nload=NcodeImageResizer.createOn(this);>

● 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) .


موضوع‌های مرتبط با این موضوع...
اکتشافات مخازن جدید نفتی و گازی در ایران
معرفی زونهای زمین شناسی ایران
زمین شناسی مخازن هیدروکربوری ایران
قنات میراث زنده ی تاریخ ایران
گسلها ، درزه ها و زمین لغزش
الماس از پیدایش در زمین تا تولید صنعتی
لرزه زمین ساخت گسل صحنه قطعه میانی گسل اصلی عهد حاضر زاگرس عرب ایران
میزان تأثیر یک زلزله: مطالعه آماری انتشارات زلزله شناسی
پارامترهای چشمه مسبب زمین لرزه سال ۱۹۹۸ فندق
اشاره ای به زمین شناسی خرم آباد

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