*مینا*
16th February 2010, 11:59 PM
http://www.aftab.ir/articles/science_education/geology/images/8413cef35bb85c8a07cf2191b485544c.jpg
● پهنه رسوبی – ساختاری البرز
پهنه رسوبی – ساختاری البرز شامل بلندی‌های شمال صفحه 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 تپه 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 سنگکره (Lithosphere) قارهای البرز با سنگ کره 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، ۱۹۹۱)، آنتی البرز(Anti Alborz) (ریویه، ۱۹۴۱) گسل گرمسار (بربریان، ۱۳۷۵)، گسل سمنان (نبوی، ۱۳۵۶) و گسل عطاری (علوینایینی، ۱۹۷۲)، مرز جنوبی البرز دانسته شده‌اند. ولی چنین به نظر می‌رسد که مرز شاخصی در مرز جنوبی البرز وجود نداشته باشد و گذر از پهنه ایران مرکزی به پهنه البرز تدریجی باشد. از نظر کوهنگاری، مرز باختری البرز تا قفقاز کوچک و مرز خاوری آن تا کوه‌های پاراپا میسوس افغانستان (علوی، ۱۹۹۱) گسترش دارد.
فراوانی سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری ترشیری، در دامنه جنوبی البرز، سبب شده بود تا در نخستین نقشه زمینساخت اروپا (خاین، ۱۹۷۲)، 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 صفحه ایران و توران و پیامدهای آن نقش اساسی داشتهاند. همسانی البرز با ایران مرکزی به ویژه در دامنه جنوبی بیشتر است ولی در دامنه شمالی تفاوتهایی دارد (اشتوکلین، ۱۹۶۸) .
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، ۱۳۵۵) 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 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 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
● تاریخچه چینه ای 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، ۱۹۷۵) و گاهی نیز سازند بَریر (گانسر و هوبر، ۱۹۶۲) 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 شده البـرز، سازند کهر است که حاوی آکریتارکهــای نوپروتروزوییک پسینLate) Neoproterozoic) است. علوی (۱۹۹۱)، با تکیه بر سنگ رخسارهها به ویژه نقش زمینساخت بر حوضه رسوبی البرز، همه سنگ‌های البرز را به چند واحد زمین‌ساختی – چینه‌نگاشتی بزرگ و به شرح زیر تقسیم می‌کند.
۱) توالی سکوی پرکامبرین پسین – اردویسین،
۲) سنگ‌های ماگمایی (درونی و بیرونی) اردویسین میانی – دونین،
۳) توالی فلات قاره دونین – تریاس میانی
۴) نهشته‌های پیش‌خشکی 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 زمین‌ساختی خاص، با شرایط رسوبی – زمین‌ساختی مشابه، انباشته شده‌اند.
ـ در حد فاصل پرکامبرین پسین تا اردویسین، پوسته قارهای البرز جایگاه تکاملی دریای بَرقارهای Epicontinental) ) کم عمق بوده است.
ـ بنا به گزارش اشتامفلی (۱۹۷۸)، بربریان و کینگ (۱۹۸۱)، سنگ‌های 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 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.
ـ بررسی دیرینه جغرافیای البرز نشان می‌دهد که رسوبات پالئوزوییک دامنه 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 دامنه شمالی، چندین برابر دامنه جنوبی است و یا سنگ‌های کرتاسه بالایی حجم قابل توجهی سنگ‌های آتشفشانی دارند. این نکتهها نشان می‌دهند که در زمانهای پالئوزوییک – مزوزوییک حوضه رسوبی دامنه شمالی البرز عمیقتر 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 انباشتههای 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 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 ۰۰۰ است.
● پهنه رسوبی – ساختاری ایران مرکزی
در گذشته، خردقاره ایران مرکزی را بخشی از توده میانی ایران مرکزی میدانستند ولی، به باور اشتوکلین (۱۹۶۸) ، 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:
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 سنگ‌های ماگمائی ترشیری برونزد دارند، در سایر نواحی سنگ‌های ترشیری در کمترین مقداراند.
ـ 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 قاره ایران مرکزی را به نواحی زیر تقسیم کرد.
● بلوک لوت
بلوک لوت، با درازایی حدود ۹۰۰ کیلومتر، خاوریترین 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 می‌شود. در روی نقشه زمینساخت ایران (اشتوکلین و نبوی، ۱۹۷۳)، مرز شمالی این بلوک به فروافتادگی جنوب کاشمر و مرز جنوبی آن به فرونشست جازموریان بسته می‌شود. در ۱۹۶۸، 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 (۲۰۰۰ تا ۳۰۰۰ 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 گستره 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 خردقاره ایران مرکزی است. ولی، چهار ویژگی بر چینه‌نگاری بلوک لوت حاکم است.
۱) تأثیر درخور توجه کوهزایی سیمرین پیشین (پالئوبلوچ – رییر و محافظ، ۱۹۷۲) بر سنگ‌های کهن‌تر از تریاس میانی.
۲) 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.
۳) فراوانی سنگ‌های آتشفشانی سیستم ترشیری، به ویژه ائوسن، که با داشتن ضخامتی حدود ۲۰۰۰ متر، بیش از نیمی از بلوک لوت را میپوشاند.
۴) نهشته‌های دریاچهای، به تقریب افقی، پلیوسن – پلیستوسن به نام « سازند لوت » که نشانگر عملکرد ضعیف بازپسین رخداد چین‌خوردگی 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 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 ۱۳۸۱). بدین ترتیب این باور وجود دارد که سیمای ریخت‌شناسی – زمین‌ساختی کنونی این بلوک در گرو تجدید فعالیت ساختارهای گسلی و چین‌خوردگی کهن در چرخه زمین‌ساختی آلپی است.
بلوک طبس از جمله مناطقی است که روند تکاملی پالئوزوییک آن با مناطق مجاور همخوانی و همآهنگی ندارد . برای نمونه:
ـ نبود رسوبی ایفلین در این ناحیه وضوح آشکار ندارد.
ـ سنگ‌های کربنیفر بالایی که در سایر مناطق وجود ندارد، از این ناحیه گزارش شده است.
ـ 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.
ـ 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.
ـ 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 ۲ تا ۳ هزار متر و سنگ‌های 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.
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 وقفه 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 نیمه 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.
« فرونشست بیاضه – بردسیر»، میـان گسل پشتبادام در خاور و گسـل انار در باختر قرار دارد. 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 کرتاسه بالایی آن را می‌توان از خاور انار تا شمال بردسیر کرمان دید.
« بلوک یزد » بخش باختری خردقاره 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 دگرگونههای انارک، دوم ردیف‌های تریاس نخلک. در ناحیه 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 (۱۹۸۱) افیولیتهای انارک را بخشی از پوسته اقیانوسی تتیس کهن هرات میباشد
● پهنه رسوبی– ساختاری سنندج – سیرجان
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 میانه بلوک در سپر پرکامبرین ایران و عربستان است. به همینرو ویژگی‌های زمینشناختی آن با پهنههای مجاور تفاوتهای آشکار دارد. تفاوتهای ویژه این زون سبب شده است تا از گذشتههای دور مورد توجه و مطالعه زمینشناسان باشد.
سریهیتات (پیلگریم، ۱۹۰۸)، زون همدان (گرگوری، ۱۹۲۹)، زون ساختاری پیچیده همراه با سنگ‌های 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 (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 ۱۵۰۰ و پهنای آن ۱۵۰ تا ۲۵۰ کیلومتر است که از باختر دریاچه 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 پهنه مکران باریکهای از پوسته قارهای به نام کمپلکس دورکان وجود دارد که مککال (۱۹۸۵) آن را ادامه 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، ۱۹۶۸).
برخلاف مرز جنوب باختری، که با راندگی اصلی زاگرس مشخص می‌شود، ارتباط شمال خاوری سنندج – سیرجان با مناطق دیگر ایران میانی، به دلیل پوشش گسترده سنگ‌های ترشیری و کواترنر، تغییرات جانبی رخسارهها و نیز دگرشکلیهای پیچیده، به خوبی مشخص نیست. فروافتادگیهای 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 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، ۱۳۸۱). 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 (۱۹۶۱)، برو و ریکو (۱۹۷۱)، هینز و مککوییلن (۱۹۷۴)، فرهودی (۱۹۷۸) و علوی (۱۹۹۴)، 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 دوره 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 نیمه جنوب خاوری این زون پدیده‌های 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 می‌کند.
● تاریخچه 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 پهنه زمین‌ساختی ایران است.
درباره 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 (۱۳۷۳)، پی‌سنگ پرکامبرین سنندج – سیرجان را با نواحی رودان قیاس کرده و پی‌سنگ را نوعی پوسته 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 (۱۹۶۸) بر این باورند که فاز هرسینین همراه با دگرگونی بوده است. مجموعه 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 نتیجه آن سنگ‌های زون سنندج – سیرجان دچار دگرگونی دیناموترمال شده‌اند که تا رخساره آمفیبولیت پیشرفته و در اعماق پایینتر به ذوب آناتکتیک رسیده است. از آغاز تریاس پسین تا کرتاسه 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 دامنه کوتاه دارند (افتخارنژاد، ۱۳۵۹). به جز چند ناحیه، در زون سنندج – سیرجان، سنگ‌های سیستم ترشیری گسترشی چندان ندارند.
از دیدگاه ژئودینامیکی، شیخالاسلامی (۱۳۸۱) نکتههای زیر را باور دارد.
الف) بازشدگی درون قارهای 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 افیولیتهای تتیسی بر روی حاشیه قدیمی عربی – گندوانایی رانده شده‌اند.
با توجه به دیرینه جغرافیایی گفته شده می‌توان 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 زمین‌ساختی پایان یافته و سپس حوضههای توربیدیتی مزوزوییک در تریاس پسین شکل گرفته و در فاز سیمرین میانی و یا لارامید بسته شده است. همه سنگ‌های سنندج – سیرجان را می‌توان در سه واحد زمین‌ساختی – چینه‌نگاشتی پرکامبرین پسین – تریاس میانی، تریاس بالایی – کرتاسه و مجموعه ترشیری جای داد.
تاریخچه چینهای زاگرس
همه سنگ‌های زاگرس را می‌توان به دو گروه پی‌سنگ دگرگونه پرکامبرین و پوشش رسوبی روی پی‌سنگ تقسیم کرد. اشتوکلین (۱۹۶۸)، مراحل سه گانة زیر را در تکوین حوضة زاگرس مؤثر می‌داند.
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 رخساره‌های سنگی و پیامد رویدادهای زمین‌ساختی، سنگ‌های زاگرس را به واحدهای زمین‌ساختی – چینه‌شناختی(Tectonostratigraphy Units) زیر تقسیم می‌کند:
۱)رخساره‌های سکویی قارة گندوانا، به سن پرکامبرین پسین – تریاس میانی
۲) رخساره‌های فلات قارة جنوب تتیس جوان، به سن ژوراسیک – کرتاسه
۳) رسوب‌های پیش‌خشکی (Foreland) سنوزوییک (دریایی – غیردریایی) که همزمان با کوهزایی آلپ و در یک دریای پسرونده به سمت جنوب باختر، انباشته شده‌اند.
اوبراین (۱۹۵۰)، بر پایة رفتارشناسی سنگ‌ها، ردیف‌های رسوبی زاگرس را به گونة زیر تقسیم می‌کند:
۱) گروه پی‌سنگ (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 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.
● زیرپهنههای 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 ۱۰، تا ۶۵ 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، ۱۹۶۸)، زون راندگی‌های همپوشان (Imbricated Thrust Zone) (فالکن، ۱۹۶۹)، 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، ۱۳۷۴).
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 ۳۵۰۰ 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 :
۱) در زون راندگی‌ها، رفتار ساختاری و رویدادهای زمین‌ساختی یکسان و همزمان نبودهاند.
۲) دگرشکلی زاگرس مرتفع کهن‌تر از بخش چین‌خوردة آن است.
گفتنی است که فالکن (۱۹۷۴)، 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، ۱۳۷۴). 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، ۱۹۷۴) . ولی، بر خلاف شواهد موجود، هیتز و مک کوییلن (۱۹۷۴) پدیده‌های چین‌خوردگی و راندگی را به حرکت‌های کوهزایی پس از پلیوسن نسبت می‌دهند.
کازمین و همکاران (۱۹۸۶)، 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)زیرپهنه زاگرس چین‌خورده (Folded Zagros) : زاگرس چین‌خورده، به گفتهای دیگر « زاگرس بیرونی»، با پهنای ۱۵۰ تا ۲۵۰ 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 ۱۱۵ 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 ۴۰ میلیون سال، از اشکوب ترمادوسین از زمان اردویسین تا میانه سیلورین در ردیف پالئوزوییک وجود دارد. یک نبود چینه‌شناختی 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. 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.
● پهنه رسوبی– ساختاری مکران
« 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 ۱۶۰ هزارکیلومتر مربع گستره مکران، حدود ۷۰ هزارکیلومتر مربع آن در ایران و بقیه در پاکستان است.
از دیدگاه زمین‌شناسی، 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 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 (۱۹۷۰)، 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(TectonicMelange) و سواحل بالا آمده ( (Raised Beach پلکانی، خلیجهای نعلـی شکل و گلفشانها 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 می‌رسد. گفتنی است که خمش سنگ کره اقیانوسی پیش از فرورانش و به ویژه عملکرد گسل‌های راندگی از عوامل چهره‌ساز مکراناند.
● پهنه رسوبی– ساختاری کپهداغ
پهنه رسوبی – ساختاری کپهداغ شامل کوه‌های 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 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، ۱۳۸۰).
از نگاه جغرافیایی و کوهنگاری، کپهداغ بخشی از ادامه خاوری کوه‌های البرز است، ولی ویژگی‌های زمینشناختی و ساختاری آن نسبت به نواحی مجاور متفاوت است (نبوی، ۱۳۵۵).
مرز شمالی این پهنه با فلات توران، منطبق بر گسل عشقآباد است که روند N ۳۱۰ درجه دارد. در باره مرز جنوبی کپهداغ، دیدگاهها متفاوت است، ولی این مرز با رخنمونهای ناپیوسته منشورهای برافزاینده تتیس کهن مشخص می‌شود که در شمال خاوری فریمان (سفیدسنگ) و جنوب باختری مشهد برونزد دارند .
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 (کرتاسه پایینی) واحدهای سیما ساز منطقه هستند. دشتهای سرخس، گرگان، مشهد – قوچان و شیروان – بجنورد از نواحی فروافتاده کپهداغاند.
جدا از میدانهای عظیم گازی، جای گیری پهنه کپهداغ در فصل مشترک دو ابرقاره اوراسیا و گندوانا سبب شده تا این پهنه مورد توجه خاص زمینشناسان 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 زمین‌شناسی کپهداغ پرداختهاند که از آن میان افشار حرب بیشترین سهم را دارد.
شرایط رسوبگذاری و رخدادهای زمین‌ساختی حاکم بر پهنه کپهداغ شباهت به پهنه زاگرس دارد که از آن جمله می‌توان به زمان چین‌خوردگی نهایی، روند عمومی چین‌ها، نبود تکاپوهای ماگمایی، یکسان بودن رژیمهای فشارشی اشاره کرد.
http://www.aftab.ir/images/article/break.gif مجتبی مهدی نیا مقالات ارسالی به آفتاب
● پهنه رسوبی – ساختاری البرز
پهنه رسوبی – ساختاری البرز شامل بلندی‌های شمال صفحه 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 تپه 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 سنگکره (Lithosphere) قارهای البرز با سنگ کره 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، ۱۹۹۱)، آنتی البرز(Anti Alborz) (ریویه، ۱۹۴۱) گسل گرمسار (بربریان، ۱۳۷۵)، گسل سمنان (نبوی، ۱۳۵۶) و گسل عطاری (علوینایینی، ۱۹۷۲)، مرز جنوبی البرز دانسته شده‌اند. ولی چنین به نظر می‌رسد که مرز شاخصی در مرز جنوبی البرز وجود نداشته باشد و گذر از پهنه ایران مرکزی به پهنه البرز تدریجی باشد. از نظر کوهنگاری، مرز باختری البرز تا قفقاز کوچک و مرز خاوری آن تا کوه‌های پاراپا میسوس افغانستان (علوی، ۱۹۹۱) گسترش دارد.
فراوانی سنگ‌های آتشفشانی و آذرآواری ترشیری، در دامنه جنوبی البرز، سبب شده بود تا در نخستین نقشه زمینساخت اروپا (خاین، ۱۹۷۲)، 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 صفحه ایران و توران و پیامدهای آن نقش اساسی داشتهاند. همسانی البرز با ایران مرکزی به ویژه در دامنه جنوبی بیشتر است ولی در دامنه شمالی تفاوتهایی دارد (اشتوکلین، ۱۹۶۸) .
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، ۱۳۵۵) 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 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 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
● تاریخچه چینه ای 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، ۱۹۷۵) و گاهی نیز سازند بَریر (گانسر و هوبر، ۱۹۶۲) 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 شده البـرز، سازند کهر است که حاوی آکریتارکهــای نوپروتروزوییک پسینLate) Neoproterozoic) است. علوی (۱۹۹۱)، با تکیه بر سنگ رخسارهها به ویژه نقش زمینساخت بر حوضه رسوبی البرز، همه سنگ‌های البرز را به چند واحد زمین‌ساختی – چینه‌نگاشتی بزرگ و به شرح زیر تقسیم می‌کند.
۱) توالی سکوی پرکامبرین پسین – اردویسین،
۲) سنگ‌های ماگمایی (درونی و بیرونی) اردویسین میانی – دونین،
۳) توالی فلات قاره دونین – تریاس میانی
۴) نهشته‌های پیش‌خشکی 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 زمین‌ساختی خاص، با شرایط رسوبی – زمین‌ساختی مشابه، انباشته شده‌اند.
ـ در حد فاصل پرکامبرین پسین تا اردویسین، پوسته قارهای البرز جایگاه تکاملی دریای بَرقارهای Epicontinental) ) کم عمق بوده است.
ـ بنا به گزارش اشتامفلی (۱۹۷۸)، بربریان و کینگ (۱۹۸۱)، سنگ‌های 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 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.
ـ بررسی دیرینه جغرافیای البرز نشان می‌دهد که رسوبات پالئوزوییک دامنه 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 دامنه شمالی، چندین برابر دامنه جنوبی است و یا سنگ‌های کرتاسه بالایی حجم قابل توجهی سنگ‌های آتشفشانی دارند. این نکتهها نشان می‌دهند که در زمانهای پالئوزوییک – مزوزوییک حوضه رسوبی دامنه شمالی البرز عمیقتر 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 انباشتههای 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 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 ۰۰۰ است.
● پهنه رسوبی – ساختاری ایران مرکزی
در گذشته، خردقاره ایران مرکزی را بخشی از توده میانی ایران مرکزی میدانستند ولی، به باور اشتوکلین (۱۹۶۸) ، 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:
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 سنگ‌های ماگمائی ترشیری برونزد دارند، در سایر نواحی سنگ‌های ترشیری در کمترین مقداراند.
ـ 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 قاره ایران مرکزی را به نواحی زیر تقسیم کرد.
● بلوک لوت
بلوک لوت، با درازایی حدود ۹۰۰ کیلومتر، خاوریترین 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 می‌شود. در روی نقشه زمینساخت ایران (اشتوکلین و نبوی، ۱۹۷۳)، مرز شمالی این بلوک به فروافتادگی جنوب کاشمر و مرز جنوبی آن به فرونشست جازموریان بسته می‌شود. در ۱۹۶۸، 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 (۲۰۰۰ تا ۳۰۰۰ 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 گستره 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 خردقاره ایران مرکزی است. ولی، چهار ویژگی بر چینه‌نگاری بلوک لوت حاکم است.
۱) تأثیر درخور توجه کوهزایی سیمرین پیشین (پالئوبلوچ – رییر و محافظ، ۱۹۷۲) بر سنگ‌های کهن‌تر از تریاس میانی.
۲) 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.
۳) فراوانی سنگ‌های آتشفشانی سیستم ترشیری، به ویژه ائوسن، که با داشتن ضخامتی حدود ۲۰۰۰ متر، بیش از نیمی از بلوک لوت را میپوشاند.
۴) نهشته‌های دریاچهای، به تقریب افقی، پلیوسن – پلیستوسن به نام « سازند لوت » که نشانگر عملکرد ضعیف بازپسین رخداد چین‌خوردگی 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 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 ۱۳۸۱). بدین ترتیب این باور وجود دارد که سیمای ریخت‌شناسی – زمین‌ساختی کنونی این بلوک در گرو تجدید فعالیت ساختارهای گسلی و چین‌خوردگی کهن در چرخه زمین‌ساختی آلپی است.
بلوک طبس از جمله مناطقی است که روند تکاملی پالئوزوییک آن با مناطق مجاور همخوانی و همآهنگی ندارد . برای نمونه:
ـ نبود رسوبی ایفلین در این ناحیه وضوح آشکار ندارد.
ـ سنگ‌های کربنیفر بالایی که در سایر مناطق وجود ندارد، از این ناحیه گزارش شده است.
ـ 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.
ـ 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.
ـ 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 ۲ تا ۳ هزار متر و سنگ‌های 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.
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 وقفه 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 نیمه 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.
« فرونشست بیاضه – بردسیر»، میـان گسل پشتبادام در خاور و گسـل انار در باختر قرار دارد. 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 کرتاسه بالایی آن را می‌توان از خاور انار تا شمال بردسیر کرمان دید.
« بلوک یزد » بخش باختری خردقاره 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 دگرگونههای انارک، دوم ردیف‌های تریاس نخلک. در ناحیه 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 (۱۹۸۱) افیولیتهای انارک را بخشی از پوسته اقیانوسی تتیس کهن هرات میباشد
● پهنه رسوبی– ساختاری سنندج – سیرجان
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 میانه بلوک در سپر پرکامبرین ایران و عربستان است. به همینرو ویژگی‌های زمینشناختی آن با پهنههای مجاور تفاوتهای آشکار دارد. تفاوتهای ویژه این زون سبب شده است تا از گذشتههای دور مورد توجه و مطالعه زمینشناسان باشد.
سریهیتات (پیلگریم، ۱۹۰۸)، زون همدان (گرگوری، ۱۹۲۹)، زون ساختاری پیچیده همراه با سنگ‌های 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 (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 ۱۵۰۰ و پهنای آن ۱۵۰ تا ۲۵۰ کیلومتر است که از باختر دریاچه 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 پهنه مکران باریکهای از پوسته قارهای به نام کمپلکس دورکان وجود دارد که مککال (۱۹۸۵) آن را ادامه 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، ۱۹۶۸).
برخلاف مرز جنوب باختری، که با راندگی اصلی زاگرس مشخص می‌شود، ارتباط شمال خاوری سنندج – سیرجان با مناطق دیگر ایران میانی، به دلیل پوشش گسترده سنگ‌های ترشیری و کواترنر، تغییرات جانبی رخسارهها و نیز دگرشکلیهای پیچیده، به خوبی مشخص نیست. فروافتادگیهای 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 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، ۱۳۸۱). 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 (۱۹۶۱)، برو و ریکو (۱۹۷۱)، هینز و مککوییلن (۱۹۷۴)، فرهودی (۱۹۷۸) و علوی (۱۹۹۴)، 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 دوره 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 نیمه جنوب خاوری این زون پدیده‌های 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 می‌کند.
● تاریخچه 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 پهنه زمین‌ساختی ایران است.
درباره 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 (۱۳۷۳)، پی‌سنگ پرکامبرین سنندج – سیرجان را با نواحی رودان قیاس کرده و پی‌سنگ را نوعی پوسته 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 (۱۹۶۸) بر این باورند که فاز هرسینین همراه با دگرگونی بوده است. مجموعه 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 نتیجه آن سنگ‌های زون سنندج – سیرجان دچار دگرگونی دیناموترمال شده‌اند که تا رخساره آمفیبولیت پیشرفته و در اعماق پایینتر به ذوب آناتکتیک رسیده است. از آغاز تریاس پسین تا کرتاسه 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 دامنه کوتاه دارند (افتخارنژاد، ۱۳۵۹). به جز چند ناحیه، در زون سنندج – سیرجان، سنگ‌های سیستم ترشیری گسترشی چندان ندارند.
از دیدگاه ژئودینامیکی، شیخالاسلامی (۱۳۸۱) نکتههای زیر را باور دارد.
الف) بازشدگی درون قارهای 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 افیولیتهای تتیسی بر روی حاشیه قدیمی عربی – گندوانایی رانده شده‌اند.
با توجه به دیرینه جغرافیایی گفته شده می‌توان 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 زمین‌ساختی پایان یافته و سپس حوضههای توربیدیتی مزوزوییک در تریاس پسین شکل گرفته و در فاز سیمرین میانی و یا لارامید بسته شده است. همه سنگ‌های سنندج – سیرجان را می‌توان در سه واحد زمین‌ساختی – چینه‌نگاشتی پرکامبرین پسین – تریاس میانی، تریاس بالایی – کرتاسه و مجموعه ترشیری جای داد.
تاریخچه چینهای زاگرس
همه سنگ‌های زاگرس را می‌توان به دو گروه پی‌سنگ دگرگونه پرکامبرین و پوشش رسوبی روی پی‌سنگ تقسیم کرد. اشتوکلین (۱۹۶۸)، مراحل سه گانة زیر را در تکوین حوضة زاگرس مؤثر می‌داند.
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 رخساره‌های سنگی و پیامد رویدادهای زمین‌ساختی، سنگ‌های زاگرس را به واحدهای زمین‌ساختی – چینه‌شناختی(Tectonostratigraphy Units) زیر تقسیم می‌کند:
۱)رخساره‌های سکویی قارة گندوانا، به سن پرکامبرین پسین – تریاس میانی
۲) رخساره‌های فلات قارة جنوب تتیس جوان، به سن ژوراسیک – کرتاسه
۳) رسوب‌های پیش‌خشکی (Foreland) سنوزوییک (دریایی – غیردریایی) که همزمان با کوهزایی آلپ و در یک دریای پسرونده به سمت جنوب باختر، انباشته شده‌اند.
اوبراین (۱۹۵۰)، بر پایة رفتارشناسی سنگ‌ها، ردیف‌های رسوبی زاگرس را به گونة زیر تقسیم می‌کند:
۱) گروه پی‌سنگ (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 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.
● زیرپهنههای 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 ۱۰، تا ۶۵ 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، ۱۹۶۸)، زون راندگی‌های همپوشان (Imbricated Thrust Zone) (فالکن، ۱۹۶۹)، 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، ۱۳۷۴).
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 ۳۵۰۰ 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 :
۱) در زون راندگی‌ها، رفتار ساختاری و رویدادهای زمین‌ساختی یکسان و همزمان نبودهاند.
۲) دگرشکلی زاگرس مرتفع کهن‌تر از بخش چین‌خوردة آن است.
گفتنی است که فالکن (۱۹۷۴)، 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، ۱۳۷۴). 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، ۱۹۷۴) . ولی، بر خلاف شواهد موجود، هیتز و مک کوییلن (۱۹۷۴) پدیده‌های چین‌خوردگی و راندگی را به حرکت‌های کوهزایی پس از پلیوسن نسبت می‌دهند.
کازمین و همکاران (۱۹۸۶)، 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)زیرپهنه زاگرس چین‌خورده (Folded Zagros) : زاگرس چین‌خورده، به گفتهای دیگر « زاگرس بیرونی»، با پهنای ۱۵۰ تا ۲۵۰ 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 ۱۱۵ 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 ۴۰ میلیون سال، از اشکوب ترمادوسین از زمان اردویسین تا میانه سیلورین در ردیف پالئوزوییک وجود دارد. یک نبود چینه‌شناختی 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. 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.
● پهنه رسوبی– ساختاری مکران
« 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 ۱۶۰ هزارکیلومتر مربع گستره مکران، حدود ۷۰ هزارکیلومتر مربع آن در ایران و بقیه در پاکستان است.
از دیدگاه زمین‌شناسی، 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 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 (۱۹۷۰)، 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(TectonicMelange) و سواحل بالا آمده ( (Raised Beach پلکانی، خلیجهای نعلـی شکل و گلفشانها 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 می‌رسد. گفتنی است که خمش سنگ کره اقیانوسی پیش از فرورانش و به ویژه عملکرد گسل‌های راندگی از عوامل چهره‌ساز مکراناند.
● پهنه رسوبی– ساختاری کپهداغ
پهنه رسوبی – ساختاری کپهداغ شامل کوه‌های 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 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، ۱۳۸۰).
از نگاه جغرافیایی و کوهنگاری، کپهداغ بخشی از ادامه خاوری کوه‌های البرز است، ولی ویژگی‌های زمینشناختی و ساختاری آن نسبت به نواحی مجاور متفاوت است (نبوی، ۱۳۵۵).
مرز شمالی این پهنه با فلات توران، منطبق بر گسل عشقآباد است که روند N ۳۱۰ درجه دارد. در باره مرز جنوبی کپهداغ، دیدگاهها متفاوت است، ولی این مرز با رخنمونهای ناپیوسته منشورهای برافزاینده تتیس کهن مشخص می‌شود که در شمال خاوری فریمان (سفیدسنگ) و جنوب باختری مشهد برونزد دارند .
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 (کرتاسه پایینی) واحدهای سیما ساز منطقه هستند. دشتهای سرخس، گرگان، مشهد – قوچان و شیروان – بجنورد از نواحی فروافتاده کپهداغاند.
جدا از میدانهای عظیم گازی، جای گیری پهنه کپهداغ در فصل مشترک دو ابرقاره اوراسیا و گندوانا سبب شده تا این پهنه مورد توجه خاص زمینشناسان 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 زمین‌شناسی کپهداغ پرداختهاند که از آن میان افشار حرب بیشترین سهم را دارد.
شرایط رسوبگذاری و رخدادهای زمین‌ساختی حاکم بر پهنه کپهداغ شباهت به پهنه زاگرس دارد که از آن جمله می‌توان به زمان چین‌خوردگی نهایی، روند عمومی چین‌ها، نبود تکاپوهای ماگمایی، یکسان بودن رژیمهای فشارشی اشاره کرد.
http://www.aftab.ir/images/article/break.gif مجتبی مهدی نیا مقالات ارسالی به آفتاب