چینه شناسی ناحیه ای کمربند چین خورده -رورانده زاگرس در طی نئوپروتروزوئیک پسین تا فانروزوئیک
نوع گزارش
زمین لرزه
گروه
زمین شناسی مهندسی و ژئوتکنیک
نویسنده
مهدی علوی
تاریخ انتشار
۲۳ دی ۱۳۹۵
خلاصه توضیحات
چینه شناسی ناحیه ای کمربند چین خورده -رورانده زاگرس در طی نئوپروتروزوئیک پسین تا فانروزوئیک
توضیحات
چینه شناسی ناحیه ای کمربند چین خورده -رورانده زاگرس در طی نئوپروتروزوئیک پسین تا فانروزوئیک ،در بررسی های اخیر مورد بازنگری قرار گرفته است .که مشتمل بر چهار گروه بزرگ سنگی است که هر گروه حاوی چندین توالی بزرگ رسوبی (megasequnce ) است که با یک مرز نا
خلاصه :
چینه شناسی ناحیه ای کمربند چین خورده -رورانده زاگرس در طی نئوپروتروزوئیک پسین تا فانروزوئیک ،در بررسی های اخیر مورد بازنگری قرار گرفته است .که مشتمل بر چهار گروه بزرگ سنگی است که هر گروه حاوی چندین توالی بزرگ رسوبی (megasequnce ) است که با یک مرز نا پیوستگی مشخص شده و ناشی از تغییرات در وضعیت رسوبی -زمین ساختی می باشد .
اولین گروه سنگی ،محدوده سنی نئوپروتروزوئیک پسین تا دونین ؟را در بر می گیردو شامل دو توالی بزرگ به شرح ذیل می باشد :
سنگ ها ی پروتروزوئیک پسین تا کامبرین میانی مشتمل بر یک توالی بزرگ رسوبی تبخیری ،سیلیسی کلاستیک با بین لایه های کربناته است که در یک حوضه انبساطی Pull a part منتج از تکتونیسم راستا لغز نهشته شده است .
این رسوبات توسط توالی بزرگ رسوبی بعدی (Megaseq unce II) مربوط به کامبرین میانی تا بالایی پوشیده شده که شامل نهشته های سیلیسی کلاستیک و کربنات های مناطق دریایی کم ژرفا مربوط به توالی تختگاهی روی قاره ای می باشد .سنگهای سیلتی و سنگ ماسه هایی با منشا آتشفشانی مربوطبه اردویسین ،سیلورین و دونین ؟که روی رسوبات قبلی را می پوشانند مربوط به بقایای محلی از واحد های چینه ای فرسایش یافته می باشند که به طور گسترده ای دگرشیبهای بزرگی را ایجاد نموده اند .
دومین گروه سنگی ،مشتمل بر دو توالی بزرگ رسوبی مربوط به پرمین و تریاس است که شامل نهشته های سیلیسی کلاستیک قاعده ای پیشرونده می باشد که به طور گسترده ای بر روی کربناتهای تبخیری دریای کم ژرفای روی پانگه آیی (epi- pangean )نهشته شده است.
سومین گروه سنگی ،مشتمل بر چهار توالی بزرگ رسوبی متشکل از کربنات های کم عمق تا عمیق همراه با رسوبات تبخیری و آواری می باشد که بر روی پادگانه قاره ای نئوتتیسی در طی ژوراسیک پیشین تا تورنین پسین نهشته شده است .
گروه چهارم ،شامل نهشته های سیلیسی کلاستیک و کربناته باروند NW –SE می باشد که در طی کرتاسه پسین تا عهد حاضر در حوضه پیش بوم زاگرس که به عنوان بخش عمده ای از کوهزایی زاگرس محسوب می گردد نهشته شده است .این گروه شامل سه توالی بزرگ رسوبی (IX,X,XI)با تغییرات رخساره ای به طور جانبی و عمودی است که نشانگر حوادث زمین ساختی خاصی از ناحیه می باشد .
توالی بزرگ رسوبی (IX)شامل رسوبات سیلیسی کلاستیک و کربنات های پیشرونده و پسرونده تورنین فوقانی تا ماسترشتین میانی می باشد که بیانگر فرارانش قطعات افیولیتی و وقایع برخورد در کوهزاد زاگرس می باشد توالی بزرگ رسوبی (X)شامل سنگ های سیلیسی کلاستیک و کربنات های پالئوسن تا ائوسن فوقانی می باشد که در ابتدا به علت کاهش فعالیت های زمین ساختی به صورت پیشرونده د رجبهه (پیشانی ) منشور کوهزایی زاگرس نهشته شده و سپس با افزایش فعالیت های زمین ساختی در اثر عملکرد برگه های رورانده به صورت پسرونده صورت گرفته است .
توالی بزرگ رسوبی (XI) که شامل نهشته های کربناته که در یک دوره کوتاه از اولیگوسن تا میوسن زیرین پس از یک دوره فعالیت های شدید گسل های رورانده در ائوسن پسین در منشور تغییر شکل یافته نهشته شده است و نیز شامل توالی از رسوبات سیلیسی کلاستیک میوسن زیرین تا عهد حاضر می باشند که در جهت شمال خاوری به سمت جنوب باختری به طرف بالا درشت شونده می باشند که مشتمل بر محصولات حاصل از فرسایش برگه های رانده شده زاگرس می باشد .
مقدمه :
کمربند چین خورده - رورانده زاگرس (شکل 1) که برای مسافتی حدود 2000 کیلومتر از جنوب خاوری ترکیه ،شمال سوریه و عراق تا باختر و جنوب ایران کشیده شده با تعداد بسیار زیاد میادین -هیدروکربوری ،یکی از مهمترین منابع نفتی کمربند چین خورده - رورانده دنیا محسوب می گردد.
این کمربند چین خورده -رورانده نتیجه ای است از تغییرات ساختاری سیستم پیش بوم زاگرس ،جایی که در حال حاضر خلیج فارس و حوضه های قاره ای مزوپو تامید(لیز و فالکی 1925،پورستر 1973،کاسلر 1973،بالتز و پورسر 1990) و زیر راندگی حوضه قبل از پیش بوم قرار دارد و عمدتا" شامل رسوبات قاره ای و توالی تختگاهی می باشد .این کمربند از نظر ساختاری به صورت یک منشور مطبق از برگه های رورانده تکامل یافته می باشد که متشکل از رسوبات نئوپروتروزوئیک پسین و فانروزوئیک می باشد که ضخامت آن در قسمت جنوب باختری منشور به 7 تا 12 کیلومتر می رسد(علوی 1994-1991).
قدیمیترین مطالعات سیستماتیک چینه شناسی زاگرس توسط جیمز و وایند (1965) که فقط واحدهای مزوزوئیک و سنوزوئیک را در بر می گیرد انجام شده است .
در بررسی های جدید اطلاعات با ارزش چینه شناسی زیادی در ناحیه ارائه گردیده است ،به ویژه اینکه ،عقیده بر این است که قسمت مهمی از چینه شناسی کمربند چین خورده -رورانده در یک حوضه پیش بوم (Proforeland )روی قاره ای همزمان با کوهزایی توسعه یافته که تغییرات آن به وقایع زمین ساختی و ساختاری همراه با کوهزایی زاگرس وابسته است .
حوضه های پیش بوم که توسط گیلز و دیسلز (1996)معرفی و ارائه شده اند فمورد توجه بسیاری از دانشمندان علوم زمین قرار گرفته اند چرا که این حوضه ها محل مناسبی برای تولید ،مهاجرت و تجمع مواد هیدروکربوری محسوب می گردند که موضاعاتی قابل بررسی در علوم چینه شناسی ،رسوب شناسی ،ساختمانی و ژئودینامیک می باشند .
حوضه preforeland زاگرس (که نوع خاصی از حوضه های پیش بوم محسوب می گردد.جهت اطلاعات ببیشتر به مقالات وایلت و همکاران 1993،جانسون و بیومنت 1995 مراجعه شود )به عنوان بخشی از کمربند چین خورده -رورانده زاگرس با ماهیت اقتصادی آن همچنان مساله ساز باقیمانده است .
بررسی های زمین شناسی در ایران در منطقه زاگرس نزدیک به یک قرن پیش با اکتشاف اولین میدان نفتی در ناحیه شروع و بررسی هائی که توسط برخی زمین شناسان نفتی در این ناحیه صورت گرفته است منجر به فهم بهتری از زمین شناسی و رسوب گذاری همزمان با تکتونیک این پهنه نفتی شده است .
(برای مثال لیز 1950،فالکن 1958و1974،دونینگتون 1958و1967،جیمز و وایند1965،مینا و همکاران 1967،کامن کای 1970،زابو و خردپیر 1978و.....)
در این بررسی ها کمربند چین خورده -رورانده زاگرس به صورت حوضه پیش بوم معرفی شده است و لیکن هیچ اشاره ای به جزئیات بیشتر در مورد چینه شناسی و توع در پهنه رسوبی و نیز ارتباط بین تکامل رسوبی و وقایع زمین ساختی که سبب شکل گیری این کمربند کوهزایی باشد ،نشده است .
در سال های اخیر در قالب نقشه های زمین شناسی تهیه شده است در قسمت های داخلی و خارجی این کمربند (برای مثال علوی 1994و1991،علویو مهدوی 1994،احسان بخش 1996،نظری و شهیدی 1998،طالبیان 1999،کریمی باوندپور 1999،محجل و فرگوسن 2000)فهم بهتری از تکامل این کمربند کوهزایی و حوضه پیش بوم وابسته به آن ارائه شده است .
موقعیت زمین ساختی
کمربند کوهزایی زاگرس (شکل 1)حاصل از سه واقعه زمین ساختی به شرح زیر می باشد :
1- فرورانش لیتوسفر اقیانوسی نئوتتیسی به زیر لیتوسفر قاره ای ایران در طی کرتاسه پیشین تا پسین .
2- فرارانش قطعات اقیانوسی نئوتتیسی (افیولیتهای نئوتتیسی )بر روی حاشیه منفعل آفریقا – عربستان د رطی کرتاسه پسین (تورنین تا کمپانین ).
3- برخورد لیتوسفر قاره ای آفریقا –عربستان با ورقه ایران در طی کرتاسه پسین و پس از آن (علوی 1994).
4- این کمربند کوهزایی از شمال توسط گسل راستالغز چپروی آناتولی خاوری (EAF) و از جنوب خاوری توسط خطواره عمان (OL)(فالکون 1969)محدود می شود (خطواره عمان به عنوان یک گسل ترانسفورم به جا مانده از اقیانوس نئوتتیس در نظر گرفته می شود ).
این کوهزایی شامل سه کمربند موازی به شرح ذیل است :
1- مجموعه آتشفشانی ارومیه -دختر (UDMA):
که یک کمان آتشفشانی حجیم و وابسته به فرورانش می باشد و متشکل از سنگ های آذرین درونی و بیرونی با ترکیب تولئیتی -کالکو آلکان و آلکان غنی از پتاسیم (همراه با توالی های آذر آواری و ولکانوکلاستیک )در امتداد حاشیه فعال لیتوسفر ایران می باشد .
2- کمربند فلسی شکل زاگرس (پهنه سنندج –سیرجان )(ZIZ):
پهنه سنندج –سیرجان همانطور که توسط علوی 1994 پس از اشتوکلین 1998و1977 تشریح گردیده شامل منطقه ای متشکل از گسل های رورانده است که برگه های متعددی از واحد های چینه ای فانروزوئیک دگرگون شده و دگرگون نشده از محل برخورد در شمال خاوری را به سمت جنوب ابختری (بخش های داخلی کراتون عربستان )حمل نموده است .
3- کمربند چین خورده -رورانده زاگرس (ZFTB):
که بخش خارجی کمتر تغییر شکل یافته کمربند کوهزایی زاگرس را تشکیل می دهد و شامل مجموعه ای از سنگ های چین خورده و گسل خورده به ضخامت 4تا7 کیلومتر از توالی پالئوزوئیک و مزوزوئیک است که توسط سنگ کربناته و سیلیسی کلاستیک سنوزوئیک با ضخامت سه تا پنج کیلومتر پوشیده شده اند.
این مجموعه خود بر روی پی سنگ به شدت دگرگون شده پروتروزوئیک .
حاصل از عملکرد گسل های راستا لغز نجد از نئوپروتروزوئیک پسین تا کامبرین قرار گرفته اند (براون و جکسون 1960،مور1819،آگار 1987و حسینی 1988).
جبهه تغییر شکل کنونی زاگرس حد جنوب باختری این کمربند را مشخص می کند (ZDF)و هنوز در جنوب باختری این مرز (جبهه تغییرات )تغییر شکل زاگرس انتشار نیافته است .
چینه شناسی :
بیش از یکصد ستون چینه شناسی سطح الارضی و تحت الارضی (چاه )در اقصی نقاط کمربند زاگرس مورد مطالعه قرار گرفته است .
براساس این اطلاعات و دیگر گزارشات چینه شناسی ،رسوب شناسی ،پتروگرافی ،مشاهدات صحرایی و آزمایشگاهی توسط نگارنده ،توصیفی برای هر یک از واحد های چینه ای (نه لزوما"برای تمامی سازند ها ) در ضمیمه آورده شده است .
چینه شناسی نئوپروتروزوئیک پسین و فانروزوئیک کمربند چین خورده -رورانده زاگرس را براساس خصوصیات رسوبی -زمین ساختی می توان به چهار گروه بزرگ سنگی تقسیم نمود .هر گروه شامل چندین توالی بزرگ رسوبی (Megasequence) با مرز دگرشیب می باشد که بیانگر یک چرخه رسوبی مجزا بوده و شامل چندین واحد سنگ چینه ای بشرح زیر می باشد (شکل 2).
(( حوضه های انبساطی pull a part و تختگاه روی قاره ای نئوپروتروزوئیک تا دونین ؟))
قدیمیترین گروه سنگی کمربند زاگرس مربوط به نئوپروتروزوئیک تادونین ؟ می باشد که مشتمل بر رسوبات دریایی و غیر دریایی متشکل از یک واحد تبخیری ضخیم همراه با لایه های رسوبی و آتشفشانی در قاعده می باشد که با رسوبات سیلیسی کلاستیک (عمدتا" رودخانه ای ) و سنگهای کربناته با چندین ناپیوستگی ناحیه ای در سطوح مختلف چینه ای پوشیده می شود (شکل 2) و شامل دو توالی بزرگ رسوبی به شرح ذیل می باشد :
توالی بزرگ رسوبی نئوپروتروزوئیک پایانی تا کامبرین (مگاسکانس I) که از انباشتگی و تجمع رسوبات در یک حوضه انبساطی Pull a part وابسته به سیستم گسل راستا لغز نجد در پرکامبرین پسین تا کامبرین پیشین در بخش شمال خاوری بزرگ قاره گندوانا به وجود آمده است .
نقشه های مربوط به کامبرین میانی و فوقانی (سازند میلا )به شکل یک توالی رسوبی عمدتا" کربناته پیشرونده و پسرونده (مگاسکانسII) با یک نا پیوستگی واضح از توالی رسوبی زیرین جدا شده است که شامل ارتوکوارتزیت و کوارتز آرنایت می باشد که بر روی تختگاه قاره ای نهشته شده است .وضعیت رسوبی –زمین ساختی کامبرین پایانی تا قبل از پرمین نامشخص است .
حضور لایه هایی با منشا آتشفشانی در واحد های چینه ای جوانتر (برای مثال در زرد کوه )بیانگر ارتباط آن با توسعه اقیانوس پالئوتتیس است که در کمربند البرز واقع در شمال ایران در پالئوزوئیک پیشین باز شده است (علوی 1966).دو واحد رسوبی قبل از پرمین ،نقش بسزایی در تکامل ساختاری و چینه ای دارند.
اولین واحد ،واحد تبخیری نئوپروتروزوئیک پسین -کامبرین (سری هرمز ) می باشد که در حال حاضر به صورت یک گسل جدایشی مهم در تکامل ساختار کمربند چین خورده رورانده و نیز الگوی ساختاری به شکل دیاپیریسم پیچیده نمک در منطقه موثر می باشد (برای مثال کنت 1958،فالکن 1969،تالبوت و جارویسی 1984،علوی 1994،تالبوت و علوی 1996).
دومین واحد ،شیلهای گراپتولیت دار سیلورین (سازند کهکم )می باشد که منشا نفت برای هیدروکربورهای مخازن پرمین - تریاس محسوب می گردد(بوردناو و بوروود1990).
(( تختگاه روی پانگه آیی پرمین تا تریاس ))
گروه سنگی نئوپروتروزوئیک پسین تا دونین ؟با یک دگرشیبی متشکل از سنگ ماسه و کنگلومرای قاعده ای از توالی پوشاننده تختگاه روی پانگه آئی مربوط به پرمین تا تریاس پوشیده می شود (زابو وخرد پیر 1978 ،شریف 1982 ،قویدل سیوکی 1988).
رسوبات پرمین -تریاس در یک دریای خیلی کم ژرفا و استوایی گرم نهشته شده اند و مشتمل بر دو توالی بزرگ رسوبی (III,IV) می باشند که با دگر شییبی در مرز پرمین -تریاس جدا می شوند(شکل 2).
این دو توالی بزرگ رسوبی در مجموع نقش مهمترین پتانسیل مستعد گاز در دنیا را بازی می کنند .
توالی رسوبی پرمین (III)به طور پیوسته با پیشروی دریا از شمال خاوری بر روی تختگاه پانگه آ(پلاتفرم پانگه آ) نهشته شده و شامل کنگلومرای قرمز قاعده ای ،آرکوزدار و سنگ ماسه کوارتزیتی می باشد .
رسوبات پرمین بالایی با بین لایه های دولومیت و نهشته های تبخیری (در جنوب باختری ) و آهک بیوکلاستیک محیط پر انرژی در شمال خاوری همراه بوده و به طور جانبی به سمت خاور و شمال خاوری گسترش یافته است که در حال حاضر دگرگون شده و سنگ های کربناته و آواری سرشار از فوزولینید در پهنه فلسی شکل زاگرس (سنندج –سیرجان ) توسط علوی 1997 و در ایران مرکزی توس مهدوی 1995 به نقشه در آمده است .
توالی بزرگ تریاس (مگا سکانس IV)،با رسوبات پیشرونده به سمت شمال خاوری شامل بین لایه های تبخیری و دولومیت به همراه لایههای آهکی دریای کم ژرفا اما کم انرژی می باشد .یک دگرشیبی معادل با دگر شیبی تریاس پسین شناخته شده در پهنه فلسی شکل زاگرس،این توالی (IV)را از نهشته های فوقانی مربوط به پادگانه قاره ای ژوراسیک تا کرتاسه جدا می نماید .
این دگرشیبی همراه با فعالیت های زمین ساختی کشش فعالیت های آذرین درونی – خروجی و دگرگونی در پهنه فلسی شکل زاگرس (پهنه سنندج – سیرجان )توس علوی 1994 شناخته شده است .
در کمربند چین خورده -رورانده زاگرس این دگر شیبی بسیار مشهود بوده و در لرستان و خوزستان همراه با فرسایش و کاهش ضخامت دولومیت و تبخیریها ی تریاس در حدود 250 متر نسبت به سایر نواحی می باشد . این دگر شیبی به عملکرد گسل های انبساطی که بیشتر به سمت شمال خاور در طول حاشیه قاره ای در طی باز شدن حوضه اقیانوس نئوتتیس پیشروی کرده نسبت داده شده است .
((توالی پادگانه قاره ای ژوراسیک تا کرتاسه پسین نئوتتیسی))
قاعده ژوراسیک تا تورنین بالا(براساس جیمز و 1965،خرد پیر 1975،خلیلی 1976و شکیب 1990)متشکل از چندین توالی بزرگ (VتاVIII) است که در یک محیط پادگانه قاره ای کم عمق تجمع یافته اند و توالی قبلی (تختگاه پرمین –تریاس )را می پوشاند (شکل 2).این گروه سنگی در راستای شمال ،شمال خاوری به سمت دریای نئوتتیس در یک آب و هوای استوایی نهشته شده اند .
توالی های رسوبی VتاVIII،سنگ منشا و سنگ پوش مخازن نفتی را تشکیل می دهند و توسط دگرشیبی های فرسایشی و نبود های زمانی کوچکی از یکدیگر متمایز می گردند.
پایین ترین واحد این گروه ،سازند نیریز به سن ژوراسیک پیشین می باشد و شامل آرژیلیک و سنگ ماسه دتریتی با منشا رسوبی به سمت شمال خاوری می باشد که به احتمال زیاد در اثر عملکرد گسل های عمیق حاصل از شکست قاره در زمان باز شدن اقیانوس نئوتتیس نهشته شده است .
واحدهای پوشاننده توالی های VتاVIII تغییر رخساره هایی به طور تدریجی در جنوب باختری از ساحل ،لاگونی ،تبخیری ،آواری و دولومیتی به شمال خاوری شامل آب های کم ژرفا ،محیط های آهکی پر انرژی تا دریای عمیق ،پلاژیک ،آهکهای رسی تا مارن نشان می دهند .
در سطوح چینه شناسی مختلفی این تغییر رخساره قابل تشخیص بوده و به نظر می رسد نتیجه ای از دوباره فعال شدن عناصر ساختاری از قبل موجود عمدتا" با روندشمالی -جنوبی در زیر کمر بند نئوپروتروزوئیک پان – آفریقایی باشد.
به عنوان مثال در ژوراسیک فوقانی تا کرتاسه تحتانی آرژیلیکها و سنگهای کربناته سازند های فهلیان ،گدون و داریان در قسمت میانی کمربند(در استان خوزستان )ستبرایی حدود 750 متر دارند در حالی که به طرف جنوب خاوری (در استان فارس) ستبرای آنها به 250 تا 300 متر می رسد .
این تغییرات در سرتاسر خطواره ای با روند شمالی -جنوبی که به خطواره قطر -کازرون معروف است حادث شده است که ویژگی های ساختاری آن توسط فالکن 1969،پتینسون و تکین 1971 و بیکر و دیگران 1993 توضیح داده شده است .
((حوضه پیش بوم (Proforeland)مربوط به تورنین پسین تا عهد حاضر ))
توالی های پادگانه قاره ای به طور دگر شیب با رسوبات دریایی و قاره ای مربوط به کرتاسه فوقانی تا عهد حاضر که بطور عمده شامل نهشته های سیلیسی کلاستیک ،کربنات های مناطق کم عمق تا عمیق دریایی و تبخیری بوده و از شمال خاوری آورده شده اند پوشیده می شوند.
این تغییر رخساره و ضخامت مربوط به حوضه پیش بوم با روند شمال باختری -جنوب خاوری در پیشانی مناطق برخاسته در حین کوهزایی زاگرس حاصل شده است .
رسوبات حوضه پیش بوم شامل توالی های رسوبی (IXتاXI) به عنوان بخشی از سیستم پیش بوم کمربند چین خورده -رورانده زاگرس می باشد که بقایای فرسایش یافته نازکی از نهشته های حوضه پیش بوم توسط علوی و مهدوی 1994 و علوی 1997 به طور محلی در زون فلس شکل زاگرس (سنندج –سیرجان )به نقشه در آورده شده است .
به طرف جنوب باختری رسوبات این حوضهه اغلب به صورت هم پوشانی و به طور جانبی در طول دگرشیبی ها نازک می شوند ودر نهایت از بین می روند .
ضخامت سیلیسی کلاستیکهای حوضه پیش بوم اندازه گیری شده از مقاطع تیپ واحدهای مختلف چینه شناسی به طور تقریب 6480 متر و رسوبات کربناته دریایی در عمیق ترین نقاط حوضه حدود 1940 متر می رسد .
در راستای شمال خاوری حوضه و در داخل رسوبات سیلیسی کلاستیک هیچ هیدروکربوراقتصادی یافت نگردیده و لیکن در رخساره های قسمت های عمیق و کم انرژی و نیز مناطق کم ژرفا و پر انرژی حوضه به سمت ساحل (به طرف جنوب باختر )سنگ منشا و سنگ مخزن نفت مشاهده میگردد.سنگ های تبخیری ،سنگ های آهکی مناطق عمیق دریا ،مارنها و سنگ آهک رسی ،پوش سنگ مخازن هیدروکربوری را تشکیل می دهند.
((توالی های بزرگ رسوبی حوضه پیش بوم ))
سه توالی بزرگ رسوبی حوضه پیش بوم (IXتاXI) به موازات روند عمومی کمربند چین خورده -رورانده گسترش یافته اند که هر توالی تغییر رخساره به صورت جانبی و عمودی را نشان می دهند .
چهار مقطع چینه شناسی کمربند(شکل 3) ارتباط چینه ای حوضه پیش بوم را نشان می دهد . در این مقطع عرضی موازنه شده ساختاری موقعیت ستون ها ی چینه شناسی اولیه قبل از موقعیت زاگرس دگر شکل شده بازسازی شده است .
ارتباط چینه ای عمومی بین رخساره های پسرونده و پیشرونده تجمع یافته در پهنه های رسوبی مختلف حوضه پیش بوم در شکل 4 نشان داده شده است .
تفسیر های ساختاری بیانگر این واقعیت است که بار حاصل از تجمع رسوبی در حوضه ،تابع بار حاصل از عملکرد گسلهای رانده شده در کمربند کوه زایی زاگرس می باشد .
توالی بزرگ رسوبی مربوط به کرتاسه پسین (68 تا حدود 90 میلیون سال )
قدیمیترین توالی رسوبی حوضه پیش بوم زاگرس باسن تورنین پایانی تا ماسترشتین میانی را سازند های سورگاه – ایلام – گورپی – امیران- و تاربور(اندکس ضمیمه را مشاهده نمایید) به صورت مجموعه ای از طبقات پیشرونده - پسرونده محدود ه شده به دو دگر شیبی مهم تشکیل می دهد .(اشکال 3و4).
دگرشیبی قاعده ای به صورت سطح فرسایشی هماتیتی شده دیده می شود که به طور محلی همراه با کنگلومرای متشکل از قطعات کربناته شسته شده می باشد و نشان دهنده یک وقفه رسوبی (هیاتوس )حدود 4تا 15 میلیون سال می باشد.بطرف جنوب خاوری (استان فارس ) دگرشیبی به صورت تماس بین مارنهای گورپی باسن سانتونین (حدود 84 میلیون سال)و سنگهای سروک از آلبین تا تورنین دیده می شود .
شمال باختری در قسمت های مرکزی خلیج فارس که بخش های میانی و فوقانی سازند سروک از بین رفته است شیل های سانتونین به طرف سازند سروک (یا لاقوئن ) بخش تحتانی سازند سروک ( به احتمال زیاد مربوط به آلبین ) را با یک سطح هوازدگی اکسید های آهن دار می پوشاند .
در خوزستان ،سنگ آهکی ایلام مربوط به سانتونین ،طبقات سروک با سن تورنین زیرین را با یک سطح هوازدگی مشخص و ناگهانی می پوشاند .در لرستان (شمال باختریترین قسمت کمربند ) سنگ آهن سروک به سن تورنین با یک سطح هوازده غنی از اکسید های آهن لیمونیتی با ضخامت یک متر شیلهای سانتونین سازند سورگاه می پوشاند .
در لرستان و خوزستان سازند پابده باسن پالئوسن تا ائوسن با ضخامت حدود 1تا3 متر شامل سیلت و ماسه و در بعضی قسمتها شیل در قاعده ،سازند گورپی غنی از فسفریت و گلوکونیت هوازده را می پوشاند (شکل 3).که نشان دهنده یک سطح دگرشیبی فرسایشی می باشد . براساس اطلاعات پالئونتولوژی وجود دگر شیبی با حدود 10 میلیون سال وقفه رسوبی را نشان می دهد . در قسمت های شمال خاوری لرستان و خوزستان دگرشیبی به صورت همبری واضح و آشکار بین سازند شهبازان (پالئوسن )و سیلیسی کلاستیک های امیران (ماسترشین ) و یا بین سازند کشکان (پالئوسن )و کربناتهای سازند تاربور (کرتاسه فوقانی ،ماسترشتین ) می باشد .
به طرف جنوب خاوری در استان فارس دگرشیبی همان خصوصیات قبلی را دارد(پروفیل های C-c,D-d در شکل 3 را ببینید ) با این تفاوت که فرسایش محلی ،تمام رسوبات سازند پابده در تمام توالی بزرگ رسوبی کرتاسه پسین و نیز کربنات های سروک را از بین برده است .بنابراین نهشته های قاعده ای سازند پابده مستقیما" برروی شیل های هوازده و گلوکونیتدار سازند کژدمی (آلبین ) می نشیند .جائیکه سازند پابده به طور تدریجی و جانبی توسط دولومیت جهرم جانشین شده است .دگرشیبی دوباره به صورت یک سطح هوازده فرعی به صورت لایه ای نازک از شیل و ماسه گلوکونیت دار هماتیتی شده یا آهک آرژیلیتی تداعی می کند .
به طرف شمال خاوری ،در تمام کمربند ،سطح دگرشیبی ،یا کربنات هاو شیل های تبخیری ریز دانه را از سازند ساچون (ماسترشین پایانی تنا پلیوسن ) و یا کنگلومرای کشکان راا ز کربنات های تار بور جدا می کند .
به طور محلی سازند ساچون از بین رفته و به جای آن سازند شهبازان با یک همبری دگرشیب کربنات های تاربور را می پوشاند.
به طرف شمال خاوری کمربند چین خورده - رورانده زاگرس در برگه های راندگی پهنه فلسی شده (سنندج – سیرجان )افیولیتها بر روی سازند سروک یا کربنات های معادل آن رورانده و به طور محلی دگرگون شده اند.
در تمام قسمتها ی چین خورده -رورانده زاگرس ،کنگلومرا های رودخانه ای و سنگ ماسه های سازند امیران که از کمپلکس افیولیتی انتقال یافته اند به صورت یک منشور سیلیسی کلاستیک پیشرونده در یک جهت جنوب باختری با تناوبی از سیلستون خاکستری – سبز رنگ و شیل های خاکستری تیره (فلیشی ) به طور بین انگشتی با سازند گورپی دیده می شوند.
به سوی جنوب باختری سازند امیران و گل سنگ های آهکی سر شار از فسیل گلوبوتورنکانای سازند گورپی بیشتر با مشخصات فونا های مناطق دریایی عمیق بر روی سنگهای آهکی سازند سروک قرار می گیرد.
در قسمت های خارجی کمربند چین خورده -رورانده زاگرس نزدیک جبهه تغییرات ساختاری زاگرس (شکل 1).
سازند گورپی با یک مرز دگر شیب ، سنگ آهک های دریایی کم عمق سازند ایلام را می پوشاند .که این سازند نیز با چندین دگر شیبی فرسایشی بین سازند ی برر وی گل سنگ و وک استون های سازند سورگاه قرار می گیرد.
به طرف جنوب باختر سورگاه به تدریج به طور جانبی به معادل سازند لافئن (پایین ترین بخش آروما ) در امارات متحده عربی ،قطر ،بحرین و به سازند های خصیب و تانوما د رکویت و جنوب باختری عراق (شکل 3) تبدیل می شود .
این واحد ها طبقات قدیمیتر رازیر می گیرند و بار حاصل از آن ها سبب حرکت به بیرون این واحد ها و قرارگیری آن ها در مقابل یک دگر شیب فرعی ناحیه ای که در جنوب باختری خلیج فارس و عربستان سعودی به خوبی شناخته شده اند می گردد.
در سطوح چینه شناسی بالاتر (ماسترشتین میانی )،سازند گورپی به طور هم شکل (عادی ) توسط کربنات ها ی سازند تاربور پوشیده می شود .سازند تاربور به طرف شمال خاور در داخل زون فلسی شده زاگرس (سنندج –سیرجان ) با تنوع رخساره ها به طور جانبی گسترش می یابد .
در قسمت خارجی کمربند ،سازند تاربور شامل پلاژیک های نازک لایه و مارنهای همی پلاژیک و گل سنگ های آهکی -آرژیلتی سرشار از مجموعه های فسیلی فرامینیفرها ی پلانکتونی می باشد .
در این قسمت از ناحیه ،یک مرز تدریجی با سازند زیرین ،گورپی دارند . این سازند ها تقریبا" غیر قابل تشخیص از یکدیگر می باشند .
به طرف شمال خاوری ،در قسمت های داخلی کمربند چین خورده -رورانده زاگرس سازند تاربور به طور دگر شیب یا کمپلکس افیولیتی (را با یک قاعده از کنگلومرای پلی مکتیک به ضخامت 2متر ) و یا سازند امیران را می پوشاند . و تشکیل شده از سنگ آهک های مناطق آب های کم عمق با انرژی زیاد را شامل ریفهای بایوهرم در این قسمت داخلی کمربند ،کربنات های تاربور به طور بین انگشتی با لایه های دولومیتی و ژیپسی قسمت های تحتانی سازند ساچون در تماس است .
در بخش های بیرونی کمربند،بهر حال فرسایش ماسترشتین پسین تاپلیوسن تحتانی قسمت فوقانی سازند تاربور را از بین برده است . ارتباط بین واحد و سازند های ایلام و سورگاه به طرف جنوب باختری نامشخصاست احتمالا" این دو واحد به دنبال سازند تاربور و پوشش روی آن به طرف شمال خاوری انتقال یافته است (شکل 5).
توسعه توالی رسوبی کرتاسه پسین (XI)به صورت جایگیری افیولیت های نئوتتیس بر روی حاشیه منفعل عربی –آفریقایی بدنبال برخورد اولیه این حاشیه باصفحه ایران همراه با برگه های راندگی به سوی جنوب باختری تفسیر شده است .(شکل 5 الف وب).
جایگیری افیولیت ها و برگه های راندگی همراه با آن احتمالا"بار قابل ملاحظه ای را برروی حاشیه قاره ای عربی –آفریقایی ایجاد کرده است که سبب توسعه پیش بوم همراه با پهنه تجمع رسوبی در (back –bulge) و(fore bulge) در جبهه آن ها شده است .
مراحل جایگیری برگه های راندگی در تورنین پایانی شروع شده و تا ماسترشین ادامه داشته است (یک دوره حدود 15 میلیون سال ).
محصولات فرسایش یافته افیوایت ها سبب رشد طبقات همراه با توسعه چین های پیشروی گسلی و تشکیل سازند امیران با رخساره کنگلومرای سنگ ماسه ای و تناوبی از شیل و ماسه (فلیشی )در طی این دوره شده اند.
رسوبات همی پلاژیک سازند گورپی قسمت های عمیق کربنات های مناطق کم عمق دریایی مربوط به سازند ایلام درfore bulge و گل سنگ های آهکی آرژیلیکی سورگاه (یا لافئن )در back –bulge تجمع یافته اند.
پیل ها و قطعات سازند امیران نشان میدهند که مراحل برپائی و گسل های راندگی هنوز در طی رسوبگذاری این سازند ادامه داشته است .
به طرف جنوب باختری پوشش ارتباطی بین سازند های ایلام و گورپی نظیر سورگاه و ایلام بیانگر انتقال بطرف جنوب باختری حوضه می باشد (شکل 4).
در طی ماسترشین میانی ،کربناتها با رخساره های عمیق منطقه fore deep مربوط به سازند تاربور به طرف پس بوم (به سمت شمال خاوری )گسترش یافته اند و معادل با کربنات های دریایی کم عمق به طور پیشرونده رخنمون افیولیت ها و رسوبات سیلیسی کلاستیک امیران را می پوشانند(شکل 5 ب).
به طرف شمال خاوری ،انتقال قهقرایی از منطقه fore deep و همراهی پهنه رسوبگذاری حوضه پیش بوم ،به صورت تشدید عملکرد برگه های راندگی و بار گذاری در طول لبه قاره ای عربی – آفریقایی همزمان با آغاز برخورد با صفحه ایران تفسیر شده است .بنابراین حادثه تصادم اولیه کوهزایی زاگرس به نظر می رسد مربوط به ماسترشین میانی (حدود 68 میلیون سال قبل )باشد.
توالی ماسترشین پایانی تا ائوسن پسین (35 تا 65 میلیون سال):
دومین توالی حوضه پیش بوم (توال X)به طور ناپیوسته توالی کرتاسه پسین (مگاسکانس IX) را می پوشاند و شامل سازند ها ساچون ،کشکان ،شهبازان ،پابده و جهرم می باشد(شکل های 3و4).
از شمال خاوری به سمت جنوب باختری ،طبقات کرتاسه بالایی تا ائوسن میانی دارای رخساره پیشرونده می باشند در حالی که طبقات ائوسن میانی تا بالایی دارای چندین رخساره پسرونده هستند.
پایین ترین واحد(سازند ساچون ) به بخش های داخلی شمال خاوری کمربند چین خورده رورانده زاگرس محدود می شود و شامل تبخیریها و بین لایه های دولومیتی لایه نازک به همراه شیل و ماسه سنگ می باشند که به طرف شمال خاوری بیشتر سنگ ماسه ای و آرژیلیکی شده و به طور بین انگشتی با سازند کشکان در تماس می باشند .
سازند کشکان که در شمال خاوری به طور عمده شامل کنگلومرا و سنگ ماسه های درشت دانه می باشد و در جنوب باختری شامل بین لایه های شیلی به همراه سنگ ماسه دانه ریز می باشد که به طور پیش رونده توسط سازند ساچون و به طور بین انگشتی با سنگ آهک ودولومیت های سازند شهبازان پوشیده می شوند .
سازند شهبازان با رخساره تدریجی ،بین نهشته های سیلیسی کلاستیک رودخانه ای سازند کشکان و رخساره آب های عمیق گل سنگ آهکی ،شیل های آهکی و مارنها سازند پابده به طور گسترده ای کربنات های سازند شهبازان را به طرف شمال خاوری می پوشاند و کربنات های شهبازان کنگلومرای کشکان را می پوشاند .
نزدیک جبهه تغییرات ساختاری کنونی زاگرس ،قسمت های بالایی توالی رسوبی ،از کربنات ها وآرژیلیکهای مناطق دریایی عمیق پابده تشکیل شده که توسط دولومیت ها ی جهرم پوشیده می شود که نشان دهنده مهاجرت به طرف شمال خاوری حوضه می باشد. قله این توالی رسوبی(X) به وسیله ناپیوستگی فرعی ناحیه ای قطع شده است (شکل های 3و4 ).
ناپیوستگی به خوبی در مرز جهرم – آسماری در بخش های خارجی کمربند دیده می شود .که به صورت طبقات ناهماهنگی از دولومیت های هماتیتی شده و قطعات کنگلومرا تداعی می کند .بالاترین قسمت نهشته های ائوسن سازند جهرم در اثر فرسایش قبل از نهشته شدن سازند آسماری از بین رفته است.
و قسمت های پایین تر (اولیگوسن زیرین ) توالی آسماری در حال حاضر وجود ندارد .به طرف جنوب باختری نزدیک جبهه تغییرات ساختاری زاگرس جائیکه دولومیت های جهرم توسط ماسه سنگ های اهواز پوشیده می شود .اطلاعات چینه ای زیر سطحی یک سن میوسن پیشین برای پائین ترین قسمت های سازند اهواز و سن ائوسن میانی برای بالاترین نهشته های جهرم پیشنهاد می کند(وقفه زمانی حدود 20 میلیون سال ).
به طرف جنوب باختری ،خارج از کمربند چین خورده رورانده زاگرس (برای مثال در جنوب عراق و کویت ) همین ناپیوستگی بین سنگ ماسه های میوسن زیرین سازندGHAR (معادل با قسمت فوقانی سازند اهواز ) و دولومیت های سازند DAMMAM(معادل با سازند جهرم )دیده می شود .
به طرف شمال خاوری ،در امتداد بخش های مرکزی کمربند چین خورده – رورانده جائی که سازند جهرم از بین می رود .
سنگ آهک دولومیتی آسماری به صورت درشت دانه و ضخیم لایه در یک محیط پرانرژی رسوب کرده است و سنگ آهک آرژیلیتی و آرژیلیک های آهکی دانه ریز با طبقه بندی یکنواخت و نازک لایه و به طور محلی لیمونیتی شده مربوط به بخش میانی سازند پابده را می پوشاند .
مرز بین سازند آسماری و پابده در این قسمت به صورت ناپیوستگی فرسایشی می باشد که قسمت های فوقانی سازند پابده در اثر فرسایش از بین رفته است .به طرف شمال خاوری در تمام قسمت های کمربند طبقات فوقانی کربنات های شهبازان به طور بخشی ازبین رفته و طبقات زیرین شهبازان با یک لایه کمی هوازده توسط سازند آسماری (اولیگوسن میانی )و یا نهشته های سیلیسی کلاستیک و تبخیری رازک (بوردیگالین )پوشیده می شود .
رخساره های توالی رسوبی X نشان از تکامل حوضه پیش بوم در پاسخ به وقایع زمین ساختی حاکم از ماسترشتین فوقانی تا ائوسن پسین دارد.(شکل 5 ج ود).
پیشروی تغییرات ساختاری برخوردی)عمدتا" به صورت بسته ای رورانده از قطعات پوستی فوقانی )که از ماسترشتین میانی آغاز گردیده سبب تشکیل سلسله جبال مرتفعی شده که به عنوان منشا اصلی رسوبات سیلیسی کلاستیک در طی کرتاسه پسین پالئوسن و ائوسن میانی محسوب می گردد.
بخش های فوقانی سازند ساچون و بخش های زیرین سازند کشکان به ترتیب به عنوان رخساره های distal و proximal یک منشور کلاستیک پیشرونده در نظر گرفته شده اند .
رخساره عمیق دریایی سازند پابده نشان از رسوبات مناطق عمیق پیش بوم را دارد .به طرف شمال خاوری ماسه و کربنات های آرژیلیکی سازند شهبازان به صورت رخساره ای تدریجی بین رخساره های عمیق دریایی پابده و رخساره دیستال distal ساچون رسوب کرده است .
به طرف حاشیه جنوب باختری حوضه نمی توان قسمت های پیش برآمده fore bulge و پس برآمده back –bulge پهنه رسوب گذاری را تشخیص داد.
بخش های زیرین پابده به طور جانبی تبدیل به تبخیریها ی سازند جهرم می گردد.(شکل های 3و4).
عدم تشخیص بین رخساره ها در fore bulge وback –buulge ممکن است به علت اطلاعات کم چینه شناسی و رسوب شناسی در قابلیت تفکیک این رخساره ها باشد.اما این می تواند به صورت منشایی برای فعالیت های زمین ساختی انقباضی کوهزایی در طی پالئوسن تا ائوسن میانی نیز توجیح گردد.(شکل 5 ج).
بطوریکه می توان فرض کرد که کاهش در نرخ حرکت برگه های رورانده و بدنبال آن کاهش بار حاصل از برگه های رورانده سبب فرسایش و فروسایی زمین ساختی سنگ های بالا آمده از قبل موجود شده است که در نتیجه سبب انتقال و مهاجرت حوضه دور از منشور کوهزایی و نیز کاهش دامنه منطقه fore bulge شده است.
این سبک رفتار زمین ساختی شاید تغییرات تدریجی از رخساره عمیق پابده به کربنات های منطقه سبکا و تبخیریهای سازند جهرم را بتواند توجیح کند.
در بخش های فوقانی توالی (ائوسن فوقانی تا میانی ) ارتباط چینه شناسی بین رخساره های مختلف نسبت به بخش های زیرین به طور متقابل قرار گرفته اند .به طوریکه در بخش های فوقانی سازند پابده کربنات های شهبازان را به طرف شمال خاوری می پوشاند و شهبازان به طور قهقرایی ،کنگلومرای کشکان را زیر می گیرد (شکل 4) به طرف جنوب باختری حوضه همچنین جهرم سازند پابده را در جهت شمال خاوری می پوشاند .
این ارتباطات که مشابه با سنگ های ماسترشتین میانی که توالی IX را زیر می گیرد نتیجه ای از کنش (پاسخ ) کف حوضه به فاز جدیدی از بارگذاری حاشیه قاره ای توسط عملکرد گسل های راندگی در ناحیه پس بوم می باشد که این نیز می تواند بیانگر افزایش نرخ همگرایی در پهنه مفصلی می باشد.
توالی رسوبی اولیگوسن عهد حاضر (از 33 میلیون سال تا کنون ):
سومین توالی حوضه پیش بوم (XI)شکل 2،شامل واحد های چینه ای رازک ،آسماری ،اهواز ،کلهر ،گچساران ،میشان ،آقاجاری ،لهبری و بختیاری می باشد که در مجموع به صورت یک توالی به طرف جنوب باختری پیشرونده و به طرف بالا درشت دانه می باشد.
پایین ترین واحد که به طور ناپیوسته بر روی واحد های ائوسن پسین می نشیند از شمال باختری به سمت جنوب باختری شامل رازک ،آسماری ،اهواز و کلهر می باشد.
سازند رازک به طرف جنوب باختری شامل کربنات های نازک بین انگشتی و آریلیک های آهکی و به طرف شمال خاوری شامل بین لایه های شیلی ،سیلت استون ،ماسه سنگ و کنگلومرا می باشد.
رخساره رازک نشان می دهد که نهشته های سیلیسی کلاستیک درشت دانه تر ممکن است بیشتر به سمت شمال خاوری وجود داشته باشد و لیکن در اثر فرسایش و یا فروسایی زمین ساختی بعد از نهشته شدن برداشته شده اند .
به طرف جنوب باختری سازند رازک به طور جانبی تبدیل به کربنات های آسماری شده که به طور پیشرونده توسط سنگ ماسه های سرشار از کوارتز اهواز پوشیده می شود .
به طرف جنوب باختری واحد های اهواز تبدیل به تبخیری های کلهر می گردد.
به طرف جنوب باختری (در کویت و عراق) مرز کلهر با نهشته ههای زیرین به صورت یک ناپیوستگی ناحیه ای فرعی می باشد.
در بخش های پایین تر توالی XI،سازند رازک به صورت رخساره distel از یک منشور کلاستیک تفسیر می گردد که رخساره proximal احتمالا" به طرف شمال خاوری بداخل زون فلسی شده زاگرس گسترش یافته است و لیکن بعدا"فرسایش یافته است .
منشور به طور پیشرونده رخساره های عمیق تر کربناتهائی که به صورت یک رخساره fore deep می تواند بیان گردد(شکل 5 د)را می پوشاند .
سنگ ماسه های اهواز در یک پهنه رسوبی پر انرژی fore bulge نهشته شده اند توسط کربنات های آسماری پوشیده شده اند .
تبخیری ها و آرژیلیک ها سازند کلهر بیانگر محیط ساحلی تانزدیک سا
| نوع گزارش | زمین لرزه |
|---|---|
| گروه | زمین شناسی مهندسی و ژئوتکنیک |
| نویسنده | مهدی علوی |
| تاریخ انتشار | ۲۳ دی ۱۳۹۵ |