تبلیغات
دختر زمین شناس
قالب وبلاگ

دختر زمین شناس
تنها جایی که برای زندگی کردن داریم زمین است...مواظبش باشیم 
زمین شناسی زاگرس


نبود فعالیت‎های آذرین، وجود مادر سنگ‎های متعدد و بسیار غنی از مواد آلی، سنگ مخزن‎های‎ متخلخل و تراوای متعدد با سنگ‎پوش‎های مناسب، شرایط منحصر به فردی را برای تولید و انباشت هیدروكربن در زاگرس فراهم كرده تا این پهنه از نفت‎خیزترین حوضه‎های رسوبی دنیا باشد (افشارحرب، 1380). از نظر جغرافیایی زاگرس را می‎توان به نواحی لرستان، خوزستان و فارس تقسیم كرد .
بـربـریان (1977) بر پایــة انباشتــه های نمكی سری هرمـز، زاگـــرس را به دو بخش جنوب خـــاوری، یا «حوضة هرمز» و بخش شمال باختری، یا «حوضة اهواز» تقسیم می‎كند كه مرز جدایی این دو، بر خطوارة قطر – كازرون است.
از نظر زمین‎ریخت‎شناسی از شمال خاور به جنوب باختر، زاگرس شامل زاگرس مرتفع (زاگرس داخلی)، زاگرس چین‎خورده (زاگرس بیرونی) و دشت خوزستان است. از نظر الگوی ساختاری از شمال خاور به جنوب باختر، زاگرس شامل زون راندگی‎ها، كمربند چین‎خورده، فروافتادگی دزفول و دشت آبادان است.

تاریخچة چینه‎ای زاگرس
همة سنگهای زاگرس را می توان به دو گروه پی سنگ دگرگونه پركامبرین و پوشش رسوبی روی پی سنگ تقسیم كرد. اشتوكلین (1968)، مراحل سه گانة زیر را در تكوین حوضة زاگرس مؤثر می داند.
مرحلة فلات قاره (پركامبرین پسین – تریاس میانی)
مرحلة بزرگ ناودیسی ( تریاس میانی – پلیوسن)
مرحلة پس از كوهزایی (پلیوسن – زمان حال)
علوی (1994)، با توجه به رخساره‎های سنگی و پیامد رویدادهای زمین‎ساختی، سنگهای زاگرس را به واحدهای زمین‎ساختی – چینه‎شناختی زیر تقسیم می كند
1- رخساره های سكویی قارة گندوانا، به سن پركامبرین پسین – تریاس میانی
2- رخساره های فلات قارة جنوب تتیس جوان، به سن ژوراسیك – كرتاسه
3- رسوبهای پیش خشكی سنوزوییك (دریایی – غیردریایی) كه همزمان با كوهزایی آلپ و در یك دریای پسرونده به سمت جنوب باختر، انباشته شده اند.
اوبراین (1950)، بر پایة رفتارشناسی سنگها، ردیفهای رسوبی زاگرس را به گونة زیر تقسیم می كند:
1- گروه پی سنگ (پركامبرین)
2-گروه متحرك زیرین، شامل سری هرمز به سن پركامبرین پسین - كامبرین، به ضخامت تا 4 هزار متر
3-گروه مقاوم، شامل سازندهای زمان كامبرین تا میوسن ، به ضخامت 6 تا 7 هزار متر
4-گروه متحرك بالایی، شامل سازند گچساران، با 1600 متر ضخامت
5-گروه نامقاوم، شامل سازندهای میشان، آغاجاری، بختیاری، به ضخامت 3 تا 4 هزار متر

بررسی چینه نگاری ترادفی پهنة زاگرس نشانگر آن است كه این بخش از ایران، در فاصلة زمانی پركامبرین – تریاس میانی بخشی از ابرقارة گندوانا بوده است. از تریاس میانی، با تكوین تتیس جوان، شرایط دریایی ویژه‎ای بر آن حاكم بوده است. از كرتاسة پسین به بعد، پس از سرانجام گرفتن تتیس جوان و برخورد دو ورق زاگرس و ایران مركزی، محیطهای رسوبی از نوع همزمان با كوهزایی بوده اند. اگرچه پیشینة فاز كوهزایی در پلیوسن بوده است، ولی دگرشكلی، همچنان بر زاگرس تحمیل می شده است.


زیرپهنه‎های زاگرس
برای بیان ویژگی های عمومی زاگرس می توان از تلفیق دو دیدگاه زمین‎ریخت‎شناسی و الگوی ساختاری یاری جست و زاگرس را به دو زیرپهنة « زون راندگی‎ها » و « زاگرس چین‎خورده » تقسیم كرد.

الف) زیرپهنة راندگیها: این زون با پهنای 10، تا 65 كیلومتر، به صورت نواری كم پهنا است كه بلندترین قسمت كوههای زاگرس را تشكیل می دهد و به همین رو گاهی به آن زاگرس مرتفع گفته می‎شود. زون راندگی هـا (اشتوكلین، 1968)، زون راندگیهای هم‎پوشان (فالكن، 1969)، شمال خاور زاگرس (نوگل -منتشر نشده)، زاگــرس داخلی و سرانجام زون خرد شده نامهای دیگری است كه به این بخش داده شده است. مرز شمال خاوری این زیر پهنه به راندگی اصلی زاگرس و مرز جنوب باختری با یك راندگی مهم بسته می‎شود كه از شمال كوه كینو و جنوب دهنگان و كوه سبزو می گذرد (مطیعی، 1374).
در زاگرس مرتفع رخنمونی از سنگهای پركامبرین دیده نشده است. سنگهای پركامبرین پسین تا تریاس میانی آن رخسارة گندوانایی دارند و همسان دیگر نواحی ایران هستند. ولی، سنگهای لیاس تا ائوسن آن، با ستبرای نزدیك به 3500 متر بیشتر از نوع مارنهای گلوبی ژریندار، رادیولاریت، افیولیت و انباشته‎های آواری از نوع فلیش‎اند كه گاه با فعالیت آتشفشانی زیر دریایی همراهاند. سنگهای یاد شده نشان می دهند كه این بخش، برخلاف امروز، در زمان مزوزوییك تا اوایل سنوزوییك گودترین بخش حوضة زاگرس بوده است. چنین می‎نماید كه در اثر نیروهای كششی وابسته به رخداد كوهزایی سیمرین پیشین، ستبرای پوسته در زون راندگی‎ها كاهش یافته، به طوری كه در بخش شمال باختری آن (كرمانشاه) در طی تریاس پسین – كرتاسه، گودی باریك و عمیق پدیدار شده و در آن رسوب های شبه توربیدیت، متشكل از آهك (سنگ آهك بیستون)، شیل، ماسه سنگ، رادیولاریت و روانه های آتشفشانی انباشته شده‎اند. ولی، در بخش جنوب خاوری این گودی (نیریز) شكستگی كامل پوسته، موجب اقیانوسزایی و تشكیل مجموعه های افیولیتی گردیده است. گفتنی است كه در ناحیة نیریز، آمیزه های افیولیتی یاد شده، به گونة دگرشیب، با سنگ آهك مرجانی – ریفی كرتاسه بالایی (سازند تاربور) پوشیده شده‎اند، در حالی كه بخش شمال باختری در نتیجةكوهزایی لارامید دچار چین خوردگی و دگرشكلی شده است. بدینسان می توان نتیجه گرفت كه:
1- در زون راندگیها، رفتار ساختاری و رویدادهای زمین‎ساختی یكسان و همزمان نبوده‎اند.
2- دگرشكلی زاگرس مرتفع كهن تر از بخش چین خوردة آن است.

گفتنی است كه فالكن (1974)، به دو فاز چین خوردگی در این بخش باور دارد. فاز نخست در اواخر كرتاسه رخ داده است كه رابطة ناهمساز فلیشهای كرتاسه با رسوبات ائوسن میانی مبین آن است. فاز دوم را از اواخر میوسن تا امروز می داند كه شدت آن در پلیوسن در بیشترین مقدار بوده است.
یكی از ویژگیهای زاگرس مرتفع، وجود راندگی های فراوان است. شیب راندگیها به سوی شمال خاوری است ولی مقدار جابه‎جایی آنها به خوبی دانسته نیست و تنها با ملاحظة راندگی سنگهای كامبرین بر روی ردیفهای پلیوسن می توان به تصوری از مقدار جابه‎جایی دست یافت (مطیعی، 1374). چنین وانمود می‎شود كه در این محدوده، نخست چینها در كرتاسة پسین شكل گرفته و سپس در فاز بعدی، راندگی ها به وجود آمده باشند (فالكن، 1974). ولی، بر خلاف شواهد موجود، هیتز و مك كوییلن (1974) پدیده های چین خوردگی و راندگی را به حركتهای كوهزایی پس از پلیوسن نسبت می دهند.

كازمین و همكاران (1986)، فلسهای روراندة زاگرس مرتفع را نهشته های انباشته در حاشیة غیر فعال سكوی عربستان می دانند كه در محل جدایش ورق زاگرس و ورق ایران مركزی در بخشهای ژرف تتیس انباشته شده و پس از برخورد این دو ورق، به صورت سفره های نابرجا، بر روی سكوی عربستان رانده شده اند.
ب) زیرپهنة زاگرس چین خورده:
زاگرس چین خورده، به گفته‎ای دیگر «زاگرس بیرونی»، با پهنای 150 تا 250 كیلومتر، ناوة 2 حاشیه ای و كراتونی سپر عربستان است كه در مزوزوییك و سنوزوییك در حال نشست پیوسته بوده و ترادفهای ستبر رسوبی در آن انباشته می‎شده است. در گسترة زاگرس چین خورده، سنگ‎های پركامبرین پسین تا تریاس میانی، رخسارة گندوانایی و مشابه با دیگر نواحی ایران دارند. ولی، توالی های مزوزوییك و سنوزوییك آن، با رسوبهای همزمان دیگر نواحی ایران، رخساره های سنگی و حتی زیستی متفاوتی دارند و بیشتر معرف رخساره های جنوب تتیس جوان است. این نكته نشان می دهد كه از تریاس میانی به بعد، شرایط رسوبی حاكم بر زاگرس چین خورده، نسبت به دیگر مناطق ایران، تفاوت داشته است.

در زاگرس چین خورده، رخنمونی از سنگهای پركامبرین دیده نشده و حفاریهای نفتی نیز تاكنون به پی سنگ نرسیده است. با توجه به بررسی های ژئو‎فیزیكی، باور بر این است كه پی سنگ پركامبرین زاگرس ادامة شمال – شمال خاوری سپر نوبی – عربی است كه از شمال خاور افریقا تا عربستان و حتی در زیر حوضة زاگرس ادامه دارد. پوشش رسوبی روی پی سنگ، با مجموعه ای از سنگ نمك، انیدریت، سنگ‎آهك، دولومیت سنگهای آذرین (مجموعة هُرمز) آغاز می شود كه تغییرات سنی آن از پركامبرین پسین تا كامبرین میانی است و بخشی از آنها به صورت حدود 115 گنبد نمكی، از زمان ژوراسیك به بعد به سطح زمین رسیده اند.
بین سنگهای كامبرین (سازند میلا) و اردویسین (سازند ایلبیك)، نبود چینه نگاشتی مهمی وجود ندارد. به نظر می رسد كه یك نبود چینه نگاشتی مهم به بزرگی حدود 40 میلیون سال، از اشكوب ترمادوسین از زمان اردویسین تا میانة سیلورین در ردیف پالئوزوییك وجود دارد. یك نبود چینه شناختی دیگر به بزرگی بیش از 70 میلیون سال، بین اواخر فرازنین از دونین، تمامی كربنیفر تا اشكوب ساكمارین از پرمین مشخص است. در پرمین پسین تمامی زاگرس در زیر یك پیشروی گسترده قرار گرفته كه سازند دالان حاصل آن است. سنگهای تریاس زاگرس چین خورده، رخسارة كربناتی- تبخیری دارد و شامل دو سازند كنگان (در زیر) و دشتك (در بالا) است. رسوبات ژوراسیك تا نئوژن زاگرس چین خورده چند هزار متر ضخامت دارند و به طور هم‎شیب بر روی توالی فلات قاره پالئوزوییك قرار دارند. در توالی ژوراسیك – نئوژن این ناحیه هیچ‎گونه دگرشیبی ناحیه ای دیده نمی شود با این حال، وجود گودی های مستقل جدا شده با پشته های برآمده، و به ویژه حركتهای مشخص زمینساختی، موجب تغییراتی در سنگ رخساره و ضخامت رسوبات گردیده است. چنین تغییراتی به حركتهای خشكی زای پیش از كوهزایی نسبت داده شده است كه گاهی سبب پسروی كامل دریا، نبودهای رسوبی و حتی پدیدة لاتریتی شدن گردیده است.
بررسی های دیرینه جغرافیا نشان می دهد كه زاگرس چین خورده در همه جا ویژگی های زمین شناختی یكسان ندارد. با تخلیص از كار مطیعی (1374)، زیر پهنه های زیر می تواند معرف ویژگی های بیشتر زاگرس چین خورده باشد .
«فروافتادگی كركوك» در شمال باختری لرستان و در خاك عراق است. اطلاعات كافی از آن در دست نیست ولی ویژگی های فروافتادگی دزفول می تواند با آن همخوانی داشته باشد.

«لرستان » بخشی از زاگرس چین خورده است كه روند كلی آن هم ‎راستا با زون راندگیها است. مرز شمال خاوری آن محدود به مرز جنوبی زون راندگیها و مرز خاوری آن منطبق بر خمش بالا رود و مرز باختر – شمال باختری آن منطبق بر جنوبی‎ترین تاقدیس زاگرس است كه بر نوار مرزی ایران – عراق منطبق است.
مهم‎ترین ویژگیهای حاكم بر منطقة لرستان عبارت است از:
روند شمال باختری – جنوب خاوری.
ساختار متشكل از تناوب تاقدیسهای بزرگ (مانند كبیركوه 000) و كوچك .
فروریختگیهای گرانشی فروریزشی .
زمینلغزه‎های بزرگ مانند زمین لغزة سیمره .
برخورداری از سه خط وارة شمالی – جنوبی كه می‎توانند در ارتباط با گسلهای پیسنگ باشند.
در بر داشتن تاقدیسهــایی متشكل از گــروه بنگستان در جنوب و سازند فلیشی امیران و سازند گرو در شمال.

« پهنة ایذه » بخشی از زاگرس چینخورده است كه از شمال به مرز جنوبی زون راندگیها، از جنوب با مرز شمال فروافتادگی دزفول، از خاور با گسل كازرون و از باختر به امتداد فرضی گسل عامل خمش بالا رود، محدود می‎شود. پهنای زون ایذه از 40 كیلومتر در باختر، 115 كیلومتر در شمال بهبهان و 70 كیلومتر در خاور متغیر است.
از ویژگیهای این زون در بر داشتن گسل ایذه است كه نوعی گسل عرضی، امتداد لغز راستگرد، همسان گسل كازرون، است كه در اثر آن زون ایذه به دو بخش شمال باختری و جنوب خاوری تقسیم میشود. در بخش شمال باختری هستة تاقدیسها از سازندهای گروه بنگستان (كرتاسه) تشكیل شده و بدون تلههای نفتی است ولی در بخش جنوب خاوری، سنگ‎آهكهای آسماری (الیگوسن- میوسن) سازندة هستة تاقدیسهاست كه بالاآمدگی و فرسایش كمتری را نشان می‎دهد. داشتن میدانهای نفتی و گازی از ویژگیهای بارز بخش جنوب خاوری ایذه است.

« فرو افتادگی دزفول » بخشی از پیشگودال زاگرس و دارای ویژگیهای زیر است:
- یك پدیدة ساختاری است كه در جنوب باختری زون راندگیها قرار دارد.
- بیشتر میدانهای نفتی ایران را در بر دارد.
- بخشی از زاگرس چینخورده است كه در آن سازند آسماری رخنمون ندارد.
- میان سه پدیدة مهم ساختمانی: زون خمشی بالا رود (چپگرد)، زون خمشی جبهة كوهستانی، زون خمشی – گسلی كازرون (راستگر) جای دارد.
در فروافتادگی دزفول چند ساختمان مورب نسبت به روند كلی زاگرس وجود دارد كه عبارتند از:
سه برجستگی ساختمانی ، با روند شمالی – جنوبی، به نامهای بلندی هفتگل، بلندی هندیجان و قوس خارك میش، كنترل شده به وسیلة گسلهای نرمال قطعه‎ای ژرف پی سنگ، دو خطوارة خاوری – باختری، در شمال فروافتادگی دزفول، یك خطواره در شمال كازرون كه قطعة جنوبی آن 2500 متر پایین افتادگی دارد،
ساختار كلی فروافتادگی دزفول و مرزهای آن (خمش بالارود، خمش جبهة كوهستانی، زون گسلی كازرون) و همچنین روندهای شمالی – جنوبی و خاوری – باختری آن، ممكن است در ارتباط با گسلهای پی سنگ باشند. كهن ترین شاهد حركتی این ساختارهای خطی، متعلق به كرتاسة بالا است. ولی، ساختارهای پیرامون فروافتادگی دزفول و خطواره های درون آن‎، به احتمال در ژوراسیك و تریاس و حتی شاید پیش از آن فعال بوده اند. این ساختمانهای خطی، تا الیگوسن یا میوسن میانی همچنان پویا بوده‎اند.
- فروافتادگی دزفول بین 3000 تا 6000 متر پایین افتادگی دارد،ولی نسبت به مناطق همجوار، از نظر زمین‎ساختی پایدارتر و چین خوردگی كمتری دارد.
- در شكل‎گیری این فروافتادگی عملكرد توأم خطوارة قطر – كازرون (راستگرد) و خطوارة بالارود (چپگرد) نقش اساسی داشته‎اند.
-زمان فروافتادگی پس از آكی‎تانین (آدامز و بورژوا، 1969)، بوردیگالین (مطیعی، 1374) و كرتاسة پیشین (قلاوه، 1375) دانسته شده است. تأیید یكی از این نظرها دشوار است.
« پهنة فـارس » از نگاه جغرافیایی، پهنة فارس به دو بخش فارس داخلی و فارس بیرونی 2 تقسیم می شود. فارس بیرونی به دو زیر پهنة كوچك‎تر به نام فارس ساحلی3 و فارس به تقریب ساحلی 4 تقسیم می‎شود. بسیاری از زمین شناسان، فارس را گسترة واقع درمیان دو گسل كازرون در باختر و گسل میناب در خاور می دانند. ولی، مطیعی (1374)، ویژگی های زمین شناسی بخش خاوری فارس را متفاوت می داند و به آن پس خشكی بندرعباس نام داده است. بدین‎سان مرز باختری پهنة فارس با زون گسلی كازرون بسته می‎شود و مرز خاوری آن خطی فرضی است كه از حوالی بندر نَخیلو آغاز و نزدیك كوه فینو، شمال بندرعباس، تا راندگی اصلی زاگرس ادامه می یابد. مرز شمالی فارس، زون راندگی ها و مرز جنوبی آن، خط ساحلی خلیج فارس است. مهم‎ترین ویژگی های زمین شناختی پهنة فارس عبارت است از: داشتن شرایط سكویــی، به دلیل تداوم پی سنگ عـــربستان كه از قطر به فارس می رسد و از آن به نــام «بلندی گاوبندی» یاد می شود.

تاقدیسها جهت یافتگی گوناگون،e-w، Nw–se و حتی Ne-sw، دارند. تغییر روند ساختارها نتیجة عملكرد گسلهای پی سنگ و یا چرخش بُردار حركت صفحة عربی نسبت به صفحة ایران است.
فارس از نواحی گازخیز و مشهور دنیا است.
كومبای (1977)، بر این باور است كه كمان فارس، به درازای 750 كیلومتر، فرجام سازوكار دو گسل میناب (در خاور) و كازرون (در باختر) است، به گونه‎ای كه قشر رسوبی رویی بر روی قطعات متحرك پی سنگ شناوراست.
الگوی چین خوردگی پهنة فارس بیشتر از نوع هم مركز است كه سطوح جدایش زیرین آن در نمكهای هرمز و سطوح جدایش فرعی و درون سازندی آن در سازندهای تبخیری دشتك، شیل پابده و گورپی هستند.
«پس‎خشكی بندرعباس» محدوده ای از پایانة جنوب خاوری زاگرس است كه مرز خاوری آن گسل میناب و مرز جنوبی آن جبهة چینهای زاگرس است كه از درون خلیج فارس می‎گذرد. مرز شمالی آن منطبق بر گسل رازك (برزگر، 1360) و یا خطوارة نَخلیو – فینو است. مهم‎ترین ویژگی های زمین شناختی پس‎خشكی بندرعباس عبارتند از
بیشتر تاقدیسها از سنگ نهشته‎های گروه فارس تشكیل شده‎اند.
ضخامت سنگ نهشته ها به مراتب بیشتر از ناحیة فارس، و از این نظر شبیه فروافتادگی دزفول است.
تاقدیسها در سه جهت آرایش یافته‎اند. دستة نخست، موازی روند عمومی زاگرس (sw-ne) است، مانند تاقدیسهای گهگم و فراقون. دستة دوم، روند شمالی – جنوبی دارند مانند تاقدیس میناب، دستة سوم، روند خاوری – باختری تا شمال خاوری – جنوب باختری دارند كه در تضاد با امتداد كلی تاقدیسهای زاگرس هستند و شكل گیری آنها به كنترل گسلهای پی سنگ نسبت داده شده است.
وجود سازند گچساران، چشمه های نفتی، گچ ترش و چشمه های آبگرم گوگردی از ویژگیهای پس‎خشكی بندرعباس و نشانگر میدانهای احتمالی نفت در این ناحیه است.
«دشت آبادان» زون ساختاری واقع در انتهای جنوب باختری زاگرس است. مرز شمالی و شمال خاوری آن محدود به جبهة چینهای زاگرس (لبة جنوبی تاقدیسهای سوسنگرد، آبتیمور، منصوری) است و پس از عبور از جنوب میدان رگ سفید وارد خلیج فارس می شود. مرز جنوبی دشت آبادان، خلیج فارس و عربستان است. دشت آبادان بخشی از جلگة میانرودان(بینالنهرین) است كه از نظر زمین شناختی پایانة شمالی سكوی عربی به شمار می‎‏آید.
به دلیل پوششهای آبرفتی جوان، دانسته های زمین شناختی، به نتایج حاصل از حفاریهای نفتی و مطالعات ژئو‎فیزیكی محدود است. این داده ها نشان می دهند كه در زیر رسوبات پوششی، نهشته های دورانهای اول و دوم، به طور ملایم و در روندی شمالی – جنوبی (روند عربی) چینخورده اند و به ظاهر گذر از رخساره های تخریبی و كم ضخامت دشت آبادان به رخساره های دریایی و ستبر زاگرس چین خوردة تدریجی است. به همین دلیل، افتخارنژاد (1359) نواحی دشت گونة خوزستان را بخشی از زاگرس چین خورده می داند. ولی برخلاف زاگرس، دشت آبادان توان لرزه خیزی بسیار پایینی دارد به همین‎رو، حقی پور (1358) وجود یك شكستگی بزرگ و پوشیده را، با جهت Nw-se در حد فاصل زاگرس چین خورده و دشت محتمل می‎داند. تمركز تقریبی كانون زمینلرزه ها در فصل مشترك تقریبی این دو زیر پهنه، تأییدی بر این نظر است. دشت آبادان دارای ویژگی های زیر است
لرزه خیز نیست، تاقدیسها اثر سطحی ندارند، روند ساختارهاn– S است كه با روند Se - Nw متداول در زاگرس در تضاد است، روند N - S دشت آبادان قابل تعمیم به ساختارهای جنوب عراق، كویت، شمال خلیج فارس و شمال خاوری عربستان است، این تاقدیسها از منشأ فشارشی نیستند و زایش آنها در ارتباط با گسلهای پی سنگ است

زمین‎ساخت زاگرس

الگوی ساختاری زاگرس در همه جا یكسان و همانند نیست. بررسی های ساختاری نشانگر آن است كه از شمال خاور به جنوب باختر پوشش رسوبی روی پی سنگ در برابر تنشهای فشارشی واكنش متفاوتی داشته‎اند به گونه ای كه از نظر ساختاری، می توان زیر پهنه‎های زیر را در زاگرس شناسایی كرد.
1- زیر پهنة راندگی ها: شواهدی از دو فاز چین خوردگی در این زیرپهنه وجود دارد (فالكن، 1974). فاز نخست در اواخر كرتاسه و فاز دوم از اواخر میوسن تا امروز، كه شدت آن در پلیوسن بیشترین مقدار بوده است. این دو فاز چین خوردگی، پیاپی، چینهایی با دامنة بیش از 5 هزار متر و طول موج بیش از 8 هزار متر را ایجاد كرده‎اند ( مطیعی، 1374). این چینها روند Nw - Se دارند و سطح محوری آنها مورب و شیب صفحه‎ها به سوی Ne است. این چینها كه به طور معمول از انواع بسته هستند، نسبت به چینه ای پیشین و پسین، از طریق روراندگی ها مرتبط می شوند و جهت راندگی آنها به سوی جنوب باختری است. گسلهای موجود در این زیر پهنه بیشتر روراندگی و گاه نرمال اند. شیب گسلهای راندگی به سوی Ne است. ریخت‎شناسی برجسته و همچنین افزایش ستبرای پوستة قاره ای در زاگرس مرتفع پیامد عملكرد راندگی هاست.

2- زیر پهنة چین خورده، شامل نواحی جای گرفته میان راندگی گذر كرده از جنوب اشترانكوه – زردكوه – دهنگان – سبزو تا لبة جنوبی تاقدیسهای سوسنگرد – آب تیمور – منصوری است كه به نامهای كمربند چین خورده (اشتوكلین، 1968)، زون سادة چین خورده (فالكن، 1974) و كمربند چیـن خوردة كوهستانی (فاور، 1975) از آن یاد می شود. داده های موجود نشانگر آن است كه چین خوردگی این بخش از زاگرس به لحاظ تأثیر گسلهای پی سنگی، حضور گنبدهای نمكی، راندگی های پنهان، فروافتادگی ها و خمشها چندان ساده نیست، به گونه ای كه نام زاگرس چین خورده و گسلیده 2بهتر است.
در این زیر پهنــه، پوشش رسوبی روی پی سنگ، به صورت تاقدیسها و ناودیسهـای كشیده، در راستــــای Nw- Se است كه صفحه‎های محوری آنها مارپیچ مانند تابخورده و به چین‎ها سیمای زیگموییدال باز داده است. اگرچه روند عمومی ساختارها، Nw-se هستند و روند زاگرس دارند ولی، رسوبهای شكل پذیر میوسن، عملكرد گسلهای پی سنگ، تغییر جهت بُردار حركتی صفحة عربستان نسبت به ورق ایران و سرانجام حركت گنبدهای نمكی، تغییراتی را در سیستم و روند كلی چینها به وجود آورده‎اند. بیشترین دگرشكلی های محلی در مجاورت گنبدهای نمكی، به ویژه در كنار دو گسل كازرون و میناب، دیده می شود كه حركت‎های راستگرد آنها منجر به تشدید حركت چرخشی و خمیدگی ساختاری در روند چینها شده است. بسیاری از زمین شناسان، تغییر روند و خمیدگی محور چینها را ناشی از عملكرد دو فاز دگرشكلی پی در پی و جداگانه می دانند:
- فاز نخست، مرحلة فشردگی و ایجاد روندهای Nw – Se،
- فاز دوم، مرحلة تغییر شكل بُرشی راستگرد مربوط به گسلهای امتداد لغز كه منجر به شكل گیری روندهای خاوری – باختری شده است، در حالی كه خمیدگی ها می‎توانند فرجام سازوكار دگرشكلی پیوسته باشند.
در بارة سازوكار و زمان چین خوردگی، نظرها یكسان نیست. اشتوكلین (1968)، هیتز و مك كوییلن (1974)، شرمن (1976) بر این باورند كه حركات اصلی مربوط به چین خوردگی زاگرس در اواخر میوسن پایانی و یا پلیوسن آغازین، یعنی مدتها پس از یكی شدن مجدد لبة ورقه ای زاگرس و ایران مركزی صورت گرفته است، ولی شواهد ساختاری و چینه نگاری گویای آن است كه چین خوردگی زاگرس، از كرتاسة پسین آغاز شده ولی در زمان پلیوسن به بیشترین اندازة خود رسیده است، كه فرجام آن كاهش پهنای اولیه زاگرس به اندازة 20 درصد است. (4 درصد در فروافتادگی دزفول و 16 درصد یا كمی بیشتر در زاگرس چین‎خورده، جمالی، 1370). گفتنی است كه به دلیل تداوم حركت پوستة قاره ای عربستان چین خوردگی زاگرس ادامه دارد. جابه‎جایی افقی امروزی در حدود 5/3 تا 8/4 سانتیمتر و حركتهای قائم بیش از دو میلیمتر در سال برآورد می شود.
چینها از نظر نوع، بیشتر از نوع دكولمان یا جدایشی هستند، پیدایش و توسعة آنها نتیجة حركات متناوب بین پی سنگ و پوشش سنگی رویی است. گفتنی است كه بیشتر چینها، به دلیل داشتن شیب بیشتر در پهلوی جنوب باختری، نامتقارن‎اند. در ضمن، از شمال خاور به جنوب باختر، ضمن كاهش شدت چین خوردگی، چینها جوانترند.
دو عامل می‎توانند در چین‎خوردگی نقش داشته باشند (شرمن، 1976) یكی تنشهای وارده از سوی ایران مركزی و دیگری حركت پی سنگ به سوی شمال خاوری و پایداری ورق ایران مركزی. از آنجا كه نظریة دوم قابل قبول‎تر است، شرمن نتیجه گرفته است كه جدا از فرورانش كرتاسة پسین، باید فرورانش دیگری، هرچند نه به ژرفای اولی، در زمان پلیوسن روی داده باشد. سه مورد زیر گواه این نظر هستند.

حضور آتشفشانهای جوان در كمان ماگمایی ارومیه – بزمان. روی دادهای آتشفشانی مربوط به پدیدة فرورانش كرتاسة پسین، به ظاهردر ائوسن پایانی خاتمه یافته اند. بنابراین آتشفشان‎های كنونی، پس از یك وقفه 35 میلیون ساله شكل گرفته اند. این وقفة زمانی، طولانیتر از آن است كه تصور شود تكاپوهای آتشفشانی جوان نتیجة باقیماندة گرمایی ترشیری آغازی هستند.
ریخت‎شناسی كنونی خلیج فارس. در بُرشهای عرضی، خلیج فارس نامتقارن است. به سخن دیگر، با دور شدن از ساحل عربستان شیب به تدریج زیادتر می شود، به گونه ای كه در پایانة شمالی، خلیج فارس ضمن داشتن بیشترین ژرفا، به سوی شمال باختر و به زیر رسوبات آبرفتی ستبر بین النهرین فرو می رود. فرونشینی در امتداد محور خلیج فارس – بین النهرین چند بار تكرار شده، ولی آخرین بارآن همزمان با چین خوردگی و فراخاست نهایی زاگرس بوده است.
بالا بودن توان لرزه زمینساختی زاگرس. زاگرس چین خورده، توان لرزه خیزی بالایی دارد. ولی، داده‎های موجود در بارة ژرفای كانون زمینلرزه‎ها، وجود یك زون بنیوف را در این ناحیه تأیید نمی كنند.

3- زیر پهنة به تقریب چین خورده: الگوی ساختاری دشت آبادان، به عنوان پایانة شمال خاوری لبة سكوی عربستان، در مقایسه با زاگرس چین خورده، چهار تفاوت عمده دارد.
ردیفهای رسوبی، ضمن داشتن رخسارة آواری، چین خوردگی موجی و پهلوهای بسیار ملایم و باز دارند.
روند ساختارها، شمالی – جنوبی (روند عربی) و متفاوت از زاگرس است.
ساختارها منشأ فشارشی ندارند و شكل گیری آنها مربوط به عملكرد گسلهای پی سنگ است.
ساختارها رخنمون سطحی ندارند

لرزه زمینساخت زاگرس
از نظر نو زمین‎ساختی، زاگرس چین خورده، در اثر حركت رو به شمال صفحة عربی و برخورد آن با صفحة ایران، در راستای شمال خاوری – جنوب باختری فشرده می شود. به همین دلیل، در حال حاضر زاگرس تحت تأثیر دگر شكلی، ناشی از فشارهای زمین‎ساختی با روند NNE- SSW ، فرجام همگرایی و برخورد قاره ای، قرار دارد. دگرشكلی‎ها هم‎راستای ساختارها و شكستگی های آلپی، (NW-SE)، و پیش از آلپی، ((N-S، هستند. از این رو، عملكرد مشترك این دو، بر روی هم، باعث برآیند نوزمین‎ساختی و لرزه‎زمین‎ساختی و در نتیجه لرزه خیزی كنونی زاگرس می شود.
عموم بزرگی كمتر از 7 دارند و به ندرت بزرگی زمینلرزه ها از آن بالاتر است. زمینلرزه های زاگرس كم ژرفایند. مقاطع توزیع زمینلرزه ها در عمق نشان می دهد كه اگر چه ژرفای برخی زمینلرزه ها تا حدود 60 كیلومتر می رسد، ولی بیشتر آنها در ژرفای حدود 30 كیلومتر متمركزند. به گونه‎ای كه مجموعه كانونهای زمینلرزه به تقریب در درون منشوری به درازای حدود 1500 و پهنای حدود 150 و ژرفای60 كیلومتـر، با روند شمال باختری – جنوب خاوری، قرار دارند. شیب صفحة زیرین منشور حدود 10 تا 20 درجه به سوی شمال خاور است. بدین‎سان دیده می شود كه، بیشتر زمینلرزه های زاگرس در زیر رسوبات چین خورده رخ داده و زمینلرزه های ژرفتر و مربوط به زیر پوستة قاره ای به تقریب وجود ندارند.
پراكندگی جغرافیایی زمینلرزه ها به گونه ای است كه گاهی بر روی شكستگی های شناخته شده آلپی و یا شكستگی های كهن باز پویا قرار می گیرند. ولی بسیاری از زمینلرزه ها را نمی توان به شكستگیهای شناخته شده و یا روند گسلهای سطحی ربط داد. و لذا، باید پذیرفت كه رابطة میان زمینلرزه و زمین‎ساخت زاگرس چین خورده بسیار پیچیده است كه این موضوع می تواند نتیجة كمبود اطلاعات زمین شناختی و لرزه زمینساختی باشد. در بارة بالا بودن توان لرزه خیزی زاگرس می توان به چهار مورد زیر اشاره كرد.
- فالكن (1969)، با توجه به گسترش گنبدهای نمكی و عدم تطابق كانون زمینلرزه ها با گسلهای مشخص، گنبدهای نمكی و حركت آنها را در زمینلرزه های زاگرس مؤثر می داند.
- تنشهای فشارشی وارد بر زاگرس، بر پی سنگ ناحیه اثرگذار است. همین تنشها موجب دگرشكلی ورق عربستان و فراوانی زمینلرزه های زاگرس می شود. فراوانی نسبی زمینلرزه ها در ناحیة بندرعباس – لار، كه نتیجة فشارهای اضافی وارده از بخش خاوری ورق عربستان است میتواند دلیلی بر این نظر باشد.
- فراوانی زمینلرزه های زاگرس می‎تواند مدیون حركت گسلهای شمالی – جنوبی پركامبرین باشند. ولی، اینگونه گسلها به طور عموم، در سطح، دارای حركتهای نرمال و یا امتداد لغزند در حالی كه سازو كار زمینلرزه های ژرف زاگرس، گویای حركتهایی از نوع رورانده است.
- رها شدن بُرشهای باقیمانده از پوستة اقیانوسی به درون گوشته. شواهد روی زمین نشان می دهند كه فرورانش احتمالی پوستة اقیانوسی در شمال خاوری خطراندگی انجام گرفته و لذا، این نظر نمی تواند دلیلی بر توان لرزه خیزی امروز زاگرس باشد.
گفتنی است كه بیشتر زمینلرزه های زاگرس بدون گسلش سطحی هستند. این امر می‎تواند به دلیل وجود لایه های نمكی سری هرمز در مرز پی سنگ و پوشش رسوبی رویی باشد كه ضمن تعدیل انرژی‎ها از رسیدن همة آنها به سطح زمین جلوگیری می كند. افزون بر این، وجود رسوبات گچی – انیدریتی وابسته به سازندهای دالان (پرمین)، دشتك و كنگان (تریاس)، هیت و گوتنیا (ژوراسیك بالا)، به ویژه سازند تبخیری گچساران (میوسن)، از عوامل مؤثر در كاهش انرژی و جلوگیری از گسلش سطحی هستند. بنابراین، برای داشتن گسلش سطحی به یكی از دو عامل، زمینلرزه های كم ژرفا و یا زمینلرزه با بزرگی بیشتر از 7 نیاز است (بربریان، 1976).
اگرچه همة پهنة زاگرس چین خورده، در یك رژیم لرزه زمینساختی پیوسته قرار دارد، ولی مطالعة پراكندگی كانون زمین‎لرزه‎ها نشان می دهد كه تمركز كانونها در همه جا یكسان نیست و در بعضی نواحی، ویژگی لرزه زمینساختی از اهمیت بیشتری برخوردار است. به باور بربریان (1976)، پهنه‎ها و یا نواحی لرزه خیز زیر را می توان در زاگرس چین خورده شناسایی كرد.
زون لرزه‎خیز بندرعباس – جیرفت » این زون از بندرعباس آغاز می‎شود و تا نزدیكی جیرفت، در ایران مركزی، ادامه می‎یابد. در این ناحیه زمین‌لرزه‌ها از نوع متوسط تا ژرف‎اند (34 تا 150 كیلومتر) و بزرگی آنها از 5/3 تا 7 در تغییر است. نیاز به یاد‌آوری است كه این روند با هیچ یك از خطواره‎های سطحی همپوشانی ندارد، ولی ممكن است نشانگر بلندی عمان باشد.


« زون لرزه‌خیز گهگم – حاجی‌‌آباد » این زون از بندرعباس آغاز می‎شود و پس از گذر از زاگرس چین‌خورده و زاگرس رورانده در ناحیة حاجی‌آباد به راندگی اصلی زاگرس می‌رسد. ژرفای زمین‎لرزه‌های این زون از نوع متوسط (34 تا 100 كیلومتر) و بزرگی آنها از 5/3 تا 6 است. این زون لرزه‌خیز با هیچ یك از گسل‌های سطحی شناخته شده منطبق نیست.
در « شمال خاوری داراب و یا جنوب خاوری نیریز » كانون‌هایی پراكنده در راندگی اصلی زاگرس وجود دارند، ولی از این ناحیه تا شمال خط كازرون، در زاگرس مرتفع، در فاصلة سال‌های 1900 تا 1976 هیچ كانون زمین‎لرزه‎ای ثبت نشده و لذا این ناحیه را زون نبود لرزه‎ای نیریز نامیده‌اند.
در « جنوب خاوری گسل كازرون » چندین زون لرزه‌خیز وجود دارند كه عمده‌ترین آنها عبارتند از: لار، بستك، قیر و طاهری.
در « شمال خاوری گسل كازرون » زون‌های لرزه‌خیز عمده عبارتند از میشان، گچساران، دزفول.

« زون لرزه‌خیز صحنه – كنگاور » در محل به هم پیوستن زاگرس رورانده و پهنة سنندج – سیرجان و در بخش شمال باختری زاگرس قرار دارد. در این زون كه از پهنة رورانده تا ایران مركزی ادامه دارد، زمین‌لرزه‌ها بزرگ و ویرانگر بوده‎اند.




طبقه بندی: زمین شناسی ایران، چینه و فسیل شناسی،
[ سه شنبه 18 مهر 1391 ] [ 10:44 قبل از ظهر ] [ راحله مظلومی ] [ نظرات ]
.: Weblog Themes By WeblogSkin :.
درباره وبلاگ

من راحله مظلومی، فارغ التحصیل رشته زمین شناسی محض هستم...زمین را خیلی خیلی دوست دارم...
این وبلاگ برای همه زمینی هاست...

مشاور پایان نامه های تخصصی کارشناسی زمین شناسی
بررسی های زمین شناسی
کار با gps و نرم افزار mapsurce و آموزش آن
رسم نقشه ( زمین شناسی، توپوگرافی، ...)
آموزش نرم افزار های زمین شناسی: ... gis , rockwork, surfer 8 & 9 , dips
rmazloomi.zamin@yahoo.com

نویسندگان
آخرین مطالب
لینک دوستان
نظر سنجی
نظر شما در مورد وبلاگ دختر زمین شناس چیست؟






ابر برچسب ها
آمار سایت
بازدیدهای امروز : نفر
بازدیدهای دیروز : نفر
كل بازدیدها : نفر
بازدید این ماه : نفر
بازدید ماه قبل : نفر
تعداد نویسندگان : عدد
كل مطالب : عدد
آخرین بروز رسانی :
امکانات وب