بررسی تکتونیک فعال به روش تراکم سنجی آبراهه ها دراطراف گسل نصرت آباد (خاور ایران)

دسته لرزه زمین ساخت
گروه سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور
مکان برگزاری بیست و چهارمین گردهمایی علوم زمین
نویسنده نگهبان­­،مهدی وخطیب،محمد مهدی
تاريخ برگزاری ۰۹ اسفند ۱۳۸۴

چکیده

       گسل نصرت آباد با روند شمالى-جنوبى و طول حدود ۲۵۰ کیلومتر، پایانه جنوبى یکى از مهمترین گسلهاى خاور ایران بنام سیستم گسله نهبندان است. با توجه به مورفولوژى ایجاد شده در امتداد این گسل، در این نوشتار از روش تراکم سنجى آبراهه ها براى تشخیص چگونگى بالا آمدگى زمین ساختى استفاده شده است. تراکم سنجى آبراهه ها که از طریق نسبت طول آبراهه ها به واحد مساحت محاسبه مى شود، ابزارى کارآمد جهت شناسایى زمین ساخت فعال بخصوص در مناطقى که شواهد کمترى از حرکات زمین ساختى وجود دارد و یا توسط واحدهاى کواترنر پوشیده شده اند مى باشد. شناسایى این مناطق پس از محاسبات تراکم سنجى، با استفاده از ترسیم نقشه کنتورى انجام شده است. محدوده تغییرتراکم ۲۰۰-۳۰ محاسبه و سطوح کنتورى معادل۲۰ انتخاب شده است. بر این اساس ناحیه مورد مطالعه به سه منطقه تقسیم مى شود که شامل پهنه اى بسیار پرتراکم(۱۳۰<) در بخش باخترى(پهنه لوت)، پهنه اى نسبتا پرتراکم(۱۳۰-۹۰) در بخش خاورى و یک نوار کم تراکم(۹۰>) به موازات گسل نصرت آباد و در بخش خاورى آن که از شمال تا جنوب امتداد دارد، مى باشد. با توجه به این نوار کم تراکم و حضور آن در بخش خاورى گسل نصرت آباد و همچنین وجود شواهد ریخت زمین ساختى مبنى بر حرکت راستگرد گسل (چرخش آبراهه ها و جابجایى مخروط افکنه ها)، چنین استنباط مى شود که گسل نصرت آباد با مکانیسم امتدادى راستگرد و مولفه فشارى و صفحه گسلى با شیب خاورى با میانگین ۸۰-۷۰ درجه باعث بالاآمدگى در خاور گسل و کنترل توزیع آبراهه ها در دو سمت آن شده است. بررسى مقاطع توپوگرافى و مقایسه شیب متوسط توپوگرافى در دو سمت گسل نیز چنین نتیجه گیرى را تایید مى کند.

 

 

Active tectonic investigation for Nosratabad fault by drainage density method (east of <?xml:namespace prefix = st۱ ns = "urn:schemas-microsoft-com:office:smarttags" />Iran۱:place>۱:country-region>)

 

Abstract

      Nosrat abad Fault with N-S trend and ۲۵۰km length is the south terminal of one of the most important faults of east of Iran۱:place>۱:country-region> called Nehbandan fault system. According to the present morphology along this fault, drainage density method is used to identify the tectonic uplift in this region. Drainage density, defined as drainage length per unit area, is a useful tool to identify active tectonics especially in regions which either show less records of tectonic movement or covered by Quaternary units.  Identification of these regions is as stated by drainage density calculations and contour map drawing. The drainage density range has been calculated from ۳۰ to ۲۰۰ and contour levels is equal to ۲۰. The area devides into three regions including a high density zone(۱۳۰<) in western part(southeastern Lut),an almost high density zone(۳۰-۹۰) in the eastern part and a low density passage(<۹۰) parallel to Nosrat abad Fault in the eastern part of it which striking from north to south .These results have been achieved through drainage density calculations and contour map. Considering this low density band in the eastern part of Nosrat abad Fault and morphotectonic clues of right lateral movement (drainage rotations and fan displacements), it has been inferred that this fault with right lateral strike slip mechanism and reverse component and a eastward dip fault plane causes uplift in the east of fault and drainage distribution control in both sides. These results can be confirmed, on the other hand, via studying topographic sections and comparing the topographic average slop of the two sides of fault.

 

مقدمه

   تحلیل آبراهه ها و وضعیت تراکم آنها در صورتی که شواهد متقن و کاملی از تکتونیک ناحیه در دسترس نباشد می تواند کلیدی برای شناسایی فعالیت و فرگشت یک گسل باشد. اطلاعات ساختاری مفیدی توسطLeeder and Jackson (1993)،Jackson and Leeder (1994)  و Hovius(1996)در مورد آبراهه های همراه با یک سیستم گسله فعال نشان داده شده است. شبیه سازی بر مبنای ریاضی الگوی آبراهه ها نیز می تواند دید مناسبی از این دست ارائه دهد(Tomkin and Braun, 1999). این مطالعات الگوهای آبراهه ای در مناطقی انجام گرفته که حرکات زمین ساختی باعث بالاآمدگی و فرونشست نسبی شده است. توزیع آبراهه ها در این مناطق به گونه ای است که منطبق بر بالاآمدگی یا فرونشست می باشد. برای مثال یک آبراهه ممکن است با عبور از یک زون گسله، دسته ای، شاخه شاخه و یا دچار تغییر مسیر گردد(Han et al. 1998). البته عوامل غیر تکتونیکی از جمله آب و هوا، لیتولوژی و توپوگرافی می توانند نقش مهمی در نحوه انتشار الگوی آبراهه ها داشته باشند(Jackson and Leeder, 1994). همچنین تراکم سنجی آبراهه ها می تواند برای تشریح کمی توزیع آبراهه ها مورد استفاده قرار گیرد. تغییر تراکم آبراهه ها از پرتراکم به کم تراکم هم بطور عددی و هم در نقشه کنتوری که از رنگهای متنوعی برای تراکم های مختلف استفاده می شود به سادگی قابل تشخیص است. مرز مناطق با توزیع آبراهه متفاوت می تواند با مرز زون گسله انطباق داشته باشد. هدف از این نوشتارپاسخ به این پرسشها است که آیا توزیع مناطق با تراکم آبراهه متفاوت توسط زون گسله کنترل می شود؟ آیا مناطق با تراکم بالا یا پایین با پدیده های بالاآمدگی یا فرونشست ارتباط دارد؟  به این منظور پس از انتخاب مساحتهای معین و مناسب(2. 5´×2. 5´) در نقشه های توپوگرافی با مقیاس 1:50000  در محدوده جغرافیایی 60. 4-59. 75 درجه خاوری و 30-25 .28 درجه شمالی و اندازه گیری طول آبراهه ها در هر کدام، نسبت طول آبراهه ها به واحد مساحت محاسبه شده و سپس نقشه کنتوری تراکم سنجی آنها ترسیم شده است. Han et al. (2003) از این روش جهت تعیین تراکم آبراهه ای و تحلیل زمین ساختی منطقه North China Plain(NCP) استفاده کرده اند.

 

محاسبات تراکم آبراهه ها

   تراکم سنجی آبراهه (ρ) از نسبت طول آبراهه ها به یک واحد مساحت بدست می آید. هر آبراهه ای که در نقشه توپوگرافی مشخص شده در این محاسبات لحاظ شده است. با وجود اینکه عرض آبراهه نیز عامل موثری در تحلیل مورفولوژی آن می باشد اما به دلیل تغییرات زیاد به سمت پایین دست اندازه گیری آن بوسیله نقشه های توپوگرافی مشکل است. تراکم سنجی آبراهه از فرمول زیر بدست می آید:

ρ = ΣLi / S

   در این فرمول S مساحتی مشخص از نقشه و Li طول یک آبراهه در آن واحد مساحت می باشد. در این تحلیل از نقشه های توپوگرافی با مقیاس 1:50000 استفاده شده و با توجه به ابعاد 59. 75-60. 4 درجه خاوری و28. 25-30  درجه شمالی منطقه مورد مطالعه ، سلولهای 2. 5´× 2. 5´ برای واحد مساحت انتخاب شده است. محدوده تراکم آبراهه ها بین 200-30 بدست آمد و برای هرچه بهتر نمایان شدن وضعیت تراکم در نقشه کنتوری، سطوح کنتوری معادل 20 انتخاب شده است. نقشه کنتوری آبراهه ها در شکل 1 نشان داده شده است.

 

بحث

وضعیت زمین شناسی

   ایالت ساختاری سیستان در خاور ایران یکی از مهمترین شاخه های نئوتتیس به شمار می آید که مراحل تکوین را ازپوسته اقیانوسی تا قاره ای گذرانده است. از نظر زمین شناسی این بخش از کشور به چند زیر ایالت تقسیم می شود که یکی از آنها تحت عنوان زون گسله برشی ایرانشهر- بیرجند یا زون زمین درز سیستان (Tirrul et al. 1983) نامیده شده است. در این زون یکی از مهمترین گسله های خاور ایران بنام سیستم گسل نهبندان عمل نموده که از شمال نهبندان تا ناحیه نصرت آباد کشیده شده است. گسل نصرت آباد در واقع پایانه جنوبی گسل نهبندان است که با روند شمالی-جنوبی از شمال بخش نصرت آباد تا شمال ایرانشهر و خاور بزمان به طول Km250 امتداد یافته و در این ناحیه دچار چرخش به سمت جنوب خاوری گشته است. پهنه ای که گسل نصرت آباد در آن واقع است دربرگیرنده ردیفهای ستبری(6000متر)از نهشته های فلیش و سنگهای پوسته اقیانوسی است. گسترش برآمدگیهای گوشته ای و گنبدی شدن در اواخر ژوراسیک-اوائل کرتاسه(؟) به گسترش ساختار ریفت درپهنه خاوری ایران مرکزی منجر شده به گونه ای که گودالهای عمیق اقیانوسی در شاخه های متعددی درپهنه لوت شکل گرفته است. در راستای نواحی محوری این ریفتها فعالیتهای ماگمایی گسترده صورت گرفته و آمیزه های افیولیتی مشاهده می شود که دارای روندهای اصلی شمال باختر-جنوب خاوری و روندهای شمالی-جنوبی (راستای پهنه های گسلی نهبندان و نصرت آباد)است(اشتوکلین، 1977).

   بخش شمال باختری زون زمین درز سیستان توسط رسوبات جوانتر و گدازه های آتشفشانی پوشیده می شود ولی در بخشهایی سنگهای کرتاسه زیرین مشخصات پلاتفرمی دارند. آهکهای مشابه موجود در بلوک افغان نیز معرف گسترش همسان می باشد. از آنجا که مجموعه سنگهای زون زمین درز سیستان جوانتر از این واحد کربناته است پس باید قبول نمود که بلوکهای افغان و لوت، بلوک واحدی بوده که در زمان ژوراسیک با فرآیند کافتی شدن از هم جدا شده اند.

   مهمترین سنگها و واحدهای شناخته شده در زون درز سیستان که خود از نظر تعدد رخدادهای تکتونوماگمایی و در نتیجه کانی سازی و متالوژنی اهمیت دارد توسط تیرول و همکاران(1983) به دو واحد اصلی نقسیم شده است. یکی حوضه سفیدابه در خاور و دیگری مجموعه بهم ریخته و درهم کمپلکسهای نه(Neh) و رتوک(Ratuk) در باختر. این دو کمپلکس به عنوان منشور افزایشی تفسیر شده اند. سازنده اصلی این مجموعه نوعی آمیزه از افیولیت شیست آبی اپیدوت دار تکتونیزه، فیلیت و توده های نفوذی همزمان با تکتونیک و پس از تکتونیکی است که دامنه سنی سنونین تا ائوسن را در سری رسوبی آن می توان تشخیص داد(تیرول و همکاران، 1983).

   گسل نصرت آباد در حقیقت گسل جداکننده دو زون بزرگ در خاور ایران است. منطقه ای که در طی مدت طولانی تحت تاثیر نیروهای زمین ساختی فراوان بوده و در مجموع سرزمینی فعال و پرتحرک می باشد. در نتیجه اکثر سنگهای منطقه بویژه سنگهای قدیمیتر دچار دگرگونی و دگرسانی و دگرریختی شده اند. ساختار برجستگیهای این منطقه در حال حاضر بصورت رشته های متشکل از فلیشهای ائوسن و کنگلومرای الیگوسن با راستای شمالی-جنوبی  می باشد. همچنین بیرون زدگی مجموعه ای از سنگهای آمیزه رنگین و سنگهای رسوبی دگرریخت و دگرگون که به نظر می رسد توسط گسل نصرت آباد کنترل شده اند و بنابراین روندی شمالی-جنوبی و خطی دارند.

 

تحلیل زمین ساختی تراکم آبراهه ها

   این نوشتار سعی دارد به دو پرسش اساسی پاسخ گوید. آیا توزیع مناطق با تراکم آبراهه متفاوت توسط زون گسله کنترل می شود؟ آیا مناطق با تراکم بالا یا پایین با پدیده های بالاآمدگی یا فرونشست زمین ساختی مرتبط است؟

   آبراهه ها عناصر ریخت زمین ساختی بسیار جوانی(هولوسن)هستند که در برابر فرآیندهای زمین ساختی فعال بخصوص گسله ها واکنشهای زیادی از خود نشان می دهند و در واقع چرخش، مسیر یابی و چگونگی توزیع در واحد مساحت یک آبراهه ارتباط تنگاتنگی با زونهای فعال گسلی و بالاآمدگی یا فرونشست زمین ساختی که طی زمین ساخت فعال کواترنر عمل نموده اند دارد. مرز مناطق با تراکم آبراهه های متفاوت می تواند با مرز این زونهای گسله انطباق داشته باشد. همانطور که در نقشه کنتوری شکل 1 ملاحظه می شود، ناحیه مورد مطالعه به سه منطقه تقسیم شده است. حدود تراکمی محاسبه شده در این پژوهش، 200-30 بدست آمده و برای نشان دادن چگونگی تغییر وضعیت تراکم در نقشه کنتوری، سطوح کنتوری معادل 20 انتخاب شده است. براین اساس دو پهنه بسیار پرتراکم(130 < ) و نسبتا پرتراکم(130-90) به ترتیب در بخش باختری گسل(جنوب خاوری پهنه لوت) و بخش خاوری ناحیه مورد مطالعه که از زون گسله فاصله دارد و دیگری نواری نسبتا کم تراکم(90 > ) در بخش بلافاصل خاوری گسل نصرت آباد که به موازات آن از شمال تا جنوب امتداد دارد قابل تشخیص است. با توجه به نحوه توزیع تراکم آبراهه ای می توان اینگونه استنباط کرد که گسل نصرت آباد کنترل کننده و در واقع جدا کننده دو منطقه پرتراکم و کم تراکم در این ناحیه می باشد. از طرفی در مناطقی که دچار بالاآمدگی شده اند به دلیل اینکه آبراهه فرصت چندانی برای شاخه شاخه شدن و در حقیقت افزایش طول در یک مساحت معین را ندارد و آبهای جاری به سرعت و بصورت آبراهه های با شیب تند از حوضه خارج می شوند، محدوده ای کم تراکم ایجاد می شود. در حالی که در مناطقی که دچار فرونشست نسبی شده اند به دلیل تجمع و بهم پیوستگی آبراهه های متعدد شبکه ای پرتراکم در یک واحد مساحت ایجاد می شود.

   همانگونه که از عناصر ریخت زمین ساختی برای تحلیل زمین ساخت یک منطقه استفاده می شود، می توان از چرخش و جهت گیری آبراهه ها و جهت جابجایی مخروط افکنه ها برای تعیین مکانیسم امتدادی گسل نصرت آباد بهره جست. در مناطقی در امتداد گسل، آبراهه ها به وضوح به سمت راست تغییر مسیر داده اند. همچنین در مرز گسل و آبرفتهای جوان کواترنر، جابجایی مخروط افکنه ها به سمت راست و جدایی از آبراهه تغذیه کننده آنها کاملا به چشم می آید (شکلهای3و2).

   مسئله دیگری که می تواند مورد توجه قرار گیرد و بر نحوه توزیع تراکم آبراهه ها موثر باشد، عوامل غیر زمین ساختی مانند آب و هوا، لیتولوژی و وضعیت توپوگرافی قدیمی می باشند. بطور مثال در بخشهایی از خاور گسل به دلیل وجود فلیشهای فلیتی ائوسن و سست و ناپایدار بودن آنها و همچنین آب و هوای خشک و بری منطقه، تراکم آبراهه بیش از حد انتظار است. اما در صورتی که محاسبات تراکم سنجی برای واحدهای معین مساحت بطور میانگین انجام شود از اهمیت تاثیرات غیر زمین ساختی کاسته می شود.

   به منظور تایید تحلیلهای فوق مبنی بر راستگرد بودن گسل نصرت آباد و وجود مولفه فشارشی و در نتیجه بالاآمدگی بخش خاوری گسل، از مقاطع توپوگرافی بدست آمده از تصاویر ماهواره ای استفاده شده است(شکل 4) . در این بررسی با تعیین موقعیت گسل بر روی مقاطع می توان شیب متوسط توپوگرافی را در دو سمت گسل مقایسه نمود. براین اساس همانگونه که در تمام مقاطع مشاهده می شود شیب متوسط توپوگرافی در بخش خاوری گسل بیش از بخش باختری آن است و چهره ای اسکارپ گونه در این مقاطع قابل تشخیص است. بدین ترتیب مقاطع توپوگرافی نیز عملکرد و سازوکار گسل نصرت آباد و تاثیر آن بر روی تراکم آبراهه ها و شیبهای توپوگرافی را تایید می کنند.

 

نتیجه گیری

   توزیع تراکم آبراهه ها ارتباط تنگاتنگ آن را با زمین ساخت فعال منطقه نصرت آباد بخوبی نشان می دهد. با توجه به نحوه توزیع آبراهه ها و نقشه کنتوری ترسیم شده در شکل 1 می توان کنترل وضعیت توزیع توسط گسل را استنباط کرد. بر اساس این نقشه، پهنه ای بسیار پرتراکم (130<) در بخش باختری گسل(جنوب خاوری پهنه لوت)، پهنه ای نسبتا پرتراکم در بخش خاوری ناحیه مورد مطالعه (130-90) و نواری نسبتا کم تراکم(90>) در بخش بلافاصل خاوری گسل نصرت آباد و به موازات آن قابل شناسایی است. بر این اساس  می توان به این نکته پی برد که گسل نصرت آباد نقش اساسی در بالاآمدگی بخش خاوری داشته است. بنابر نحوه چرخش آبراهه ها و جهت جابجایی مخروط افکنه ها که از عناصر ریخت زمین ساختی برای تعیین سازوکار امتدادی یک گسل می باشند می توان چنین نتیجه گرفت که گسل نصرت آباد، گسلی با سازوکار امتدادی راستگرد است که با توجه به بالاآمدگی موجود در بخش خاوری، صفحه گسل دارای شیب به سمت خاور می باشد. استفاده از مقاطع توپوگرافی تهیه شده توسط تصاویر ماهواره ای و تعیین موقعیت گسل بر روی آنها و آنگاه مقایسه شیب متوسط توپوگرافی در خاور و باختر گسل، سازوکار استنتاج شده از تراکم آبراهه ها را تایید می کند.

 

منابع

    Han,Z. , Zhang,P. , Wu,L. , Hou,J. , 1998. Characters about the modern movement of North Qilianshan block. In :Dep. of Geology, Peking University, Collection of International Conference on Geological Science in Peking University. Siesmological press, Beijing.

   Han,Z. , Wu,L. , Ran,Y. , Ye,Y. ,  2003. The concealed active tectonics and their characteristics as revealed by drainage density in the North China plain(NCP). Journal of Asian Earth Sciences 21,989-998.

   Hovius,N. , 1996. Regular spacing of drainage outlets from linear mountain belts. Basin Research 8,29-44.

   Jackson,J. , Leeder,M. , 1994. Drainage systems and the development of normal faults : an example from Pleasant Valley , Nevada.Journal of Structural Geology 16,1041-1059.

   Leeder,M. , Jackson,J. , 1993. The interaction between normal faulting and drainage in active extensional basins,with examples from the Western United States and central Greece. Basin Research 5,79-102.

   Tirrul,R. , Bell,I. R. , Griffis,R. J. , Camp,V. E. ,1983. The Sistan suture zone of eastern Iran. Geol. Soc. Am. Bull, V.94,134-150.

   Tomkin,J. H. , Braun,J. ,1999. Simple models of drainage reorganization on a tectonically active ridge system. New Zealand Journal of Geology and Geophysics 42,1-10.                 

کلید واژه ها: سایر موارد