شواهد ساختاری وارون شدگی گسل کندوان در البرز مرکزی

دسته	تکتونیک
گروه	سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور
مکان برگزاری	بیست و ششمین گردهمایی علوم زمین
تاريخ برگزاری	۱۳ اسفند ۱۳۸۶

چکیده :

گسل کندوان یکی از گسلهای بنیادی رشته جبال البرز است که نقش مهمی در تکامل ساختاری و کنترل حوضه های رسوبی این رشته جبال بویژه در البرز مرکزی ایفا کرده است. تحلیل هندسه و تحول جنبشی گسل کندوان نشان می دهد که این گسل دارای شیب به سمت شمال و سازوکار راندگی با مؤلفه راستالغز راستگرد می باشد. بر پایه شواهد ساختاری به نظر می رسد که گسل کندوان یک گسل نرمال کنترل کننده حوضه بوده که در اثر وارون شدگی به صورت راندگی عمل کرده است. این امر بواسطه شیب زیاد گسل، توسعه راندگی های فلسی پیش بومی در فرودیواره گسل، توسعه ناوریختهای بزرگ فرودیواره ای و تشکیل پس رانده های آزادکوه و سیاه بیشه در فرادیواره به خوبی مشخص می شود. عدم رخنمون نهشته های ائوسن در فرادیواره گسل کندوان بیان می دارد که این گسل احتمالاً حوضه البرز شمالى را از حوضه البرز جنوبى در ائوسن جدا مى کرده است. بعلاوه راندگی سازندهای پالئوزوئیک بر روی نهشته های ترشیری ببانگر میزان جابجایی قابل ملاحظه گسل می باشد.

امیر نعیمی ، کارشناسی ارشد تکتونیک از دانشگاه تربیت مدرس

دکتر علی یساقی، عضو هیئت علمی دانشگاه تربیت مدرس

دکتر محمد محجل، عضو هیئت علمی دانشگاه تربیت مدرس

مقدمه :

البرز مرکزی یکی از بخشهای به شدت دگرریخت شده رشته جبال البرز است که دگرریختی در آن عمدتاً توسط گسلهای راندگی اصلی کنترل می شود(Yassaghi, 2005,Alavi,1996). از جمله این گسلها از شمال به جنوب می توان به گسلهای خزر، شمال البرز، کندوان، طالقان، مشاء و شمال تهران اشاره کرد که با روند تقریبی شمال غربی- جنوب شرقی ضمن تفکیک البرز مرکزی به زیرپهنه های ساختاری متعدد (یساقی و عباسی،1384) توزیع واحدهای سنگی را نیز در این زیرپهنه ها کنترل می نمایند. این گسلها واجد قطعاتی با سازوکار متفاوت از راندگی تا راستالغز چپگرد هستند. منطقه مورد مطالعه بر اساس تقسیم بندی Gansser & Huber(1962) در پهنه ترشیری مرکزی قرار گرفته و عمدتاً از واحدهای سنگی ترشیری همچون سازند کرج، واحد شیل یا آهک کندوان(الیگوسن- میوسن) و نهشته های غالباً کنگلومرایی میوسن تشکیل شده است. واحدهای قدیمی تر فقط در پهنه گسلهای کندوان و طالقان به عنوان گسل های اصلی کنترل کننده مرزهای زیرپهنه گچسر (نعیمی،1386)، رخنمون داشته و شامل سازندهای لشکرک، مبارک، شمشک، لار و دلیچای تفکیک نشده و زیارت می باشند. از آنجا که گسل کندوان یکی از گسلهای مهم و بنیادی البرز است در این نوشتار به تحلیل هندسی و جنبشی این گسل پرداخته شده است.

بحث :

1- هندسه ساختاری گسل کندوان

این گسل یکی از گسلهای اصلی رشته جبال البرز است که روند تقریبی WNW-ESE داشته و از نزدیکی آتشفشان دماوند تا علم کوه تداوم دارد (وحدتی دانشمند،1370). گسل کندوان واحدهای سنگی پالئوزوئیک و مزوزوئیک را به سمت جنوب بر روی سازند ائوسن کرج و نهشته های جوان تر رانده است. به طرف شرق و در نواحی پایانه ای خود، گسل کندوان به درون ساختارهای نیمه قائم و بعضاً حتی با شیب رو به جنوب ادامه می یابد.(Allen et al., 2003) این گسل مرز زیرپهنه های پالئوزوئیک مرکزی و ترشیاری مرکزی (Gansser & Huber,1962) را تشکیل داده و به نظر می رسد حوضه البرز شمالی را از حوضه البرز جنوبی در ائوسن جدا می کرده اسـت(آقانباتی، 1383).

بخشی از گسل کندوان که به طول حدود40 کیلومتر و روند تقریبی آزیموت 115 در زیرپهنه ساختاری گچسر حضور دارد در برشهای دره کرج- چالوس و دره انگوران مطالعه شده است (شکل1).

1-1- برش دره کرج- چالوس

در این برش، در اثر عملکرد گسل کندوان سازند شمشک به سن تریاس پسین- ژوراسیک آغازی(TR₃J_S) که متشکل از شیل، ماسه سنگ، سیلت سنگ، و حاوی زغال است بر روی بخش توف میانی سازند کرج (E_k,t2)که متشکل است از توف سبز ضخیم لایه، شیلها و آواری ها رانده شده است(شکلهای2و 3). شیب گسل کندوان در این برش º50-40 به سمت شمال شرق بر آورد می شود. در گسل کندوان در ناحیه کندوان(شرق محدوده مورد مطالعه) از سوی نیک نژاد (1382) مطالعه شده و به عنوان یک گسل راندگی و دارای مؤلفه راستگرد معرفی شده است.

1-2- برش دره انگوران

در برش دره انگوران، گسل کندوان قبل از روستای انگوران رخنمون دارد. در طرف شرقی دره انگوران، در اثر عملکرد گسل کندوان عضو Cm سازند مبارک به سن کربونیفر پیشین (شامل سنگ آهک دولومیتی ودرون لایه های مارنی) بر روی واحد شیل یا سنگ آهک کندوان(OM) به سن الیگوسن- میوسن (متشکل از سیلت سنگ، مارن، ماسه سنگ و گچ) رانده شده است(شکلهای 2 و 4الف). واحد شیل یا سنگ آهک کندوان در این ناحیه دارای توده های عظیم گچ می باشد که در عکسهای هوایی هم قابل تشخیص است. موقعیت گسل (dip/dip direction)در این قسمت 025/ 53 اندازه گیری شده است. عدسی های نامتقارن تشکیل شده در پهنه گسل نیز سوی جابجایی روی سطح گسل را به سمت آزیموت170 نشان می دهند که حاکی از سازوکار راندگی با مؤلفه کوچک راستالغز راستگرد برای گسل در این ناحیه است(شکلهای 4ب و ج). در طرف غربی دره انگوران(شکل5)، گسل کندوان سازند لشکرک به سن اردویسین میانی(Ol) (متشکل از ماسه سنگ، شیل، آهک و مارن) را بر روی واحد شیل یا سنگ آهک کندوان(OM) به سن الیگوسن- میوسن رانده است. موقعیت گسل در این برش 014/46 می باشد.

قرارگیری نهشــته هایی بعضاً به سن اردووسین بر روی سازندی به سن الیگوسن- میوسن بیانگر حداقل 5 کیلومتر جابجایی روی سطح گسل است(Allen et al.,2003). همچنین وجود دو واحد متفاوت(سازند لشکرک و سازند مبارک) در فرادیواره گسل کندوان به عملکرد گسل عرضی دره انگوران منتسب می شود. به گفته Stocklin (1974) این گسل و گســلهای نیمه موازی با آن در شمال جابجایی راستگرد دارند.

- شواهد وارون شدگی

وارون شدگی(inversion) که به عنوان تغییر شرایط زمینساختیتعریف می شود در تاریخچه بسیاری از کمربندهای کوهزایی که در آنها حوضه های کششی (مثل حواشی قاره ای غیرفعال) در تشکیل کمربندهای چین خورده- رانده نقش داشته اند اهمیت دارد(McClay, 2000) و مواردی از گسلهای معکوس و چین خوردگی ها که قبلاً به عنوان نازک پوسته تلقی می شدند، می توانند به عنوان ساختارهای وارون ضخیم پوسته مطرح شوند(Coward, 1994). از ساختارهای رژیم های زمینساختی وارون شده می توان به چینهای رشدی، راندگی های تجدید فعالیت کرده پر شیب، پس رانده ها(back thrusts)، راندگی های میانبر فرودیواره ای، ساختارهای گلواره و ساختار هارپن اشاره کرد.

2-1- شیب گسل

اندازه گیری های انجام شده بر روی گسل کندوان در این مطالعه نشان داد که گسل کندوان دارای شیبی حدود º60- 45 می باشد. شیب گسل در ناحیه علم کوه º70-60 به سمت شمال (Stocklin, 1974) برآورد شده است. وارون شدگی سیستم گسلهای کششی از روی سیستم گسلهای راندگی پرشیبی مشخص می شود که اکثراً به طرف بالا محدب بوده و به طرف پایین پر شیب شده و به افق جدایش های جدایشی از قبل موجود ملحق می گردند (McClay, 2000). نطفه گذاری راندگی ها بوسیله هندسی رژیم کششی قدیمی و تأثیر مقابله ای(buttressing effect) آن کنترل می شود. شایان ذکر است که در مقادیر کم وارون شدگی، ساختار های مذکور ممکن است تشخیص داده شوند ولی در مقادیر بالاتر بسیاری از ساختارهای گفته شده متأثر شده و ساختارهای پیچیده ای حاصل می آیند، به گونه ای که قواعد رایج سیستم های راندگی به کار نخواهند آمد(McClay, 2000).

2-2- پس رانده ها(back thrusts)

همانگونه که اشاره شد پس رانده ها از ساختارهایی هستند که در اثر وارون شدگی ایجاد می گردند. گسلهای متعددی در فرادیواره گسل کندوان شکل گرفته اند. که از آن جمله می توان به گسلهای آزادکوه و سیاه بیشه (خارج از منطقه مورد مطالعه) اشاره کرد(شکل2). در منطقه مورد مطالعه گسل آزادکوه دارای موقعیت 146/50 و سازوکار غالب معکوس است(شکل6) ولی به طرف شرق و در جایی که این گسل در فرادیواره گسل کندوان ظاهر می شود شیب گسل افزایش می یابد و موقعیت آن به160/60 تغییر می کند(نیک نژاد، 1382). همین امر سبب شده مجموعه مابین گسلهای کندوان و آزادکوه که عمدتاً شامل نهشته های پالئوزوئیک و مزوزوئیک می باشد به صورت یک ساختار بالاجسته(pop-up) ظاهر شود. گسل سیاه بیشه نیز دارای شیب به سمت جنوب بوده و در فرادیواره گسل کندوان درون سازند شمشک عمل کرده است(وحدتی دانشمند، 1379).

-3- چینهای فرودیواره ای

در فرودیواره گسل کندوان دو ناودیس توسعه یافته اند(شکلهای2و7) که به نظر می رسد که ناودیس هایی هستند که در اثر عملکرد گسل کندوان ایجاد شده و بعد با ادامه دگرریختی دچار چرخش شده اند. این چینها نیز از ساختارهایی هستند که احتمالاً در اثر فعالیت مجدد گسل کندوان ایجاد گردیده اند.

2- 4- راندگی های میانبر فرودیواره ای

گسلهای متعددی در فرودیواره گسل کندوان تشکیل شده اند. که مهمترین آنها گسلهای راندگی وله، وارنگه رود، آزادبر شمالی و گرمدر می باشند(شکل2). مطالعه زیرپهنه ساختاری گچسر نشان می دهد که در برش دره کرج- چالوس، گسلهای دره آزادبر، وله، وارنگه رود، TF2وTF4 و در برش ناحیه طالقان، گسلهایدهدر، ناریان، گرمدر و آزادبر شمالی داری هندسه و تحول جنبشی مشابه می باشند. این دو دسته گسل در مرکز منطقه مورد مطالعه به هم ملحق شده(شکل2) و یک سیستم گسلی با شیب حدود º40 به سمت شمال- شمال شرق مشابه سیستم گسل های راندگی فلسی (imbricate thrust system) را به وجود می آورند(نعیمی، 1386).

نیک نژاد(1382) نیز عنوان می کند که در اثر فعالیت گسل کندوان گسلهای متعددی با انتشار رو به جلو(leading imbricate fan) در فرودیواره گسل در ناحیه کندوان ایجاد شده اند. این گونه راندگی ها قادر به حرکت درون پی سنگ نبوده و تنها پوششی رسوبی را متأثر می کنند. از سوی دیگر سیستم گسلهای فوق از نظر هندسه و تحول جنبشی مشابه گسل کندوان بوده و در فرودیواره این گسل پدید آمده اند. به همین سبب این سیستم گسل راندگی به نظر می رسد به صورت راندگی های میانبر فرودیواره ای (footwall shortcut thrusts) عمل کرده اند. راندگی های میانبر فرودیواره ای نیز از ساختارهایی هستند که در فرودیواره گسلهای وارون شده پدید می آیند(McClay, 2000)

نتیجه گیری :

زمینساخت وارون(inversion tectonics) از رژیمهایی است که در سالهای اخیر یرای رشته جبال البرز پیشنهاد شده است.به عنوان مثال Brunet و همکاران (2003) بیان می کند که حوضه های آچارا- تریالت، ایروان- اردوباد، تالش و حوضه های جنوب البرز ویژگی های مشابهی دارند. این حوضه ها در نتیجه کافتی شدن کرتاسه حاصل شده و در پایان زمان کرتاسه پسین- پالئوسن تحت رژیم فشاری قرارگرفته اند. مشخص ترین ویژگی مشترک آنها یک مرحله کششی در ائوسن میانی است که به گسترش حوضه های باریک عمیق (غالباً در شرایط دریایی) منجر شده و با ولکانیسم کالک آلکالن متمایل به آلکالن همراهی می شود. به عقیده Yassaghi (2005)راندگی های اصلی البرز مرکزی شاخصه گسل های محدود کننده حوضه را نشان می دهند که در فرادیواره خود پس رانده هایی دارند که مقدار حرکت آنها از مقدار حرکت راندگی اصلی بیشتر است. این ویژگی که در حوضه های وارون شده رایج است بیان می کند که این پس رانده ها در طی یک فاز تراکمی و در یک رژیم زمینساختی وارون پدید آمده اند. Zanchi و همکاران(2006) وارون شدگی زمینساخت را به صورت ترافشاری (transpressive inversion) در نظر می گیرند. Nazri(2006) نیز تغییر سازوکار گسلهای بنیادین البرز را یکی از مراحل اصلی تکوین این رشته جبال می داند.

از آنجا که آغاز فعالیت گسل کندوان به عنوان گسلی که حوضه های رسوبی البرز شمالی و جنوبی را از هم جدا می ساخته و کنترل کننده گسترش نهشته های ترشیری(سازند کرج) بوده به پیش از ترشیری برمی گردد، لذا دگرریخت شدن واحدهای ترشیری و تشکیل سیستم گسل های راندگی فلسی در فرودیواره گسل کندوان مرتبط با ادامه فعالیت گسل در ترشیری پسین باشد. و نهشته سازند کرج به عنوان نهشته های همزمان با وارون شدگی(syninversion) می باشند. از سوی دیگر به دلیل آنکه راندگی های فلسی فرودیواره گسل کندوان نهشته های پلیوسن را نیز دگرریخت نموده اند تکامل این راندگی ها تا پلیوسن پیشین نیز ادامه داشته است.

بر این اساس می توان عنوان کرد که گسل کندوان یک گسل نرمال کنترل کننده حوضه(basin-bounding) بوده که در اثر وارون شدگی به صورت راندگی عمل کرده است. علاوه بر شیب زیاد گسل، توسعه راندگی های فلسی پیش بومی در فرودیواره گسل، توسعه ناوریختهای بزرگ فرودیواره ای و تشکیل پس رانده های آزادکوه و سیاه بیشه در فرادیواره آن همگی هندسه ای مشابه هندسه گسلهای نرمال وارون شده به ما نشان می دهند. وارون شدگی گسلهای اصلی البرز که کنترل کننده مرزهای زیرپهنه های ساختاری آن می باشند در قسمتهای دیگر رشته جبال از جمله در راستای گسل مشاء نیز مورد تأئید قرار گرفته است(Ehteshami & Yassaghi, 2007). سن این وارون شدگی به باور ایشان ترشیری پسین می باشد. Nazri(2006) نیز معتقد است که گسلهای شمال البرز، کندوان، طالقان و مشاء گسلهای بنیادینی هستند که در طی دوره تکوین این رشته جبال، از گسلهای کششی به گسلهای فشاری تغییر سازوکار داده اند.

منابع فارسی :

1_ آقا نباتی، س. ع.(1383). زمین شناسی ایران، سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، 620 صفحه.

2- نعیمی، ا.(1386). تحلیل هندسی و جنبشی سیستم گسلهای راندگی بین گسلهای کندوان و طالقان در منطقه آزادبر، البرز مرکزی ، پایان نامه دوره کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس.

3_ نیک نژاد، س.(1382). تحلیل هندسی و جنبشی گسل های راندگی منطقه کندوان، پایان نامه دوره کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس.

4_ وحدتی دانشمند، ف.(1370). نقشه زمین شناسی1:250000 آمل، سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور ، تهران.

5_ وحدتی دانشمند، ف.(1379). نقشه زمین شناسی1:100000 مرزن آباد، سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور ، تهران.

6_ یساقی، ع.، و عباسی، ع. ر. (1384). تحلیل هندسی و جنبشی ریزپهنه ساختاری لانیز، شاهدی بر تکامل ساختاری جنوب البرز مرکزی. فصلنامه علوم زمین، شماره 56، تابستان 1384.

کلید واژه ها: سایر موارد