معرفی زونهای زمین شناسی ایران

[spow 44197]

معرفی زونهای زمین شناسی ایران

 

● پهنه رسوبی – ساختاری البرز

 

پهنه رسوبی – ساختاری البرز شامل بلندی های شمال صفحه ایران است که به شکل تاقدیسی مرکب(Anticlinorium) ، در یک راستای عمومی خاوری – باختری، از آذربایجان تا خراسان امتداد دارد.

 

از نگاه زمین ریخت شناسی، مرز شمالی البرز منطبق بر تپه ماهورهای متشکل از نهشته های ترشیری و دشت ساحلی خزر است. از نگاه زمین شناختی، مرز شمالی البرز محدود به زمیندرز تتیس کهن است که از برخورد سنگ کره (Lithosphere) قاره ای البرز با سنگ کره توران، در تریاس پسین به وجود آمده است. ولی، در بیشتر نقاط، محل زمیندرز با ورق های رانده شده از شمال به جنوب پوشیده شده است. حد جنوبی البرز چندان روشن نیست. گسل تبریز (علوی، ۱۹۹۱)، آنتی البرز(Anti Alborz) (ریویه، ۱۹۴۱) گسل گرمسار (بربریان، ۱۳۷۵)، گسل سمنان (نبوی، ۱۳۵۶) و گسل عطاری (علوی نایینی، ۱۹۷۲)، مرز جنوبی البرز دانسته شده اند. ولی چنین به نظر می رسد که مرز شاخصی در مرز جنوبی البرز وجود نداشته باشد و گذر از پهنه ایران مرکزی به پهنه البرز تدریجی باشد. از نظر کوه نگاری، مرز باختری البرز تا قفقاز کوچک و مرز خاوری آن تا کوه های پاراپا میسوس افغانستان (علوی، ۱۹۹۱) گسترش دارد.

 

فراوانی سنگ های آتشفشانی و آذرآواری ترشیری، در دامنه جنوبی البرز، سبب شده بود تا در نخستین نقشه زمین ساخت اروپا (خاین، ۱۹۷۲)، البرز بخشی از بزرگ ناودیس قفقاز – ترکیه دانسته شود. ولی، وجود سنگ های ماگمایی همسان با آن در دیگر نواحی ایران، و به ویژه با دستیابی به یافته های بیشتری از زمین شناسی ایران، یقین شد که بسیاری از واحدهای سنگ چینه ای البرز و ایران مرکزی، از دیدگاه رخساره و شرایط تشکیل، هماننداند به گونه ای که البرز را می توان چین های حاشیه ای ایران مرکزی دانست که در شکل گیری آن برخورد دو صفحه ایران و توران و پیامدهای آن نقش اساسی داشته اند. همسانی البرز با ایران مرکزی به ویژه در دامنه جنوبی بیشتر است ولی در دامنه شمالی تفاوت هایی دارد (اشتوکلین، ۱۹۶۸) .

 

به ظاهر، سرگذشت ساختاری و چینه ای البرز در همه جا یکسان نیست. به همین رو، جدا از واژه های جغرافیایی: البرز باختری، البرز مرکزی، البرز خاوری، البرز شمالی، البرز جنوبی، از نظر زمین شناسی، از زیرزون هایی همچون ماکو – تبریز، رشت – گرگان، بینالود (نبوی، ۱۳۵۵) و حتی کپه داغ 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 گفته بهتر در شمال زمیندرز پوشیده تتیس کهن قرار دارد و از این رو، وابستگی آن به لبه جنوبی ورق توران به مراتب بیشتر است و یا زون بینالود، خویشاوندی زمین شناختی بیشتری با ایران مرکزی دارد تا البرز. مهم تر آنکه، شرایط زمین شناختی حاکم بر کپه داغ 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 ویژگی های زمین شناسی اصلی، به ویژه ساختار البرز، بسنده می شود. ولی، تفاوت های ناحیه ای نادیده گرفته نشده و به آنها نیز اشاره می شود

 

● تاریخچه چینه ای البرز

 

در بسیاری از گزارش های زمین شناسی، کهن ترین سنگ های البرز را دگرگونی های جنوب گرگان (شیست های گرگان) دانسته اند. افزون بر آن، دگرگونی های اسالم – شاندرمن (کلارک و همکاران، ۱۹۷۵) و گاهی نیز سازند بَریر (گانسر و هوبر، ۱۹۶۲) واحدهای سنگ چینه ای پرکامبرین البرز انگاشته شده اند. ولی، امروزه یقین شده است که این دگرگونی ها، بیشتر سنگ های پالئوزوییک و یا مزوزوییک هستند که در اثر زمین ساخت برخوردی تریاس پسین (رویداد سیمرین پیشین) و یا به طور همبری دگرگون شده اند. یافته های دیرینه شناختی امروز البرز، گویای آن است که کهن ترین سنگ های رخنمون شده البـرز، سازند کهر است که حاوی آکریتارک هــای نوپروتروزوییک پسینLate) Neoproterozoic) است. علوی (۱۹۹۱)، با تکیه بر سنگ رخساره ها به ویژه نقش زمین ساخت بر حوضه رسوبی البرز، همه سنگ های البرز را به چند واحد زمین ساختی – چینه نگاشتی بزرگ و به شرح زیر تقسیم می کند.

 

۱) توالی سکوی پرکامبرین پسین – اردویسین،

 

۲) سنگ های ماگمایی (درونی و بیرونی) اردویسین میانی – دونین،

 

۳) توالی فلات قاره دونین – تریاس میانی

 

۴) نهشته های پیش خشکی تریاس بالایی – ژوراسیک میانی،

 

) ۵توالی فلات قاره ژوراسیک میانی – کرتاسه، با دو رخساره ناهمسان در البرز جنوبی و شمالی.

 

۶)مجموعه ماگمایی البرز به سن سنوزوییک، با ترکیب شیمیایی کلسیمی قلیایی در البرز غربی – مرکزی و قلیایی در البرز شرقی.

 

۷) رسوبات همزمان با کوهزایی سنوزوییک، با دو رخساره ناهمسان در البرز جنوبی و شمالی، گفتنی است که:

 

ـ هر یک از واحدهای یاد شده در بالا شامل چند یا چندین سازند است که همگی در شرایط زمین ساختی خاص، با شرایط رسوبی – زمین ساختی مشابه، انباشته شده اند.

 

ـ در حد فاصل پرکامبرین پسین تا اردویسین، پوسته قاره ای البرز جایگاه تکاملی دریای بَرقاره ای Epicontinental) ) کم عمق بوده است.

 

ـ بنا به گزارش اشتامفلی (۱۹۷۸)، بربریان و کینگ (۱۹۸۱)، سنگ های ماگمایی اردویسین – دونین معرف یک مرحله بازشدگی (Opening Stage) و جدایش(Break Up) سکوی پرکامبرین پسین – پالئوزوییک پیشین البرز اند.

 

ـ در تریاس پسین، سنگ کره قاره ای(Lithosphere) البرز و ورق توران برخورد کرده و در اثر این برخورد، ضمن پایان گرفتن حیات فلات قاره، پدیده های فراخاست، دگرگونی، جایگیری توده های گرانیتوییدی انجام و حوضه های رسوبی پیش خشکی ((Foreland تریاس پسین – ژوراسیک میانی شکل گرفته اند.

 

ـ بررسی دیرینه جغرافیای البرز نشان می دهد که رسوبات پالئوزوییک دامنه شمالی ستبرتراند و در پاره ای نقاط همچون آمل، کندوان ناپیوستگی رسوبی میان سنگ های پرمین و تریاس در کمترین اندازه است. در ضمن، ستبرای رسوبات زغالدار تریاس بالا – ژوراسیک میانی در دامنه شمالی، چندین برابر دامنه جنوبی است و یا سنگ های کرتاسه بالایی حجم قابل توجهی سنگ های آتشفشانی دارند. این نکته ها نشان می دهند که در زمان های پالئوزوییک – مزوزوییک حوضه رسوبی دامنه شمالی البرز عمیق تر از دامنه جنوبی بوده است در حالی که از سنوزوییک به بعد شرایط دیرینه جغرافیا تغییر عمده کرده و در حالی که در دامنه شمالی گسلش راندگی و فراخاست روی داده، در دامنه جنوبی البرز، دریای پسرونده، کم ژرفا و در حال فرونشستی وجود داشته است که در آن چند هزار متر انباشته های آذرآواری – تخریبی همزمان با کوهزایی بر جای نهاده شده است.

 

خرد قاره ایران مرکزی بخشی از ایران میانی است که با زمیندرزهای افیولیتی سیستان، نائین، بافت، گسل دورونه و افیولیت های کاشمر – سبزوار احاطه شده و توسط گسل های طویلی که به سمت باختر خمیدگی دارند و از نوع امتداد لغز راستگرد اند، قابل تقسیم به بلوک لوت، فرازمین شتری، فرونشست طبس، فرازمین کلمرد، بلوک پشت بادام، فرو افتادگی بیاضه – بردسیر و بلوک یزد ۰۰۰ است.

 

● پهنه رسوبی – ساختاری ایران مرکزی

 

در گذشته، خردقاره ایران مرکزی را بخشی از توده میانی ایران مرکزی می دانستند ولی، به باور اشتوکلین (۱۹۶۸) ، پس از سخت شدن پی سنگ پرکامبرین، بخش یاد شده در زمان پالئوزوییک ویژگی های سکویی داشته و در زمان های مزوزوییک و سنوزوییک به منطقه ای پر تحرک و پویا تبدیل شده است. با وجود این، باید گفت که الگوی ساختاری حاکم بر این خرد قاره از نوع بلوک های جدا شده با گسل های عمده است که هر یک ویژگی جداگانه دارند و پویایی خرد قاره در همه جا یکسان نیست. شواهد موجود نشان می دهندکه:

 

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

 

ـ به جز بلوک لوت و لبه جنوب باختری که سنگ های ماگمائی ترشیری برونزد دارند، در سایر نواحی سنگ های ترشیری در کمترین مقداراند.

 

ـ در ردیف های پالئوزوئیک این ناحیه، نبودهای چینه نگاری مهمی وجود دارد که مهم ترین آنها نبودهای چینه ای آغاز دونین میانی (هیاتوس ایفلین) و کربونیفرپسین (هیاتوس استفانین) است.

 

ناهمسانی های ساختاری – رسوبی گسترده سبب شده تا بتوان خرد قاره ایران مرکزی را به نواحی زیر تقسیم کرد.

 

 

[spow 44197]

● بلوک لوت

 

بلوک لوت، با درازایی حدود ۹۰۰ کیلومتر، خاوری ترین بخش خردقاره ایران مرکزی است. مرز خاوری آن با گسل نهبندان و حوضه فلیشی خاور ایران و مرز باختری آن با گسل نایبند و بلوک طبس مشخص می شود. در روی نقشه زمین ساخت ایران (اشتوکلین و نبوی، ۱۹۷۳)، مرز شمالی این بلوک به فروافتادگی جنوب کاشمر و مرز جنوبی آن به فرونشست جازموریان بسته می شود. در ۱۹۶۸، اشتوکلین این بلوک را به دو بخش خاوری و باختری تقسیم کرد که با رشته کوه های شتری از یکدیگر جدا می شد. یافته های بعدی نشان داد که ویژگی های زمین شناسی این دو بلوک قابل قیاس نیستند. برای نمونه، روانه های آذرین بسیار ستبر (۲۰۰۰ تا ۳۰۰۰ متر) سنوزوییک بلوک لوت در بلوک طبس وجود ندارد و یا حرکت های زمین ساختی سیمرین پیشین، به ویژه سیمرین میانی که با دگر شکلی و پایداری نسبی بلوک لوت همراه است، در بلوک طبس، نشانه های زمین زایی ملایم دارند. به همین دلیل، به ویژه به دلیل یافته های نوین، در گستره بلوک لوت بازنگری و بلوک طبس، فرونشست جازموریان و کوه های بزمان ، به عنوان کمان ماگمایی، از این بلوک حذف شده است.

 

▪ تاریخچه چینه ای بلوک لوت

 

تاریخچه چینه ای بلوک لوت بسیار نزدیک با دیگر نواحی خردقاره ایران مرکزی است. ولی، چهار ویژگی بر چینه نگاری بلوک لوت حاکم است.

 

۱) تأثیر درخور توجه کوهزایی سیمرین پیشین (پالئوبلوچ – ری یر و محافظ، ۱۹۷۲) بر سنگ های کهن تر از تریاس میانی.

 

۲) چین خوردگی، آتشفشانی و پلوتونیسم به نسبت شدید ژوراسیک میانی (سیمرین میانی) به ویژه در نواحی ده سلم، چهارفرسخ که با سخت شدگی و پایداری نسبی بلوک همراه است.

 

۳) فراوانی سنگ های آتشفشانی سیستم ترشیری، به ویژه ائوسن، که با داشتن ضخامتی حدود ۲۰۰۰ متر، بیش از نیمی از بلوک لوت را می پوشاند.

 

۴) نهشته های دریاچه ای، به تقریب افقی، پلیوسن – پلیستوسن به نام « سازند لوت » که نشانگر عملکرد ضعیف بازپسین رخداد چین خوردگی در این بلوک است.

 

« بلوک طبس » که میان گسل نایبند در خاور و گسل کلمرد – کوهبنان در باختر قرار دارد بخشی از یک قلمروی ساختاری است که در کناره ها و بستر خود توسط گسل هایی از پی سنگ بریده شده به گونه ای که در پالئوزوییک و مزوزوییک توالی چینه شناسی متفاوتی از نواحی مجاور داشته است و از پایان مزوزوییک به سبب عملکرد تنش های زمین ساختی همگرا در راستای بیشتر خاوری – باختری، با خروج زمین ها و فراخاست کوه ها به خشکی تبدیل شده است. (قاسمی و همکاران ۱۳۸۱). بدین ترتیب این باور وجود دارد که سیمای ریخت شناسی – زمین ساختی کنونی این بلوک در گرو تجدید فعالیت ساختارهای گسلی و چین خوردگی کهن در چرخه زمین ساختی آلپی است.

 

بلوک طبس از جمله مناطقی است که روند تکاملی پالئوزوییک آن با مناطق مجاور همخوانی و هم آهنگی ندارد . برای نمونه:

 

ـ نبود رسوبی ایفلین در این ناحیه وضوح آشکار ندارد.

 

ـ سنگ های کربنیفر بالایی که در سایر مناطق وجود ندارد، از این ناحیه گزارش شده است.

 

ـ تکاپوهای آتشفشانی مافیک و حدواسط ، هر چند ناچیز، از ویژگی های پالئوزوییک بلوک طبس است و از این نظر می توان بلوک طبس را با کوه های البرز مقایسه کرد.

 

ـ کانی سازی سرب، روی و مس در سنگ های پرمین تریاس و ژوراسیک البرز در بلوک طبس، نیر عمومیت دارد که تائیدی بر همسانی میان این دو ناحیه است.

 

ـ فرونشینی شدید از ویژگی های بلوک طبس است. در گذشته چنین گمان می رفت که این فرونشینی محدود به کوه های 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 گونه ای که در این بلوک حجم بزرگی از سنگ های فانروزوییک وجود دارند که ردیف های پالئوزوییک آن ۲ تا ۳ هزار متر و سنگ های مزوزوییک آن گاهی تا ۱۰۰۰۰ متر ستبرا دارند.

 

« بلوک کلمرد» بخشی کوچک از خرد قاره ایران مرکزی است که روند شمال خاوری دارد و میان گسل کلمرد در خاور و گسل پوشیده نائینی در باختر قرار دارد. 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.

 

کهن ترین سنگ های این فرازمین انباشته های شیلی – سنگ ماسه ای ستبر سازند کلمرد به سن پرکامبرین هستند که در اثر رخداد کاتانگایی به خوبی چین خورده و با دگرشیبی زاویه ای با نهشته های اردویسین (سازند شیرگشت) پوشیده شده اند که گواهی بر نخستین ایست رسوبی طولانی است. در این بلوک ردیف های اردویسین تا تریاس میانـی، ضمن داشتن ایست های رسوبـی پی درپی و چنـد باره، یک واحـد زمین ساختی چینه نگاشتی محدود میان رخداد کاتانگایی – سیمرین پیشین اند که در محیط های سکویی کم ژرفا انباشته اند و سیر تکاملی آن با بلوک طبس تفاوت آشکار دارد. در اینجا، سنگ های تریاس بالایی گزارش نشده و به نظر می رسد که وقفه رسوبگذاری ناشی از سیمرین پیشین، در مقایسه با بلوک طبس طولانی تر باشد. ردیف های ژوراسیک این بلوک محدود به رسوب های لیاس – دوگر میانی است و نبود نهشته های جوان تر از دوگر میانی (سازند بادامو) نشان می دهد که خروج طولانی دوم این فرازمین از دوگر میانی به بعد بوده که رخداد کوهزایی سیمرین میانی عامل اصلی آن به شمار می آید.

 

از نگاه ساختاری، در نیمه شمالی فرازمین کلمرد روند کلی چین ها شمال خاوری – جنوب باختری است که به ویژه در نهشته های پالئوزوییک نمود آشکار دارند. شیب لایه ها در پهلوی خاوری ساختارها زیاد و گاهی برگشته است ولی در پهلوی باختری شیب لایه ها ملایم تر است. عملکرد گسل های طولی برگشته سبب گردیده که ساختارهای بُرشی همروند با بلوک کلمرد در خور توجه باشند که تاقدیس بُرشی کوه راهدار از آن جمله است.

 

« فرونشست بیاضه – بردسیر»، میـان گسل پشت بادام در خاور و گسـل انار در باختر قرار دارد. اگرچه بسیاری از ویژگی های این فرونشست، نظیر پی سنگ پرکامبرین دگرگونی، ردیف های سکویی پالئوزوییک تریاس میانی و نهشته های شیلی – سنگ ماسه ای تریاس بالایی – ژوراسیک میانی مشابه سایر نواحی خرد قاره است ولی این فرونشست دو ویژگی دارد، یکی تاثیر شدید تر رخداد سیمرین میانی که با خروج گستره و دگرگونی همراه بوده است. دوم، حوضه های فلیشی کرتاسه که معرف حوضه های با فرونشست شدید اند و به ویژه ردیف های کرتاسه بالایی آن را می توان از خاور انار تا شمال بردسیر کرمان دید.

 

« بلوک یزد » بخش باختری خرد قاره ایران مرکزی است که از شمال به گسل دورونه و از باختر به نوار افیولیتی نائین – بافت محدود است. نکته ویژه بلوک یزد دو تا است. یکی دگرگونه های انارک، دوم ردیف های تریاس نخلک. در ناحیه انارک که گاهی به نام ماسیف انارک – خور از آن یاد می شود، مجموعه ای از رسوبات پلیتی – پسامیتی به همراه سنگ های کربناتی و آتشفشانی متعلق به شیب قاره وجود دارند که به صورت ناحیه ای و در رخساره های شیست سبز و شیست آبی دگرگون شده اند و به صورت ورق های بُر خورده با افیولیت ها، سنگ آهک های پلاژیک و رسوب های آشفته همراه اند. اگرچه داود زاده و لنچ (۱۹۸۱) افیولیت های انارک را بخشی از پوسته اقیانوسی تتیس کهن هرات میباشد

 

[spow 44197]

● پهنه رسوبی– ساختاری سنندج – سیرجان

 

سنندج – سیرجان باریکه ای از جنوب باختری ایران میانی است که در بلافصل شمال خاوری راندگی اصلی زاگرس قرار دارد. ویژگی های سنگی و ساختاری سنندج – سیرجان معرف یک گودی ژرف (Trough) و یا کافت میانه بلوک در سپر پرکامبرین ایران و عربستان است. به همین رو ویژگی های زمین شناختی آن با پهنه های مجاور تفاوت های آشکار دارد. تفاوت های ویژه این زون سبب شده است تا از گذشته های دور مورد توجه و مطالعه زمین شناسان باشد.

 

سری هیتات (پیلگریم، ۱۹۰۸)، زون همدان (گرگوری، ۱۹۲۹)، زون ساختاری پیچیده همراه با سنگ های دگرگونی (فالکن، ۱۹۶۱) سنندج – سیرجان (اشتوکلین، ۱۹۶۸)، زون دگرگونی زاگرس (برو و ریکو، ۱۹۷۱)، اسفندقه – رضاییه (تکین، ۱۹۷۱)، مریوان – منوجان (هوشمندزاده، ۱۹۷۶)، اسفندقه – مریوان (نوگل، ۱۹۷۷)، اُلاکوژئوسینکلینال پروتروزوییک – تریاس (سبزه ئی، منتشر نشده) نام های ناهمسانی است که برای این زون گزیده شده است که از میان آنها، « سنندج – سیرجان » شناخته شده تر است و کاربرد بیشتر دارد.

 

درازای زون سنندج – سیرجان حدود ۱۵۰۰ و پهنای آن ۱۵۰ تا ۲۵۰ کیلومتر است که از باختر دریاچه ارومیه آغاز می شود و در یک راستای شمال باختری – جنوب خاوری تا گسل میناب، در شمال بندرعباس، ادامه می یابد. نیاز به یادآوری است که در پهنه مکران باریکه ای از پوسته قاره ای به نام کمپلکس دورکان وجود دارد که مک کال (۱۹۸۵) آن را ادامه خاوری زون سنندج – سیرجان می داند. در جهت شمال باختر، گودی درون قاره ای سنندج – سیرجان تا جنوب خاوری ترکیه ادامه دارد که پس از تغییری در روند آن تا ماسیف بیتلیس ادامه می یابد (اشتوکلین، ۱۹۶۸).

 

برخلاف مرز جنوب باختری، که با راندگی اصلی زاگرس مشخص می شود، ارتباط شمال خاوری سنندج – سیرجان با مناطق دیگر ایران میانی، به دلیل پوشش گسترده سنگ های ترشیری و کواترنر، تغییرات جانبی رخساره ها و نیز دگرشکلی های پیچیده، به خوبی مشخص نیست. فروافتادگی های دریاچه ارومیه، توزلوگل، گاوخونی و جازموریان فصل مشترک تقریبی سنندج – سیرجان با ایران میانی است (اشتوکلین، ۱۹۶۸).

 

راستای مستقیم سنندج سیرجان در فاصله میان دریاچه ارومیه و اسفندقه، به طور محلی نمایانگر سامانه ای راستالغز است. در راستای جنوبی این ناحیه، گسل های مستقیمی مانندآباده، ده شیر، شهربابک و بافت مشخص اند که بعضی از آنها نشانگر جابه جایی امتداد لغز راستگرد در رسوبات کواترنری می باشند (شیـخ الاسلامی، ۱۳۸۱). همخوانی روند ساختـاری، یکسانی الگوی ساختاری، چیرگی راندگی ها به ویژه پذیرش الگوی استاندارد مناطق کوهزادی در زون های برخوردی، سبب شده است تا زمین شناسانی مانند فالکن (۱۹۶۱)، برو و ریکو (۱۹۷۱)، هینز و مک کوییلن (۱۹۷۴)، فرهودی (۱۹۷۸) و علوی (۱۹۹۴)، سنندج – سیرجان را زیر زونی از کوهزاد زاگرس بدانند. ولی، ترتیب رسوبات، چارچوب زمین ساختی و به ویژه رویدادهای زمین ساختی و فعالیت های ماگمایی – دگرگونی سبب شده تا گروهی بزرگ از زمین شناسان، ویژگی های سنندج – سیرجان را با مناطق پرتحرک مرکز و شمال ایران قیاس کرده و آن را زیرزونی از ایران میانی بدانند. با این حال، تفاوت هایی مانند پیروی از روند ساختمانی زاگرس، نبود نسبی سنگ های آتشفشانی دوره ترشیری، محدودیت گسترش سنگ های ترشیری، فراوانی نفوذی های گرانیتی – دیوریتی مزوزوییک و سنوزوییک، فراوانی نسبی سنگ های آذرین بیرونی پالئوزوییک (سیلورین – دونین – پرمین)، عملکرد احتمالی رویدادهای زمین ساختی پیش از پرمین، و سرانجام دگرگونی به نسبت پیشرفته جنبش های سیمرین پیشین از ویژگی های بارز سنندج – سیرجان است که وابستگی آن را با زون های مجاور پرسش آمیز و مستقل دانستن آن را پیشنهاد می کند. ویژگی های بارز سنندج – سیرجان به ویژه فرآیندهای دگرگونی آن در همه جا یکسان نیستند. در نیمه جنوب خاوری این زون پدیده های دگرگونی به طور عمده حاصل عملکرد کوهزایی سیمرین پیشین است در حالی که در نیمه شمالی آن رویدادهای سیمرین میانی به ویژه کوهزایی لارامید از عوامل پلوتونیسم و دگرگونی هستند. به همین دلیل افتخارنژاد (۱۳۵۹)، زون سنندج – سیرجان را به دو بخش سنندج همدان و همدان – سیرجان تقسیم می کند.

 

[spow 44197]

● تاریخچه چینه نگاری سنندج – سیرجان

 

در زون سنندج – سیرجان، پدیده های دگرگونی، ماگماتیسم و زمین ساخت پی در پی و هم آهنگ با فازهای زمین ساختی شناخته شده در مقیاس جهانی در بیشترین مقدار است. به همین رو، این زون ناآرام ترین و به گفته ای دیگر پویا ترین پهنه زمین ساختی ایران است.

 

درباره پی سنگ پرکامبرین این پهنه، اطلاع روشنی در دست نیست. در پاره ای از گزارش ها پی سنگ، متشکل از آمفیبولیت، گنیس و آمفیبولیت شیست دانسته شده است. سبزه ئی (۱۳۷۳)، پی سنگ پرکامبرین سنندج – سیرجان را با نواحی رودان قیاس کرده و پی سنگ را نوعی پوسته اقیانوسی می داند.

 

از اواخر پالئوزوییک پیشین، این زون به حوضه ای در حال نشست تبدیل و با نهشته های آواری انباشته شده است. نیروهای کششی مؤثر در فرونشست، موجب ظهور و خروج ماگماهای بازالتی از نوع قلیایی قاره ای شده که اوج آن در دونین بالایی است. نبود سنگ های کربنیفر بالایی نشان می دهد که حرکت های خشکی زای فلات ایران همچنان بر این زون اثرگذار بوده است که بارزترین اثر آن، ایجاد پستی و بلندی است. ولی، تیله و همکاران (۱۹۶۸) بر این باورند که فاز هرسی نین همراه با دگرگونی بوده است. مجموعه پرمین زون سنندج – سیرجان، کم و بیش با ایران مرکزی همانند است، ولی سنگ های شیلی پرمین در این پهنه بیشترند و در برخی نقاط مانند حاجی آباد، اقلید، گلپایگان و مریوان با دیابازهای قلیایی و بازالت همراه است. به جز موارد نادر، سنگ های پرمین را شیست های تریاس بالا – ژوراسیک پوشانده اند و شواهد موجود گویای این است که در میانه های تریاس حوادثی بس مهم روی داده که در نتیجه آن سنگ های زون سنندج – سیرجان دچار دگرگونی دیناموترمال شده اند که تا رخساره آمفیبولیت پیشرفته و در اعماق پایین تر به ذوب آناتکتیک رسیده است. از آغاز تریاس پسین تا کرتاسه پسین در فرونشست ژرف سنندج – سیرجان رسوبات آواری و گاه کربناتی، همراه با سنگ های ماگمایی انباشته شده است این توالی ها، زیر تأثیر فاز کوهزایی لارامید قرار گرفته اند که حاصل آن پایداری و سخت شدن بخش های شمال باختری زون سنندج – سیرجان است به گونه ای که در نواحی باختر ارومیه، میاندوآب، بوکان و مهاباد، رسوبات آهکی الیگوسن – میوسن (سازند قم) چین خوردگی ملایم و دامنه کوتاه دارند (افتخارنژاد، ۱۳۵۹). به جز چند ناحیه، در زون سنندج – سیرجان، سنگ های سیستم ترشیری گسترشی چندان ندارند.

 

از دیدگاه ژئودینامیکی، شیخ الاسلامی (۱۳۸۱) نکته های زیر را باور دارد.

 

الف) بازشدگی درون قاره ای به سن پالئوزوییک در حاشیه شمالی گندوانا.

 

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

 

ج) از آغاز تریاس پسین، سنگ کره 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 حاشیه قدیمی ایران (سنندج – سیرجان) با مجموعه دگرگون همراه با افیولیت های تتیسی بر روی حاشیه قدیمی عربی – گندوانایی رانده شده اند.

 

با توجه به دیرینه جغرافیایی گفته شده می توان پذیرفت که زون سنندج – سیرجان دارای یک زمینه ساختاری اصلی است که از پرکامبرین پسین با کافتن آغاز شده و در کوهزایی سیمرین پیشین با وارونگی زمین ساختی پایان یافته و سپس حوضه های توربیدیتی مزوزوییک در تریاس پسین شکل گرفته و در فاز سیمرین میانی و یا لارامید بسته شده است. همه سنگ های سنندج – سیرجان را می توان در سه واحد زمین ساختی – چینه نگاشتی پرکامبرین پسین – تریاس میانی، تریاس بالایی – کرتاسه و مجموعه ترشیری جای داد.

 

[spow 44197]

تاریخچه چینه ای زاگرس

 

همه سنگ های زاگرس را می توان به دو گروه پی سنگ دگرگونه پرکامبرین و پوشش رسوبی روی پی سنگ تقسیم کرد. اشتوکلین (۱۹۶۸)، مراحل سه گانة زیر را در تکوین حوضة زاگرس مؤثر می داند.

 

ـ مرحلة فلات قاره (پرکامبرین پسین – تریاس میانی)

 

ـ مرحلة بزرگ ناودیسی ( تریاس میانی – پلیوسن)

 

ـ مرحلة پس از کوهزایی (پلیوسن – زمان حال)

 

علوی (۱۹۹۴)، با توجه به رخساره های سنگی و پیامد رویدادهای زمین ساختی، سنگ های زاگرس را به واحدهای زمین ساختی – چینه شناختی(Tectonostratigraphy Units) زیر تقسیم می کند:

 

۱)رخساره های سکویی قارة گندوانا، به سن پرکامبرین پسین – تریاس میانی

 

۲) رخساره های فلات قارة جنوب تتیس جوان، به سن ژوراسیک – کرتاسه

 

۳) رسوب های پیش خشکی (Foreland) سنوزوییک (دریایی – غیردریایی) که همزمان با کوهزایی آلپ و در یک دریای پسرونده به سمت جنوب باختر، انباشته شده اند.

 

اوبراین (۱۹۵۰)، بر پایة رفتارشناسی سنگ ها، ردیف های رسوبی زاگرس را به گونة زیر تقسیم می کند:

 

۱) گروه پی سنگ (پرکامبرین)

 

۲)گروه متحرک زیرین، شامل سری هرمز به سن پرکامبرین پسین کامبرین، به ضخامت تا ۴ هزار متر

 

۳)گروه مقاوم، شامل سازندهای زمان کامبرین تا میوسن ، به ضخامت ۶ تا ۷ هزار متر

 

۴)گروه متحرک بالایی، شامل سازند گچساران، با ۱۶۰۰ متر ضخامت

 

۵)گروه نامقاوم، شامل سازندهای میشان، آغاجاری، بختیاری، به ضخامت ۳ تا ۴ هزار متر

 

بررسی چینه نگاری 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 ویژه ای بر آن حاکم بوده است. از کرتاسة پسین به بعد، پس از سرانجام گرفتن تتیس جوان و برخورد دو ورق زاگرس و ایران مرکزی، محیط های رسوبی از نوع همزمان با کوهزایی بوده اند. اگرچه پیشینة فاز کوهزایی در پلیوسن بوده است، ولی دگرشکلی، همچنان بر زاگرس تحمیل می شده است.

 

[spow 44197]

● زیرپهنه های زاگرس

 

برای بیان ویژگی های عمومی زاگرس می توان از تلفیق دو دیدگاه زمین ریخت شناسی و الگوی ساختاری یاری جست و زاگرس را به دو زیرپهنة « زون راندگی ها » و « زاگرس چین خورده » تقسیم کرد.

 

الف) زیرپهنة راندگی ها (Thrust Zone) : این زون با پهنای ۱۰، تا ۶۵ کیلومتر، به صورت نواری کم پهنا است که بلندترین قسمت کوه های زاگرس را تشکیل می دهد و به همین رو گاهی به آن زاگرس مرتفع (High Zagros) گفته می شود. زون راندگی هـا (اشتوکلین، ۱۹۶۸)، زون راندگی های هم پوشان (Imbricated Thrust Zone) (فالکن، ۱۹۶۹)، شمال خاور زاگرس (نوگل منتشر نشده)، زاگــرس داخلی و سرانجام زون خرد شده ( (Crushed Zone نام های 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 می شود که از شمال کوه کی نو و جنوب دهنگان و کوه سبزو می گذرد (مطیعی، ۱۳۷۴).

 

در زاگرس مرتفع رخنمونی از سنگ های پرکامبرین دیده نشده است. سنگ های پرکامبرین پسین تا تریاس میانی آن رخسارة گندوانایی دارند و همسان دیگر نواحی ایران هستند. ولی، سنگ های لیاس تا ائوسن آن، با ستبرای نزدیک به ۳۵۰۰ متر بیشتر از نوع مارن های گلوبی ژرین دار، رادیولاریت، افیولیت و انباشته های آواری از نوع فلیش اندکه گاه با فعالیت آتشفشانی زیر دریایی همراه اند. سنگ های یاد شده نشان می دهند که این بخش، بر خلاف امروز، در زمان مزوزوییک تا اوایل سنوزوییک گودترین بخش حوضة زاگرس بوده است. چنین می نماید که در اثر نیروهای کششی وابسته به رخداد کوهزایی سیمرین پیشین، ستبرای پوسته در زون راندگی ها 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 رسوب های شبه توربیدیت، متشکل از آهک (سنگ آهک بیستون)، شیل، ماسه سنگ، رادیولاریت و روانه های آتشفشانی انباشته شده اند. ولی، در بخش جنوب خاوری این گودی (نیریز) شکستگی کامل پوسته، موجب اقیانوس زایی و تشکیل مجموعه های افیولیتی گردیده است. گفتنی است که در ناحیة نیریز، آمیزه های افیولیتی یاد شده، به گونة دگرشیب، با سنگ آهک مرجانی – ریفی کرتاسه بالایی (سازند تاربور) پوشیده شده اند، در حالی که بخش شمال باختری در نتیجةکوهزایی لارامید دچار چین خوردگی و دگرشکلی شده است. بدین سان می توان نتیجه گرفت که :

 

۱) در زون راندگی ها، رفتار ساختاری و رویدادهای زمین ساختی یکسان و همزمان نبوده اند.

 

۲) دگرشکلی زاگرس مرتفع کهن تر از بخش چین خوردة آن است.

 

گفتنی است که فالکن (۱۹۷۴)، به دو فاز چین خوردگی در این بخش باور دارد. فاز نخست در اواخر کرتاسه رخ داده است که رابطة ناهمساز فلیش های کرتاسه با رسوبات ائوسن میانی مبین آن است. فاز دوم را از اواخر میوسن تا امروز می داند که شدت آن در پلیوسن در بیشترین مقدار بوده است.

 

یکی از ویژگی های زاگرس مرتفع، وجود راندگی های فراوان است. شیب راندگی ها به سوی شمال خاوری است ولی مقدار جابه جایی آنها به خوبی دانسته نیست و تنها با ملاحظة راندگی سنگ های کامبرین بر روی ردیف های پلیوسن می توان به تصوری از مقدار جابه جایی دست یافت (مطیعی، ۱۳۷۴). چنین وانمود می شود که در این محدوده، نخست چین ها در کرتاسة پسین شکل گرفته و سپس در فاز بعدی، راندگی ها به وجود آمده باشند (فالکن، ۱۹۷۴) . ولی، بر خلاف شواهد موجود، هیتز و مک کوییلن (۱۹۷۴) پدیده های چین خوردگی و راندگی را به حرکت های کوهزایی پس از پلیوسن نسبت می دهند.

 

کازمین و همکاران (۱۹۸۶)، فلس های روراندة زاگرس مرتفع را نهشته های انباشته در حاشیة غیر فعال سکوی عربستان می دانند که در محل جدایش ورق زاگرس و ورق ایران مرکزی در بخش های ژرف تتیس انباشته شده و پس از برخورد این دو ورق، به صورت سفره های نابرجا، بر روی سکوی عربستان رانده شده اند.

 

ب)زیرپهنه زاگرس چین خورده (Folded Zagros) : زاگرس چین خورده، به گفته ای دیگر « زاگرس بیرونی»، با پهنای ۱۵۰ تا ۲۵۰ کیلومتر، ناوة (Trough) حاشیه ای و کراتونی سپر عربستان است که در مزوزوییک و سنوزوییک در حال نشست پیوسته بوده و ترادف های ستبر رسوبی در آن انباشته می شده است. در گسترة زاگرس چین خورده، سنگ های پرکامبرین پسین تا تریاس میانی، رخسارة گندوانایی و مشابه با دیگر نواحی ایران دارند. ولی، توالی های مزوزوییک و سنوزوییک آن، با رسوب های همزمان دیگر نواحی ایران، رخساره های سنگی و حتی زیستی متفاوتی دارند و بیشتر معرف رخساره های جنوب تتیس جوان است. این نکته نشان می دهد که از تریاس میانی به بعد، شرایط رسوبی حاکم بر زاگرس چین خورده، نسبت به دیگر مناطق ایران، تفاوت داشته است.

 

در زاگرس چین خورده، رخنمونی از سنگ های پرکامبرین دیده نشده و حفاری های نفتی نیز تاکنون به پی سنگ نرسیده است. با توجه به بررسی های ژئو فیزیکی، باور بر این است که پی سنگ 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 پی سنگ، با مجموعه ای از سنگ نمک، انیدریت، سنگ آهک، دولومیت سنگ های آذرین (مجموعة هُرمز) آغاز می شود که تغییرات سنی آن از پرکامبرین پسین تا کامبرین میانی است و بخشی از آنها به صورت حدود ۱۱۵ گنبد نمکی، از زمان ژوراسیک به بعد به سطح زمین رسیده اند.

 

بین سنگ های کامبرین (سازند میلا) و اردویسین (سازند ایلبیک)، نبود چینه نگاشتی مهمی وجود ندارد. به نظر می رسد که یک نبود چینه نگاشتی مهم به بزرگی حدود ۴۰ میلیون سال، از اشکوب ترمادوسین از زمان اردویسین تا میانه سیلورین در ردیف پالئوزوییک وجود دارد. یک نبود چینه شناختی دیگر به بزرگی بیش از ۷۰ 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. سنگ های تریاس زاگرس چین خورده، رخسارة کربناتی تبخیری دارد و شامل دو سازند کنگان (در زیر) و دشتک (در بالا) است. رسوبات ژوراسیک تا نئوژن زاگرس چین خورده چند هزار متر ضخامت دارند و به طور هم شیب بر روی توالی فلات قاره پالئوزوییک قرار دارند. در توالی ژوراسیک – نئوژن این ناحیه هیچ گونه دگرشیبی ناحیه ای دیده نمی شود با این حال، وجود گودی های مستقل جدا شده با پشته های برآمده، و به ویژه حرکت های مشخص زمین ساختی، موجب تغییراتی در سنگ رخساره و ضخامت رسوبات گردیده است. چنین تغییراتی به حرکت های خشکی زای پیش از کوهزایی نسبت داده شده است که گاهی سبب پسروی کامل دریا، نبود های رسوبی و حتی پدیدة لاتریتی شدن گردیده است.

 

[spow 44197]

● پهنه رسوبی– ساختاری مکران

 

« مکران » شامل کوه های خاوری – باختری است که از سواحل دریای عمان تا فروافتادگی جازموریان دنباله دارد. مرز باختری این کوه ها توسط خط عمان (گسل میناب) از زون برخوردی زاگرس جدا می شود و در خاور پس از گذر از بلوچستان پاکستان تا محور لاس بلا (Las Bela) ادامه می یابد. در امتداد محور لاس بلا، گسل های 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 ۱۶۰ هزارکیلومتر مربع گستره مکران، حدود ۷۰ هزارکیلومتر مربع آن در ایران و بقیه در پاکستان است.

 

از دیدگاه زمین شناسی، اشتوکلین (۱۹۷۴) بر این باور است که این رشته کوه، یک زمیندرز کهن است که به چهره یک منشور بر افزایشی، از کرتاسه پسین یا ترشیری پیشین تا هولوسن، در فرا دیواره یک زون فرورانش کم ژرفا و کم شیب قرار دارد.

 

زمین ریخت شناسی مکران پیوند نزدیک با الگوی ساختاری، شدت چین خوردگی و سنگ رخساره ها دارد. در یک نگاه کلی، بلنــدی این رشته کوه از شمال به جنوب کاستی می گیرد. اسنید (۱۹۷۰)، مکران را به سه واحد فیزیوگرافی « پـادگانه های دریایی » به موازات ساحــل، « نهشته هـای آبرفتی شمال پادگانه هــا » و « تپه ها و بلندی های مکران » تقسیم می کند. از سیمای ریخت شناختی شاخص مکران می توان به آمیزه های رنگین، برونزدهای چهره ساز فلیش های وحشی(Wild Flysch) ، آمیزه های زمین ساختی(TectonicMelange) و سواحل بالا آمده ( (Raised Beach پلکانی، خلیج های نعلـی شکل و گل فشان ها اشاره کرد. بخش دریایی مکران به علت شیب تند فلات قاره پهنـــای کمی دارد و در فاصله ۲۵ کیلومتری از ساحل، ژرفای آب به ۲۰۰ متر می رسد. گفتنی است که خمش سنگ کره اقیانوسی پیش از فرورانش و به ویژه عملکرد گسل های راندگی از عوامل چهره ساز مکران اند.

 

● پهنه رسوبی– ساختاری کپه داغ

 

پهنه رسوبی – ساختاری کپه داغ شامل کوه های هزار مسجد در شمال خاور ایران است که در یک راستایWNWتاESE، از خاور دریای خزر آغاز و پس از عبور از ترکمنستان و ایران، وارد خاک افغانستان می شود. در نتیجه، کپه داغ به عنوان یک میدان گازی بزرگ بین سه کشور ایران، ترکمنستان و افغانستان مشترک است. میدان های گازی بسیار عظیم خانگیران در ایران، دولت آباد – دونمز، شاتلیک، گازلی، بایران علی و مهری در ترکمنستان و گوگر در افغانستان، در این حوضه کشف شده اند (افشارحرب، ۱۳۸۰).

 

از نگاه جغرافیایی و کوه نگاری، کپه داغ بخشی از ادامه خاوری کوه های البرز است، ولی ویژگی های زمین شناختی و ساختاری آن نسبت به نواحی مجاور متفاوت است (نبوی، ۱۳۵۵).

 

مرز شمالی این پهنه با فلات توران، منطبق بر گسل عشق آباد است که روند N ۳۱۰ درجه دارد. در باره مرز جنوبی کپه داغ، دیدگاه ها متفاوت است، ولی این مرز با رخنمون های ناپیوسته منشورهای برافزاینده تتیس کهن مشخص می شود که در شمال خاوری فریمان (سفیدسنگ) و جنوب باختری مشهد برونزد دارند .

 

از نگاه ریخت شناسی، کپه داغ منطقه ای کوهستانی است که فازهای آلپ پایانی در شکل گیری سیمای امروزی آن نقش اساسی داشته اند. ریخت شناسی منطقه، جوان است و توپوگرافی ناحیه، رابطه ای مستقیم با ساختارهای زمین شناسی دارد. به طور معمول، تاقدیس ها ارتفاعات، و ناودیس ها دشت های میان کوهی را می سازند و سازندهای کربناتی مزدوران (ژوراسیک بالایی) و تیرگان (کرتاسه پایینی) واحدهای سیما ساز منطقه هستند. دشت های سرخس، گرگان، مشهد – قوچان و شیروان – بجنورد از نواحی فروافتاده کپه داغ اند.

 

جدا از میدان های عظیم گازی، جای گیری پهنه کپه داغ در فصل مشترک دو ابرقاره اوراسیا و گندوانا سبب شده تا این پهنه مورد توجه خاص زمین شناسان باشد. گریسباخ (۱۸۸۱)، شرکت نفت امیرانین (۱۹۳۸)، کلاپ (۱۹۴۰)، گانسر (۱۹۵۱)، گُلدشمیت (۱۹۵۲)، پَرَن (۱۳۳۵)، انصاری (۱۳۴۰) و از ۱۳۴۱ به بعد افشار حرب، پژوهشگرانی هستند که به زمین شناسی کپه داغ پرداخته اند که از آن میان افشار حرب بیشترین سهم را دارد.

 

شرایط رسوبگذاری و رخدادهای زمین ساختی حاکم بر پهنه کپه داغ شباهت به پهنه زاگرس دارد که از آن جمله می توان به زمان چین خوردگی نهایی، روند عمومی چین ها، نبود تکاپو های ماگمایی، یکسان بودن رژیم های فشارشی اشاره کرد.

 

مجتبی مهدی نیا