این رشته کوه از شمال به جنوب کاستی می‎گیرد. اسنید (1970)، مکران را به سه واحد فیزیوگرافی « پـادگانه‌های دریایی » به موازات ساحــل، « نهشته‌هـای آبرفتی شمال پادگانه‌هــا » و « تپه‌ها و بلندی‌های مکران » تقسیم می‌کند. از سیمای ریخت‎شناختی شاخص مکران می‌توان به آمیزه‌های رنگین، برونزدهای چهره‌ساز فلیش‌های وحشی(Wild Flysch) ، آمیزه‌های زمین‎ساختی (Tectonic Melange) و سواحل بالا آمدة ( (Raised Beach پلکانی، خلیج‎های نعلـی شکل و گل‎فشان‎ها (شکل 2-22) اشاره کرد. بخش دریایی مکران به علت شیب تند فلات قاره پهنـــای کمی دارد و در فاصلة 25 کیلومتری از ساحل، ژرفای آب به 200 متر می‎رسد. گفتنی است که خمش سنگ کره اقیانوسی پیش از فرورانش و به ویژه عملکرد گسل‎های راندگی از عوامل چهره‌ساز مکران‎‌اند.

 

تاریخچة چینه‌ای مکران

مکران نوعی اشتقاق درون‌قاره‌ای، به سن ژوراسیک پسین – کرتاسة پیشین (گلنی و همکاران، 1990) در سکوی ایران است که با توجه به رفتار امواج صوتی و سرعت امواج در پی‌سنگ، با اقیانوس‌زایی همراه بوده است. به همین دلیل، پی‌سنگ ناحیه نوعی پوستة اقیانوسی با میانگین ستبرای حدود 7 کیلومتر است که با توالی ستبری از رسوب‌های فلیش‌گونه و گاه شبه مولاس ‌پوشیده شده که ممکن است تا حدود 10‌هزار متر ضخامت داشته باشند. در یک راستای شمال به جنوب، پوشش رسوبی روی پی‌سنگ، جوان‎تر است.

در شمالی‌ترین بخش مکران مجموعه‌ای از پوسته‌های اقیانوسی و رسوبات پلاژیک کرتاسة بالا رخنمون دارند که به طور عموم با ردیف‌های فلیشی کرتاسة بالا – ائوسن پوشیده و یا در آمیخته‌اند. بخش میانی مکران با فلیش‎های الیگوسن، با چند دگرشیبی موازی درون سازندی و یک دگرشیبی زاویه‌ای در بالا، پوشیده شده است. رسوب‌های میوسن، به ویژه پلیوسن، بیشتر رخسارة آواری دارد که بخش میانی تا ساحل دریای عمان را زیر پوشش دارند. جوان‌ترین رسوب‌های مکران، ‌ماسه‎سنگ‎‌های سست و کم سیمان به سن پلیو – پلیستوسن است که به ویژه در نواحی ساحلی با پادگانه‌های دریایی کواترنری پوشیده شده‌اند.

به دلیل شرایط حاکم بر زون فرورانش، واحدهای زمین‎ساختی – چینه‎نگاشتی یاد شده، گاهی نظم چینه‌ای ندارند. در حاشیة شمالی کوه‌های بشاگرد، آمیزه‌ای از پوسته‌های اقیانوسی وجود دارد که نمونــة بارزی از آمیزه‌‌های رنگین ایران است. در پهلوی جنوبی کوه‌های بشاگرد، آمیزه‌ای از اولیستولیت‌های وابسته به پی‌سنگ و فلیش‌های پالئوژن وجود دارد که به آن « فلیش وحشی » نام داده شده است. آمیزة دیگر این ناحیه، آمیزه‌های رسوبی است که در اثر گسلش و چین‌خوردگی شکل گرفته است. آمیزه‌های سه‌گانة یاد شده که به طور عمده در کنار گسل‌های فعال رخنمون دارند، نشان دهندة ناآرامی‌های شدید و جریان‌های آشفته در حوضة رسوبی هستند.

 

زمین‌ساخت مکران

در ناحیة‌مکران، چین‌ها روند تقریبی خاوری – باختری دارند (شکل 2-23) که با جهت بیشینة کوتاه‌شدگی و فشار بیشینه در راستای شمال خاور، هماهنگی دارد. کوتاه‌شدگی، بیشتر، با راندگی همراه است، به گونه‎ای که به تقریب مرز بسیاری از واحدهای سنگ چینه‌ای از نوع راندگی است. بدین‎سان، ساختار مکران، الگویی فلسی(Imabricated) دارد که فلس‌ها با گسل‌های معکوس پر شیب مرزبندی می‌شوند و فرجام آن رانـده شدن فلس از پس‎خشکـی ( (Hinterland (N-NE) به سمت پیش‎خشکی (Foreland) (S - SW) است.

این ساختار در اثر رویدادی پدید آمده که اوج آن در میوسن بوده و از آن پس نیز با شدت کمتری همچنان ادامه دارد زیرا که به لحاظ تداوم فرورانش، در ناحیة مکران،گسل‌ها هنوز فعال‎اند و زمین به بالا آمدن ادامه می‌دهد که این عمل با چین‌خوردگی، کوتاه‌شدگی و با پسروی خط ساحلی همراه است. گفتنی است که:

- راندگی‌ها سبب شده‎اند تا پوستة مکران از 50 تا 70 درصد کوتاه شود.

- عامل چین‌خوردگی، به طور عمده، فشارهای ناشی از فرورانش پوستة اقیانوسی عمان به زیر مکران است که با عملکرد گسل‌های راندگی شدت می‎یابد به گونه‎ای که رویداد گسل آفرینی با چین‌خوردگی شدید پرکلینال با برتری الگوی جناغی همراه است.

- با توجه به زمان آغاز فرورانش، پدیدة چین‌خوردگی از کرتاسة پسین آغاز شده و هنوز هم ادامه دارد.

- از شمال به جنوب، شدت چین‌خوردگی کاهش می‌یابد، به گونه‌ای که در مکران ساحلی چین‌خوردگی و گسلش معکوس وجود ندارند و یا بسیار ناچیز و اتفاقی هستند.«گسل» های مکران، از نظر زمان پیدایش و نقش، از چند نوع‎‌اند (شکل 2-23) :

«گسل‌های طولی(Longitudinal Faults) » که در آغاز از نوع گسل‌های نرمال بوده و همزمان با شکل‌گیری حوضه به وجود آمده‎اند ولی، در رژیم‌های فشارشی بعدی به گسل‌های راندگی با شیب تند به سمت شمال و شمال خاوری تبدیل شده‌اند. از ادامة گسل‌ها در ژرفا اطلاعی در دست نیست ولی کینگ و همکاران (1975)، ادامة‌گسل‌ها را تا عمق 20 کیلومتر می‌دانند.

«گسل‌های مزدوج (Conjugated Faults) »، که از نظر روند و نوع به دو گروه قابل تقسیم‎اند. گروه نخست، دارای روند شمال باختری هستند که سازوکار امتداد لغز راستگرد دارند. گروه دوم، دارای روند شمال خاوری با سازوکار حرکتی امتداد لغز چپگردند. گسل‌های مزدوج، روند خاوری – باختری ساختارها را قطع می‌کنند و به یک همگرایی به طرف شمال، در داخل منشور برافزاینده اشاره دارند.

«گسل‌های نرمال  (Normal Fault » که در ساحل مکران دیده می‎شوند. زمان پیدایش آنها کواترنر دانسته شده و پذیرفته شده است که خطی بودن حاشیة شمالی پادگانه‎های دریایی و همچنین، بالا آمدن سواحل مکران نتیجة عملکرد این گسل‎هاست و حرکت‎های قائم این گسل‎ها سبب شده تا پادگانه‎های دریایی در سطوح تراز گونا‎گون سامان گیرند.

 

 

فرورانش مکران

همان گونه که گفته شد مکران نوعی منشور برافزاینده است که در فرادیوارة یک زون فرورانش کم ژرفا جای دارد. در این ناحیه، اگرچه عمل فرورانش از کرتاسة پسین آغاز شده، ولی هنوز برخورد نهایی صفحه‎ها صورت نگرفته است (لوپیشون، 1968). به همین‎رو، در حال حاضر عمل کوهزایی در مکران همچنان در حال انجام است.

باید گفت که، در ناحیة مکران، صفحة رورانده سنگ کرة قاره‎ای است. کمان ماگمایی حاصل از فرورانش، شامل سه مرکز آتشفشانی اصلی کوه سلطان در پاکستان، تفتان و بزمان، با ویژگی آتشفشانی جزایر کمانی است (ژیرو، 1976 و درویش‎زاده، 1354) (شکل 2-24) . طول این کمان 450 کیلومتر و پهنای آن حدود 150 کیلومتر است و فاصلة آن تا ژرفنای مکران از 400 کیلومتر در باختر (در ایران) تا 600 کیلومتر در خاور (در پاکستان) متغیر است. شمار مخروط‎ها منحصر به سه قلة یاد شده نیست. عکس‎های هوایی دست کم نشانگر 16 مرکز فوران در زمان کواترنر است. دو راستای زمین‎ساختی، سه مرکز فوران را از هم جـــدا می‎کند.

زون گسلی مرز خاوری لوت مرز میان دو آتشفشان بزمان و تفتان است و مرز خاوری کوه‎های خاور ایران ، به احتمال گسل هریرود، مرز میان تفتان و سلطان است. این گسل‎ها جابجایی افقی قابل ملاحظه‎ای دارند ولی بر آتشفشان‎های کواترنر ‎اثر ندارند. به همین لحاظ به گمان گانسر (1971) میان ساختارهای سطحی و زیرسطحی ژرف‎تر تفاوت اساسی وجود دارد.آتشفشان‎های بزمان، تفتان و کوه سلطان در یک امتداد خطی سامان نگرفته‎اند. ژاکوب و کیتمیر (1979) بر این گمانند که سنگ کرة فرو رونده تا محل خمش یکپارچه است. ولی، از محل خمش، صفحة فرورونده در اثر گسل‎های بزرگ ترادیس عمود بر ژرفنا به چهار قطعه تقسیم شده است. سامان‎گیری کانون‎های زمین‎لرزه در امتداد شمالی – جنوبی، مؤید وجود گسل‎های ترادیس دانسته شده است. محل شکستگی‎های ترادیس به صورت قطع شدگی در زنجیرة آتشفشانی مشخص است. این قطعات به نام‎های باختری، مرکزی – باختری، مرکزی – خاوری و قطعة خاوری نام‎گذاری شده‎اند (شکل 2-25).

 قطعة باختری (A)، به دلیل شیب ملایم (کم‎تر از 10 درجه) صفحة فرو رونده، پویایی آتشفشانی ندارد. قطعة خاوری نیز مخروط‎های مرکب پیشرفته ندارد. در دو قطعة مرکزیB) و C)، که دارای مراکز آتشفشانی هستند، شیب صفحه فرورونده بیشتر است (مرکزی – باختری ْ38 – ْ50، مرکزی – خاوری ْ19 – ْ28).

شیب کم قطعات A و D، به مجاورت و تماس آنها با سنگ کرة قاره‎ای مجاور، نسبت داده شده است. قطعة A با خط عمان در تماس است که محل برخورد صفحة عربی و ورق ایران است. قطعة D نیز محدود به گسل ترادیس چمن است که محل برخورد صفحه‎های هند و ایران است. گفتنی است که:

- مشخص‎ترین سیمای لبة فرورونده زون بنیوف است که به طور عموم در ژرفای تقریبی100 کیلومتر و به طور مستقیم در زیر کمان آتشفشانی جای دارد.

- بررسی زمین‎لرزه‎های مکران نشان می‎دهد که فعالیت‎های لرزه‎ای کم ژرفا از ساحل شروع و در داخل خشکی تا فاصلة حدود 70 کیلومتر از ساحل ادامه می‎یابند. از این نقطه زمین‎لرزه‎ها به دلیل آغاز خمش ژرف‎‎تر می‎شوند. ژرف شدن کانون‎ زمین‎لرزه‎ها ادامه می‎یابد تا این که در جنوب کمان آتشفشانی به ژرفای 80 کیلومتر می‎رسد. در پایین‎تر از این ژرفا، زون لرزه‎ای بسیار ضعیف است و تنها چند کانون بین 80 تا 100 کیلومتر ثبت شده است.

- پهنای سیستم کمان – ژرفنایArc Trench Gap) ) مکران در حدود 400 کیلومتر، (ایران) تا 600 کیلومتر، (پاکستان) است که از نظر پهنا، در نوع خود بی همتا است.

میزان فرورانش مکران

ژاکوب و کیتمیر (1979)، میزان فرورانش کنونی را 4 تا 5 سانتیمتر در سال می‎دانند. با فرض ثابت بودن مقدار، اگر آغاز فرورانش را دست کم از زمان ائوسن (60 میلیون سال) بدانیم، باید در طول این زمان، حدود 2400 تا 2000 کیلومتر از پوستة اقیانوسی عمان در اثر عمل فرورانش از میان رفته باشد. یادآور می‎شود، اندازة میزان فرورانش در ائوسن و الیگوسن کاهش داشته ولی دوباره در میوسن فزونی یافته و تا زمان حاضر نیز ادامه دارد. در بارة جایگاه فرورانش باید گفت که پندار همگان بر آن است که در زمان کرتاسه، گودال فرورانش در جازموریان بوده ولی در مراحل پی‎درپی، جبهة فرورونده به سمت جنوب عقب نشسته و فلیش‎های ائوسن، الیگوسن 000 را بر جای گذاشته است، به گونه‎ای که در حال حاضر زون فرورانش به مغاک عمان رسیده است.

واحدهای زمین‎ساختی مکران

از نگاه « زمین‎ساختی »، تاکنون مکران را به سه روش تقسیم بندی کرده‎اند.

نخستین و ساده‎ترین تقسیم‎بندی، تقسیم مکران به دو بخش شمالی (مکران داخلی) و جنوبی (مکران بیرونی) است. این دو بخش پی‎سنگ افیولیتی دارند و با باریکه‎ای از پوستة قاره‎ای، به نام کمپلکس دورکان، از یکدیگر جدا شده‎اند. پوستة قاره‎ای با پهنای 50 کیلومتر و درازای 250 کیلومتر، شامل سنگ‎های کربنیفر، پرمین، ژوراسیک و کرتاسه است که با سنگ‎های افیولیتی و سنگ‎های دگرگونی همراه هستند. مکران شمالی با بوم‎های افیولیتی کرتاسه – پالئوسن و نهشته‎های پلاژیک آن زمان مشخص است. در مکران جنوبی، رخساره‎های فلیش تا پایابی کم عمق دیده می‎شوند که در یک ژرفنای اقیانوسی پویا انباشته شده‎اند. ارشدی (1982) پوستة قاره‎ای جدا کنندة مکران شمالی از مکران جنوبی را لبة جنوبی بلوک لوت می‎داند که پس از جدا شدن به درون حوضة فلیشی مکران رها شده است. مک‎کال (1985)، پوستة قاره‎ای موردنظر را ادامة جنوب خاوری زون سنندج – سیرجان، در پهنة مکران می‎داند. افتخارنژاد (گفتة شفاهی) این پوستة قاره‎ای را جدا کنندة نوار افیولیتی بیرونی (Outer Axial Ophiolite Belt) از درونی (Inner Axial Ophiolite Belt) می‎داند. فرهودی و کریگ (1977) با توجه به روند فزایندة سن نهشته‎ها از جنوب به شمال، دگرشکلی موجود و فزونی گرفتن ارتفاع، مکران را نوعی سیستم کمانی جنبا (Active Arc System) دانسته‎اند که در شکل‎گیری آن، فرورانش پوستة اقیانوسی عمان به زیر مکران نقش بنیادی داشته است (شکل 2-24). به نظر ایشان، فرورانش در فاصلة 400 کیلومتری از ساحل انجام گرفته و پیش از فرورانش، سنگ‎کرة خمیده شده و ذوب پوستة اقیانوسی سبب شکل‎گیری سنگ‎های ماگمایی بلندی‎های بزمان شده است.

در این نظریه، پهنة مکران به دو واحد زمین‎ساختی تقسیم شده است.یکی بخش پایین افتادة جازموریان که نوعی حوضة پیش کمان در حال فرونشینی(Subsiding Fore Arc Basin) است و دیگری، بخش بالا آمدة جنوبی که از کوه‎های بشاگرد تا ژرفای اقیانوس عمان ادامه دارد و خود از دو بخش حوضة شیبSlope Basin) ) و پرشدگی ژرفنا (Trench Fill) تشکیل شده است. پهنای شیب - ژرفنا حدود 300 کیلومتر است. بنابراین شیب ورق پاییــن رونده حدود یک درجه برآورد می‎شود. به عقیدة مک‎کال (1985)، پهنة مکران شامل 4 ایالت زمین‎ساختی جداگانه است (شکل 2-26) .

« گودال خشکی‎زایی جازموریان (Jaz – e – Murian Epirogenic Depression) »، با رسوب‎های کواترنر پوشیده شده است. در بیشتر گزارش‎های زمین‎شناسی موجود، این فرونشست را بخشی از ایران مرکزی و دنبالة بلوک لوت دانسته‎اند ولی برداشت‎های ژئو‎فیزیک هوایی اخیر، گویای آن است که پی‎سنگ این فروافتادگی جوان، از نوع پوسته‎های افیولیتی است. این گونه حوضه‎های پیش‎کمانی در دیگر زون‎های فرورانش نیز گزارش شده‎ که گاه توانی شایان توجه از هیدروکربن دارند.

« کافت فرعی یا زون گسترش کافت مانند(Rift Like Spreading Zone) »، این بخش در اواخر ژوراسیک یا اوایل کرتاسه شکل گرفته و تا اوایل ائوسن حوضة کافتی باریکی را تشکیل می‎داده است. در این بخش مجموعه‎ای از سنگ‎های افیولیتی به همراه رسوب‎های پلاژیک کرتاسة بالا و فلیش‎های آهکی پالئوسن، به صورت مخلوط برونزد دارند.

« زون کربناتی پیش‎کمانی(Carbonate Fore Arc) »، این بخش باریکه‎ای از پوستة قاره‎ای با سنگ‎هایی از نوع سکوی قاره‎ای است که گاه آن را بخش جدا شدة بلوک لوت و گاه ادامة زون سنندج – سیرجان می‎دانند.

« زون ژرفنای اقیانوسی (Trench )»، این بخش، یک زون فرورانش واقعی با سنگ‎هایی از مجموعه‎های افیولیتی و رسوب‎های پلاژیک تریاس بالا – پالئوسن است. که با رسوب‎های فلیشی – مولاسی پوشیده شده و تا ساحل مکران شامل چهار بخش است.

الف) زون فلیشی ائوسن،

 ب) زون فلیشی الیگوسن – میوسن،

ج) زون رسوب‎های نریتیک میوسن،

 د) زون ساحلی با رسوب‎های کم ژرفای مولاسی میوسن بالایی – پلیوسن .

توان معدنی مکران

وجود گل‎فشان‎ها و چشمه‎های گازی، معرف وجود گاز دانسته شده است، ولی تاکنون هیدروکربن قابل ملاحظه‎ای دیده نشده است. با وجود این، در ناحیة برون کرانه‎ای (Offshore) پاکستان نشانه‎هایی از هیدروکربن قابل بازیافت، پیدا شده است که ذخیرة آن بین 14 تا 16 میلیون بشکه نفت و یا معادل گازی آن برآورد می‎شود.در حاشیة شمالی مکران، در حد فاصل ایرانشهر – میناب، در مجموعه‎های افیولیتی پی‎سنگ، کانسارها و نشانه‎های معدنی چندی دیده می‎شود که مهم‎ترین آنها عبارتند از:- کانسارهای کرومیت گوتیج، سرزه، گندتی‎هان، کوشوک، مختارآباد، رمشگ و میرآب.- کانی‎سازی مس از نوع سولفید توده‎ای و گرمایی مانند مس شیخ‎عالی و احمدآباد. در پاکستان هم پی‎سنگ افیولیتی ذخایری از کرومیت دارد. ذخایر کرومیت اسلام‎باغ (هندوباغ) در نزدیکی کویته از آن جمله است.

 

لرزه‎زمین‎ساخت مکران

هنگامی که صفحه‎ای به زیر صفحة دیگر می‎رود، مقدار لرزه‎خیزی بالا است، در حالی که، به عنوان یک زون فرورانش فعال، در مکران توان لرزه‎خیزی بسیار ضعیف است. این امر به دو دلیل است. یکی فرورانش کم شیب. دوم این که در مکران مجموعة برافزایشی درآب است و به دلیل وجود آب در منافذ سنگ‎ها، رفتار سنگ‎ها پلاستیک است و نه شکننده. به گفتة دیگر، وجود آب، نیروهای مؤثر را کاهش می‎دهد. با این حال، وجود پادگانه‎های دریایی و وجود 9 گل‎فشان، نشانة پویایی این پهنه است که از آن جمله می‎توان به زمین‎لرزة 1945 پاسنی اورمارا پاکستان با بزرگی 3/8 اشاره کرد.

همان‎گونه که گفته شد، تا فاصلة 70 کیلومتری ساحل، رومرکز زمین‎لرزه‎های مکران کم ژرفا هستند (ژاکوب و گیتمیر، 1979) ولی پس از فاصلة 70 کیلومتری، زمین‎لرزه‎ها کانون ژرف‎تری دارند به گونه‎ای که در جنوب کمان ماگمایی، به ژرفای حدود 80 کیلومتر می‎رسد (شکل 2-27).

 

فرونشست زابل

توضیح: دشت زابل بخش کوچکی از ناوة (Trough ) داری‎رود افغانستان مرکزی است که با گسل هریرود از حوضة فلیشی خاور ایران جدا شده است (شکل 9-11). بخش افغانی این فرونشست با رسوب‎های نئوژن – کواترنر پوشیده شده است و تنها در پهلوهای ناوه می‎توان لایه‎های چین‎خوردة کرتاسه را دید. در بخش جنوبی ناوه، در کوه‎های کانه‎نشین دایک‎ها و کربناتیت‎های آتشفشانی با سن کواترنر نیز برونزد دارند. ولی در ایران، به جز رخنمــون کم ارتفاع کوه خواجه، بقیة دشت زابل با رسوبات دریاچــه‎ای – آبرفتــی پوشیده شده است و به همین‎رو دانستة چندانی از این فرونشست در دست نیست. بررسی‎های ژئو‎فیزیکی نشان می‎دهد که روند کلی این دشت شمالی – جنوبی است و حجم درخور توجهی از نهشته‎های نئوژن تا کواترنر در آن انباشته شده‎اند که تنها ردیف‎های کواترنر آن 2500 متر ستبرا دارد.

 

تاریخ آخرین به روز رسانی: 1403/08/15
تنظیمات قالب