پایان نامه زمین شناسی البرز مرکزی

فصل اول

کلیات

جایگاه زمین شناسی ایران

در زمین شناسی ایران، این باور وجود دارد که سرزمین ایران در بخش میانی کوهزاد آلپ- هیمالیا است، که از باختر اروپا آغاز و پس از گذر از ترکیه، ایران، افغانستان تا تبت و شاید تا نزدیکی های برمه و اندونزی ادامه دارد (شکل 1-1)

جایگاه زمین شناختی ویژه این کوه ها در فصل مشترک دو قاره اوراسیا و گندوانا سبب شده تا درباره چگونگی پیدایش این نوار چین خورده دو انگاره بزرگ ناودیس تتیس و زمین ساخت ورقی مورد بحث باشد بررسی دو انگاره یاد شده و گفتمان در این زمینه می‌تواند در بیان جایگاه زمین شناسی ایران کارساز باشد.

انگاره بزرگ ناودیس تتیس: براساس این نظریه، در جایگاه کنونی کوه های آلپ- هیمالیا، بزرگ ناودیسی وجود داشته است که از اشتقاق ابر قاره پانگه آ شکل گرفته و زادگاه نوار چین خورده آلپ- هیمالیا است. درباره بخش ایرانی این بزرگ ناودیس فرض بر آن است که البرز، به دلیل داشتن سنگ های آتشفشانی فراوان، نوعی ائوژئوسینکلینال و زاگرس به دلیل نداشتن سنگ های آتشفشانی نوعی میوژئوسینکلینال است که به وسیله توده مقاوم ایران مرکزی از یکدیگر جدا بوده اند.

با آغاز پژوهش های زمین شناختی گسترده، این یقین به دست آمد که انگاره بزرگ ناودیس تتیس با ویژگی های زمین شناختی ایران همخوانی و هماهنگی ندارد و ایرادات زیر بر آن وارد است:

سنگ های منسوب به پرکامبرین ایران، با وجود دگرگونی و دگرشکلی پیشرفته، آواری های انباشته شده در حوضه های کم ژرفایند.

ردیف های پرکامبرین پسین- تریاس میانی ایران، رسوبات کنار قاره ای هستند که در محیط های پلاتفرمی انباشته شده اند. در ضمن، در این توالی ایست های رسوبی متعدد وجود دارد که گاهی به بزرگی 40 و حتی 70 میلیون سال است بنابراین ویژگی های سنگی و محیط های رسوبی پرکامبرین پسین- تریاس میانی ایران شباهتی به بزرگ ناودیس ندارد.

ردیف های تریاس بالا- ژوراسیک میانی ایران (به جز زاگرس) رسوب های زغالدارند که در حوضه های پیش بوم باتلاقی- مردابی نزدیک به ساحل انباشته شده اند.

توصیف توده میانی برای ایران مرکزی پذیرفتنی نیست، چرا که فازهای گوناگون آلپی بر این بخش اثر درخور توجه دارند و حتی در مقایسه با البرز و زاگرس پویاترند.

فراوانی سنگ های آتشفشانی سنوزوییک نمی تواند از ویژگی های بزرگ ناودیسی البرز باشد چرا که از یک سو بخشی بزرگ از این سنگ ها بر محیط های رسوبی بر قاره ای گواهی می دهند و ویژگی بزرگ ناودیس ها را ندارند و از سوی دیگر، سنگ های آتشفشانی یاد شده محدود به البرز نیستند و این گونه سنگ ها را می توان در گستره هایی وسیع از ایران مرکزی دید.

مقایسه رسوبات پالئوزوییک و مزوزوییک البرز و ایران مرکزی نشان می‌دهد که در بسیاری از زمان ها، رسوبات این دو پهنه در شرایط یکسانی انباشته شده اند و رخساره سنگی همانند دارند. به گفته دیگر نه ایران مرکزی توده میانی بوده و نه البرز بزرگ ناودیس.

با تکیه بر گفته های یاد شده دیده می‌شود که تکوین حوضه های رسوبی ایران و رویدادهای زمین ساختی آن را نمی توان با ساخت های پیچیده زمین ناودیس ها مقایسه کرد و سنجید.

تفاوت رخساره های سنگی و زمین ساختی رسوبات دوران دوم و سوم زاگرس با سایر نواحی ایران.

وجود سنگ های افیولیتی در امتداد راندگی اصلی زاگرس.

وجود نوار آتشفشانی ارومیه- بزمان.

یافته های نوین زمین ساختی ایران نشان می دهند که انگاره زمین ساخت ورقی بیانگر جایگاه واقعی زمین ساختی ایران نیست و الگوی توصیف شده به ویژه تعلق ایران مرکزی و البرز به قاره اوراسیا با پاره ای از واقعیت های ملموس در ناهماهنگی است. زیرا:

پی سنگ پرکامبرین ایران مرکزی و عربستان از نظر نوع سنگ ها شرایط پیدایش و زمان سخت شدگی شباهت زیاد دارند.

پس از سخت شدن پی سنگ پرکامبرین، از زمان پرکامبرین پسین تا تریاس میانی، شرایط حاکم بر محیط های رسوبی البرز، ایران مرکزی، زاگرس و عربستان همانند بوده است. همانندی رخساره های سنگی مورد سخن، ضمن نفی جدایی البرز- ایران مرکزی از زاگرس- عربستان، نشان می‌دهد که دست کم در زمان های پرکامبرین پسین، کامبرین و حتی اردویسین تمام نواحی یاد شده سرزمینی یکپارچه بوده است.

اسمیت (1973)، در بازپسین انگاره زمین ساخت ورقی خود، بر این باور است که اقیانوس تتیس در زمان پرمین شکل گرفته و همزمان با پیدایش اقیانوس هند بسته شده است. ولی، افتخار نژاد (1359) سنگ آهک های پرمین زاگرس، به ویژه افق های بوکسیتی آن را مشابه البرز، ایران مرکزی و آذربایجان می داند که نشانگر شرایط آب و هوایی یکسان در این نواحی و یکپارچگی آنهاست.

در انگاره زمین ساخت ورقی، کمان های ماگمایی حاصل از فرورانش باید دارای ترکیب شیمیایی کلسیمی- قلیایی باشند در حالی که، کمان ماگمایی ارومیه- بزمان، بیشتر، فرآورد تکاپوی ماگمایی از نوع قلیایی است که یادآور کافت های درون قاره‌ای است.

بسیاری از زمین شناسان بر این باورند که برخورد نهایی دو ورق زاگرس و ایران مرکزی به سن کرتاسه پسین- پالئوسن است. چنانچه این فرض درست باشد در آن صورت فرآیندهای ماگمایی ترشیری ارومیه- بزمان را می توان نوعی ماگماتیسم بعد از برخورد قاره ای دانست که وابسته به پدیده فرورانش نیست (عمیدی، امامی، 1984).

بیشتر زمین شناسان بر این باوراند که زمان به هم رسیدن و چفت شدگی آغازین دو ورق ایران مرکزی و زاگرس- عربستان در اواخر کرتاسه بوده است. به همین دلیل، کمان ماگمایی ارومیه- بزمان که حاصل فرورانش و چفت شدگی است، باید به سن کرتاسه پسین باشد. در حالی که تکاپوهای آتشفشانی این کمربند در ائوسن آغاز شده و در میوسن به بشترین مقدار رسیده است، یعنی زمانی که گمان می رود فرورانش به پایان رسیده و برخورد نهایی ورق‌ها صورت گرفته است.

به لحاظ وجود رخنمون های افیولیتی در محل راندگی اصلی زاگرس، وجود یک اشتقاق درون قاره ای بین ایران مرکزی و زاگرس- عربستان حتمی است. ولی، محل و زمان اشتقاق، میزان جدایش بین دو ورق و حتی زمان به هم رسیدن دوباره ورق ها و چگونگی بسته شدن آن پرسش هایی است که هنوز به طور نهایی پاسخ داده نشده است.

افیولیت های کرمانشاه و نیریز باعث شده اند تا گروه بزرگی از زمین شناسان، محل اشتقاق را منطبق بر راندگی امروز زاگرس بدانند. در حالی که فالکن (1967)، علوی (1991)، محل زمیندرز را در حدود 130 کیلومتر به سوی شمال خاور و در لبه جنوب باختری کمال ارومیه- بزمان می دانند.

چنانچه اشتقاق بین ورق ایران و ورق زاگرس- عربستان محل جدایش دو قاره اوراسیا و گندوانا باشد، پدیده اشتقاق باید بسیار کهن باشد در حالی که اسمیت (1973) به زمان پرمین باور دارد و شواهد مستند دال بر تریاس پسین است.

اسمیت، هامیلتون (1970)، اشتقاق دو ورق را به پهنای هزاران کیلومتر دانسته اند در حالی که گروهی از جمله نبوی (1355) اشتقاق مورد نظر را از نوع دریای سرخ می دانند و بر این باوراند که بازشدگی قسمت هایی از ایران، در طول شکاف های سراسری و بوجود آمدن کافت ها، پدیده ای است که می توانسته است موجب بوجود آمدن پوسته های اقیانوسی باشد. و لذا، مقدار پوسته اقیانوسی آن چنان نبوده که بتواند در مراحل فرورانش عمل کند. به نظر اشتوکلین (1984) نیز، تتیس جوان می توانسته یک گودال باریک باشد و هیچ گاه پوسته اقیانوسی زیادتری نسبت به آنچه امروزه در کمربندهای افیولیتی می بینیم، تولید نکرده است. و یا، کشفی (1976) با انگاره زمین ساخت صفحه ای در جنوب ایران موافق نیست و بر این باور است که دیدگاه زمین ناودیسی، برای توضیح زاگرس و دیگر رشته کوه های تتیس سازگاری بیشتر دارد.

زمان و چگونگی به هم رسیدن دوباره ورق ها همچنان می‌تواند قابل بحث باشد. دگرشیبی میان سازند تاربور (به سن ماستریشتین)، و مجموعه های افیولیتی- رادیولاریتی نیریز سبب شده است تا بیشتر زمین شناسان بسته شدن کافت زاگرس را به سن پیش از ماستریشتین (کرتاسه پسین) بدانند. ولی، پورحسنی (1983) توده های نفوذی الیگوسن- میوسن مناطق نطنز، سرچشمه و جبال بارز را با روند زمیندرز زاگرس همروند و به دلیل پایین بودن بنیادین ایزوتوپ استرانسیوم این توده ها را منشاء گرفته از گوشته بالایی می داند و نتیجه می‌گیرد که بسته شدن زمیندرز زاگرس خیلی دیرتر از کرتاسه پسین، و به گفته ای، در نئوژن انجام گرفته است.

ویژگی های پوسته ایرانزمین

از نظر نوع، ضخامت و ایزوستازی ویژگی های پوسته ایرانزمین به شرح زیر است.

«نوع پوسته» بستگی کامل به سرشت فیزیکوشیمیایی آن دارد. در ایران، پوسته از دو نوع قاره ای و اقیانوسی است که به صورت نوار و یا قطعات نامتجانس در کنار یکدیگر قرار گرفته اند. به همین رو نوروزی (1972)، دیویی و همکاران (1973)، پوسته ایران را مجموعه ای از خرد قاره های به هم پیوسته می دانند. از میان دو نوع پوسته گفته شده، پوسته قاره ای سهم بیشتری دارد، به گونه ای که بخش اعظم پوسته از نوع قاره ای است و از حدود 20 میلیون سال پیش تاکنون، در یک رژیم زمین ساختی فشاری، ستبرشدگی و کوتاه شدگی بر آن تحمیل شده است. با این وجود، بستر دریای عمان از نوع پوسته اقیانوسی است که با سرعت 8/4 سانتی متر در سال به زیر مکران کشیده می‌شود (لوپیشون، 1968) و یا، در بستر دریای خزر، یک پوسته قدیمی اقیانوسی وجود دارد که به طور شیب دار به زیر بخش شمالی (البرز) کشیده شده است (گالپرین و همکاران، 1962- بربریان و کینگ، 1981). جدا از پوسته های اقیانوسی در جا (بستر عمان و خزر)، مجموعه های افیولیتی موجود در امتداد پاره ای از گسل های عمده ایران نیز نوعی پوسته اقیانوسی نابرجایند که به دلیل بسته شدن اشتقاق های درون قاره ای، به روی پوسته قاره ای رانده شده اند و رخنمون آنها، محل تقریبی مرز قاره های کهن را ترسیم می‌کند.

«ضخامت پوسته» از نقشه گرانی سنجی موهو، تهیه شده توسط دهقانی و ماکریس (1983)، قابل تفسیر است. براساس این نقشه، در زیر راندگی اصلی زاگرس (زاگرس مرتفع)، بی هنجاری های ثقلی به حداقل (230میلی گال) می رسد و در این ناحیه، پوسته ایران با 50 تا 55 کیلومتر ضخامت، بیشترین ستبرا را دارد. ولی، به سوی جنوب باختر، ناپیوستگی موهو در ژرفای 40 کیلومتر است، از این رو به نظر می رسد که در زاگرس، پوسته از شمال خاور به جنوب باختر نازک می‌شود. اشنایدر و برزنجی (1986) نیز نشان دادند که در کمربند چین خورده زاگرس، ناپیوستگی موهو، به سمت شمال خاوری، حدود یک درجه شیب دارد و در ژرفای 40 کیلومتر است. ولی، در نزدیکی راندگی اصلی زاگرس ناپیوستگی موهو 5 درجه شیب دارد و در ژرفای 65-58 کیلومتر است. در خاور ایران هم پوسته به نسبت ستبری به ضخامت 40 تا 48 کیلومتر، قابل شناسایی است. در امتداد ساحل دریای عمان پوسته با ستبرای 25 کیلومتر نازک ترین بخش از پوسته ایران است. در مرز شمالی ایران به سمت دریای خزر، رشته کوه های البرز ریشه ای نشان نمی دهد و ضخامتی کمتر از 35 کیلومتر دارد. از سوی دیگر، در فرونشست های لوت و کویر، پوسته قاره ای با ضخامت کمتر از 40 کیلومتر، در تعادل ایزوستازی است. در کمان ماگمایی ارومیه- بزمان، ضخامت پوسته 45 تا 50 کیلومتر است و در جنوب باختری زون سنندج- سیرجان و زاگرس مرتفع به رانده شدن ورق ایران مرکزی به روی ورق عربستان و تکرار موهو نسبت داده شده است، ولی با توجه به الگوی ساختاری ایران، دیده می‌شود که افزایش ضخامت پوسته به طور عمده در محل تقریبی برخورد ورق ها است. به همین رو دهقانی و ماکریس، ضخیم شدگی پوسته زاگرس مرتفع و سنندج- سیرجان را حاصل فرآیند فشارشی وابسته به باز شدن دریای سرخ می دانند و بر این باورند که در این منطقه، دگر شکلی بیشتر در اثر راندگی و جابجایی سفره های رانده است و برخورد بین ورق ایران و زاگرس از نوع قاره- قاره است و در حال حاضر هیچ گونه فرورانشی در زیر منطقه راندگی زاگرس وجود ندارد. در کمان ماگمایی ارومیه- بزمان نیز علوی (1994) افزایش حدود 5 تا 10 کیلومتر ضخامت پوسته را به فعالیت ماگمایی و گسلش راندگی نسبت می‌دهد. در کوه های خاور ایران هم، برخورد ورق های لوت و افغان می‌تواند در ستبر شدگی پوسته نقش داشته باشد.

«ایزوستازی پوسته» نقشه بی هنجاری هم ایستایی ایران که برپایه انگاره تعدیل شده آیری تهیه شده است نشان می‌دهد که چگالی بلندی های 67/2، چگالی ریشه کوه ها 85/2، چگالی گوشته بالایی 35/3 گرم بر سانتیمتر مکعب و ضخامت عادی پوسته 30 کیلومتر است.

(شکل در فایل اصلی موجود است)

شکل 1-2- ضخامت پوسته ایران بر اساس نقشه ژرفای کرانی سنجی موهو

( دهقانی و ماکریس ، 1983 – طرح از نوگل سادات 1374 )

مطابق این شکل، در نواحی بزرگی از ایران همچون لوت، فرونشست های کویر و همچنین رشته کوه های خاور ایران و بخش وسیعی از کوه زاگرس، بی هنجاری های هم ایستایی بین صفر تا 10 میلی گال و حاکی از تعادل هم ایستایی کامل این مناطق است.

آشفتگی های هم ایستایی، بیشتر در منطقه خوزستان، ساحل دریای مازندران و مرز میان رشته کوه زاگرس و پهنه مکران دیده می‌شود. در راندگی اصلی زاگرس، هرچند که مقادیر ایزوستازی بسیار کم است، ولی هنوز به حالت جبران نرسیده است. رشته کوه های البرز، فراتر از حالت جبران است و هیچ ریشه ای در زیر آن وجود ندارد که به نظر دهقانی و ماکریس، به احتمال زیاد حاصل سفره های رورانده نابرجاست. حوضه خزر جنوبی، آنومال ثقلی شدید (100- تا 250- میلی گال) دارد که نشانه نبود تعادل ایزوستازی است. محاسبات زون شاین و لوپیشون (1986) نشان داده است که در حال حاضر، در حدود یک تا دو کیلومتر از فرونشینی زمین ساختی در آن جبران نشده و این امر ممکن است ناشی از نیروهای فشارشی باشد که در 6 میلیون سال گذشته این ناحیه را تحت تأثیر می داشته است.

دیرینه جغرافیای ایران

اگرچه در حال حاضر پوسته ایران زمین یک پارچه و به ظاهر همگن است ولی شواهد گوناگون زمین شناختی، به ویژه وجود مجموعه های افیولیتی در امتداد گسل های عمده ایران که یادآور زمیندرزهای کهن اند، بر شواهد جدایش های درون قاره ای ژرف گواهی می دهند که تا گوشته ادامه داشته اند.

درباره ماهیت، تعداد، جایگاه جغرافیایی و به ویژه اندازه گسترش این جدایش ها، اتفاق نظر وجود ندارد. در حالی که اسمیت، هامیلتون (1970) و تکین (1972) این جدایش ها را بسیار گسترده و به پهنای یک اقیانوس می دانند، نبود حجم کافی پوسته اقیانوسی سبب شده تا نبوی (1355) اشتقاق های پوسته ایران را از نوع دریای سرخ بداند که در طول شکاف های سراسری پدید آمده و موجب پیدایش پوسته های اقیانوسی شده است. جدا از پهنا و اندازه گسترش، برای جدایش های درون قاره ای پوسته ایران زمین، به ویژه واگرایی و همگرایی صفحه ها، شواهد روشن وجود دارد که به استناد آنها و با تکیه بر نظر بربریان و کینگ (1981) می توان بر روند تکامل ژئودینامیک ایران زمین مروری خلاصه داشت (شکل 1-4).

به باور بربریان و کینگ (1981)، در زمان پرکامبرین (پیش از 650 میلیون سال قبل)، نواحی البرز، ایران مرکزی، سنندج- سیرجان و زاگرس در حاشیه شمالی قاره گندوانا قرار داشته اند و به وسیله اقیانوس تتیس (اقیانوس پرکامبرین) از پهنه کپه داغ و به تبع آن از قاره اوراسیا جدا بوده اند.

آمیزه های کافتی با سرشت قلیایی به همراه نهشته های تبخیری نظیر واحدهای سنگ چینه ای سری ریزو، سری دسو و سری راور در ایران مرکزی (کرمان) و یا مجموعه هرمز در جنوب خاوری زاگرس شواهدی هستند مبنی بر واگرایی دو قاره اوراسیا و گندوانا در زمان پرکامبرین پسین- کامبرین پیشین (650 تا 400 میلیون سال) که حاصل آن فروافتادگی هایی در ایران مرکزی، سنندج- سیرجان و زاگرس مرتفع بوده است.

در چرخه رخداد هرسی نین (400 تا 270 میلیون سال)، حرکت دو قاره اوراسیا و گندوانا همگرا بوده و در نتیجه فرابوم هایی در ایران مرکزی، سنندج- سیرجان و زاگرس پدیدار شده اند که یکی از پیامدهای آن کاهش پهنای تتیس کهن (اقیانوس هرسی نین) و آغازی بر بسته شدن این محیط آبی بوده است.

از اوایل پرمین تا میانه تریاس (270 تا 220 میلیون سال)، ضمن ادامه فرورانش و کاهش گستره تتیس کهن، در محل تقریبی راندگی اصلی زاگرس، اشتقاق دیگری شکل گرفته که نام تتیس جوان دارد و بربریان برای آن نام اقیانوس آلپی زاگرس را برگزیده است. درنتیجه این اشتقاق، صفحه ایران به سمت شمال حرکت کرده است. در تریاس پسین (210 میلیون سال)، در اثر به هم پیوستن دو صفحه ایران و توران، به طور کامل بسته شده است و صفحه ایران که تا این زمان ویژگی های گندوانایی داشته از این زمان سرشت اوراسیایی پیدا کرده است.

از اوایل ژوراسیک تا آشکوب سنونین (195 تا 90 میلیون سال) تتیس جوان، در اثر عمل فرورانش در دو محل بسته شده ولی، بخش محوری آن گسترش یافته است. در ضمن، جدایش های نوع تتیس جوان در ایران مرکزی، خاور ایران، جنوب خاوری ایران (مکران) و به احتمال خزر جنوبی شکل گرفته اند. گلنی (2000)، وستفال و همکاران (2003) به اشتقاق های هم خانواده تتیس جوان نام نئوتتیس (2) داده اند

(شکل در فایل اصلی موجود است)

شکل 1-3- ( الف) نظریه و جایگاه نوتتیس اول و دوم ( گلنی 2000 )

در کرتاسه پسین تا میانه پالئوسن (85 تا 60 میلیون سال)، بخشی از        پوسته اقیانوسی بر روی صفحه زاگرس- عربستان فرارانش کرده اند. ولی در ایران مرکزی با بسته شدن جدایش های نوع تتیس جوان (نوتتیس 2) آمیزه های رنگین دور کوچک قاره ایران مرکزی به وجود آمده است.

در زمان نئوژن (55 تا 20 میلیون سال)، هم زمان با شکل گیری دریای سرخ، اقیانوس تتیس جوان به سرانجام خود نزدیک شده است.

از زمان آلپ پایانی (5 میلیون سال) تا به حال، در اثر گسترش دریای سرخ، با به هم رسیدن کامل بلندی های زاگرس به زون سنندج- سیرجان اقیانوس آلپی زاگرس به طور کامل بسته شده است.

اگرچه دیرینه جغرافیای گفته شده با بسیاری از حقایق زمین شناختی ایران هماهنگی دارد ولی باید گفت که:

به باور افتخارنژاد (1991) مجموعه افیولیتی و رسوب های پلاژیک جنوب باختری مشهد جداکننده دو قاره اوراسیا و گندوانا نیست بلکه رخنمون این مجموعه ها معرف نوعی زمین درز در سکوی اپی کاتانگایی ایران است. به گفته‌ای دیگر، زمین درز حقیقی بین اوراسیا و گندوانا در شمال کوه های کپه داغ در خارج از ایران است که اشتوکلین (1977) و افتخارنژاد (1991) به آن تتیس کهن اول نام داده اند.

زمین درز شمال ایران که مرز دو صفحه توران و ایران دانسته شده، سن پرکامبرین ندارد و با توجه به شواهد موجود در جنوب- جنوب خاوری مشهد، اشتقاق مفروض به سن پرمین است که می‌توان در مقایسه به تتیس کهن اول، به آن تتیس کهن دوم نام دارد.

زمین درزهای خاور ایران و مکران نوعی جدایش های هم خانواده تتیس جوان اند که در خاور ایران در زمان ائوسن میانی بسته شده است و در ناحیه مکران هنوز پدیده فرورانش و همگرایی صفحه ها دارد.

اگرچه از دیدگاه های گفته شده، بسته شدن تتیس جوان (1) زمان نئوژن و به عبارتی به آخرین حرکت های رخدادهای آلپی نسبت داده شده است ولی نشانه های چینه نگاری و ساختاری، به ویژه پوشیده شدن مجموعه های افیولیتی نیریز با سنگ آهک های ریفی سازند تاربور به سن ماستریشتین، شواهدی هستند که بسته شدن تتیس جوان را در زمان پیش از ماستریشتین تداعی می‌کنند.

شواهدی که به بسته شدن تتیش جوان در زمان نئوژن اشاره دارند نظیر پایین بودن مقدار استرنسیم و هم روند بودن توده های نفوذی کرکس، سرچشمه، جبال بارز بازون فرورانش تتیس جوان فقط ممکن است نشانه هایی از تکرار فرورانش در زمان نئوژن باشند.

به این ترتیب می توان گفت که واژه تتیس مفهوم گسترده تری دارد که از نظرهای موقعیت جغرافیایی، زمان شکل گیری، زمان بسته شدن، اثر بر زمین شناسی ایران ویژگی های متفاوت را دارند.

پهنه های اصلی رسوبی- ساختاری ایران

داده های زمین شناختی ایران نشانگر آن است که فرآیندهای درونی و بیرونی زمین، در زمان و مکان، پیامدهایی متفاوت داشته اند و به همین رو، الگوی ساختاری، تحولات زمین ساختی، شرایط رسوبی و زیستی ایران در دوره های گوناگون زمین شناختی، پیچیدگی خاص دارد. ناهمسانی رسوبی و زمین ساختی تا بدانجا است که بیان ویژگی های یکسان را برای بسیاری از مناطق ایران ناممکن می سازد و به همین رو، از گذشته های دور، تقسیم ایران به پهنه های رسوبی- ساختاری گوناگون مورد توجه بوده است.

نخستین بار اشتوکلین (1968)، با توجه به پیچیدگی های ساختاری و شرایط متفاوت رسوبی، ایران را به چند حوضه رسوبی- ساختاری جداگانه تقسیم کرد. این تقسیم بندی که بنیادی ترین تعبیر و تفسیر بود، مبنایی برای کار پژوهشگران بعدی شد. بعدها، با آگاهی های بیشتر، حقایق روشن تری از ویژگی های رسوبی- زمین ساختی ایران به دست آمد که ارائه تقسیم بندی های جامعه تر منطقه ای را ممکن ساخت که از آن جمله می توان به کار نبوی (1355)، افتخارنژاد (1359)، بربریان (1981)، نوگل سادات (منتشر نشده)، علوی (1991)، آقانباتی (1379) اشاره کرد.

عواملی که در پهنه بندی ایران، به حوضه های رسوبی- زمین ساختی جدا نقش داشته اند، بسیار گوناگون اند که از میان آنها، موقعیت ویژه ایران در محل برخورد دو ابر قاره اوراسیا و گندوانا، چیرگی زمین ساخت قطعه ای، بلوکی، جدایش و برخورد ورق های قاره ای، تحولات زمین ساختی وابسته و سرانجام تداوم عوامل کارآ، نقش بیشتری دارند. با این حال، در یک نگاه دقیق تر، عوامل زیر را می توان در تقسیم ایران، به حوضه های رسوبی- ساختاری جدا، مؤثر دانست.

نوع پوسته (قاره ای- اقیانوسی)

شرایط حاکم بر حوضه های رسوبی گذشته

تفاوت رخساره های سنگی- زیستی ترادف های «همزمان» در نواحی گوناگون

تحولات زمین ساختی و پیامدهای آنها، مانند شدت و سازوکار چین خوردگی‌ها، فعالیت های ماگمایی (درونی- بیرونی)، فرآیندهای دگرگونی و. . .

الگوی ساختاری

با توجه به عوامل یاد شده و همچنین تلفیق و جمعبندی دیدگاه های گوناگون و به ویژه شواهد دو زمیندرز عمده تتیس کهن و تتیس جوان، ایران را می توان به پهنه های اصلی رسوبی- ساختاری زیر تقسیم کرد (شکل 2-1).

به این بخش ها، باید دو پهنه زابل و مکران را افزود که «زابل» بخشی از واحد زمین ساختی داری رود افغانستان و «مکران» یک منشور برافزایش است که بر فرادیواره یک زون فرورانش کم شیب قرار دارد.

جدا از تقسیمات اصلی بالا که بیشتر برپایه ویژگی های رسوبی- ساختاری است، از نگاه لرزه زمین ساخت نیز می توان ایران را به چند واحد زیر تقسیم کرد (بربریان، 1976).

نوار چین خورده فعال زاگرس

ایران مرکزی شامل مثلث میانی، آذربایجان، لوت، کوه های شرق ایران ایران و البرز

مکران

کپه داغ

ویژگی های عمومی هر یک از حوضه های «رسوبی- ساختاری» عمده ایران، از نظر محدوده، جغرافیای دیرینه، زمین ساخت و . . . به شرح زیر است.

رشته کوه البرز به شکل یک ساختار آنتی کلینوریومی (تاقدیس مرکب) است که در حاشیه شمالی ایران مرکزی قرار گرفته و در یک راستای عمومی شرقی- غربی از آذربایجان در شمال غربی تا خراسان در شمال شرقی امتداد دارد. در حقیقت البرز از حوالی گرگان در شرق به صورت یک نوار باریک شروع می‌شود ودر سواحل دریای خزر قوسی را طی می‌کند و در کوههای طالش ختم می‌شود. طول این رشته کوه 1000 کیلومتر است در صورتیکه عرض کمی دارد. حد شمالی البرز را می توان به سهولت بین تپه ماهورهای دامنه شمالی و دشت ساحلی خزر مشخص نمود که اصولا جزو قسمت نسبتا پایدار بلوک کاسپین جنوبی به شمار می رود. امتداد غربی و به عبارتی دیگر امتداد شمال غربی این بلندیها ممکن است تا بلوک گرجستان شوروی ادامه یابد. به طرف شرق هرچند که از نگاه جغرافیایی کوههای البرز تا هندوکش و از این راه تا برجستگیهای پامیر ادامه می یابد، ولی از نظر ویژگی های زمین شناسی در شمال شرقی گرگان یک برجستگی پرکامبرین پهنه البرز را از پهنه کپه داغ- هزار مسجد، جدا می‌کند. مرز جنوبی البرز با ایران مرکزی بسیار پیچیده تر است. تپه ماهورهای کم ارتفاع شرق تهران که به نام آنتی البرز نامیده شده دارای چین خوردگی شدید دوران سنوزوئیک دو فاز چین خوردگی در کرتاسه مشخص است که هیچیک از آنها در البرز شناخته نشده، ولی این دو فاز در ایران مرکزی قابل شناسایی است.

وفور سنگهای آذرین ائوسن سبب گردیده بود که در اولین نقشه تکتونیک اروپا، جبال البرز را جزیی از قفقاز و شمال شرقی ترکیه دانسته و برای آن ویژگی ائوژئوسنکلینالی تصور شود (خائین 1972) و بعدها با کشف و مطالعه سنگهای آتشفشانی مشابه در سایر نواحی ایران آشکار شد که انگاره زمین ناودیسی در البرز صادق نیست. بعدها با پیشرفت مطالعات و مقایسه تاریخچه زمین ساختی البرز و ایران مرکزی وجود دارد به نحویکه بسیاری از واحدهای سنگ چینه ای البرز و ایران مرکزی، از نظر رخساره و شرایط تشکیل همانند می باشند. این هماهنگی و ارتباط به ویژه در پهلوی جنوبی کوههای البرز بیشتر است. ولی پهلوی شمالی البرز از نظر ساختمانی و چینه شناسی تفاوتهایی با ایران مرکزی دارد.

با مروری بر تاریخچه زمین ساختی البرز، این واقعیت آشکار می‌شود که سرگذشت ساختاری و چینه ای این کوهها در تمام پهنه یکسان نیست. به همین دلیل با جدایی تقسیم بندی جغرافیایی آن به البرز غربی- البرز مرکزی (از فیروزکوه تا کرج) و البرز شرقی، می توان در بخشهای مربوطه به دامنه شمالی و یا دامنه جنوبی و بالاخره در قسمتهای خاوری و باختری آن تفاوتهای زمین شناسی و زمین ساختی آشکار دید. همین امر سبب گردیده است که تا کنون پهنه البرز به واحدهای زمین ساختی- رسوبی کوچکترین تقسیم گردد و از آنها با نامهایی چون زون ماکو- تبریز، البرز شمالی، البرز جنوبی، زون دشت- گرگان . . . . نام برده می‌شود.

در مورد تاریخچه چینه شناسی البرز باید گفت: کهنسالترین نهشته های پهنه البرز شامل شیست های سبز رنگ کم و بیش فیلیتی، ماسه سنگهای کواترنری، سنگ آهک و کمی سنگهای گابرویی است (شیستهای گرگان) که در دامنه شمالی البرز رخنمون دارد. روند شرقی- غربی این سنگهای دگرگونه نشانگر واقعیتی است که احتمالا امتداد شرقی- غربی البرز یک روند قدیمی و مربوط به پرکامبرین است.

انباشته های پلاتفرمی پرکامبرین پسین تا اردووسین شباهت زیادی با سایر نواحی ایران دارد. این نکته به خوبی نشان می‌دهد که در زمان مذکور، البرز همچنان ادامه شمالی سپر آفریقا- عربستان بوده است. یکی از رویدادهای ساختاری البرز گسل عطاری (گسل سمنان) است. در ناحیه سمنان- دامغان این گسل نقش تعیین کننده ای در تحول چینه شناسی البرز داشته و چنین به نظر می رسد که در نتیجه عملکرد همین گسل، در طول زمانهای سیلورین، دونین پایین و میانی، جدایش بین البرز خاوری و بقیه قسمتهای این پهنه صورت گرفته است. به طوریکه در طول زمان سیلورین- دونین پایین و میانی رسوبگذاری در بخش عمده ای از البرز شرقی ادامه داشته در حالیکه در این فاصله زمانی البرز مرکزی و غربی یک بالا آمدگی را تشکیل می داده و رسوبات زمانهای یاد شده در آن مشاهده نمی شود. در زمان دونین بالایی مجددا بین البرز شرقی و البرز غربی- مرکزی ارتباط برقرار می‌شود و سنگهای دونین بالا کربونیفر پایین (سازند جیرود) به طور پیشرونده و مستقیما بر روی سنگهای کامبرین میانی- بالایی (سازند میلا) قرار می‌گیرد. در پهنه البرز رسوبات کربونیفر بالایی وجود ندارد و در همه جا سنگهای پرمین با یک نبود چینه ای روی سازندهای قدیمی تر قرار دارند. واحد سنگی پرمین با رسوبات آواری قرمز رنگ (سازند درود) آغاز می‌شود و سپس با افزایش عمق حوضه، رسوبات کربناته انباشته شده است.

(سازند روته) که کم و بیش با وقفه های رسوبی کوچک تا تریاس میانی ادامه داشته است در پایان تریاس میانی، همزمان با رویداد کوه‌زایی کیمرین پیش شرایط پلاتفرمی پالئوزوئیک- تریاس به حوضه های دریایی کناری و رودخانه ای تغییر کرده که در نتیجه آن در طول زمان تریاس بالا- لیاس انباشته های شیلی- ماسه سنگی ذغالدار برجای گذاشته شده است. هرچند که به طور موقتی با افزایش عمق حوضه رسوبات دریایی کمی انباشته شده ولی شرایط دریاکناری تا اواخر لیاس ادامه داشته است. سنگهای ژوراسیک میانی و بالایی، مارنی- آهکی و دریایی است. به استثناء نواحی رشت- رامسر و چالوس که رسوبگذاری از ژوراسیک بالایی به نئوکومین مداوم بوده در سایر نواحی البرز درنتیجه رخداد زمینساختی اواخر ژوراسیک سنگهای کرتاسه آغازی شناخته نشده و به گفته دیگر نبود سنگهای آبتین- آلبین در تمام البرز عمومیت دارد.

از ویژگی های البرز (با استثناء بخشی از البرز شرقی و کوههای بینالود) فقدان دگرشیبی زاویه ای و تزریقات گرانیتی و دگرگونی مربوط به حرکات زمینساختی اواخر ژوراسیک است و در همه جا سنگ آهکهای اوربیتولین دار کرتاسه (سازند تیزکوه) با ناپیوستگی همشیب بر روی سنگهای ژوراسیک قرار دارد. در کرتاسه بالایی تغییر رخساره ها بسیار زیاد است ولی سنگهای آهکی سفید رنگ و مارن عمومیت دارد که ممکن است با حضور گدازه های قلیایی و یا رسوبات آواری و نیز بدون آنها بر روی کرتاسه پایین و یا سنگهای آهکی ژوراسیک بالا (سازند لار) قرار گرفته باشد. در دامنه شمالی سنگهای کرتاسه بالا دارای سنگهای آتشفشانی فراوان است. از زمان ائوسن، بخش جنوبی البرز با دریای کم عمق پوشیده می شده در این دریا سنگهای رسوبی متفاوت، حجمهای ضخیمی از سنگهای آذر آواری و نیز روانه های خروجی، انباشته شده است.

سنگهای آذر آواری و ولکانیکی دامنه جنوبی البرز هیچگونه اثری در دامنه شمالی آن ندارند. این حقیقت نشان می‌دهد که در پالئوژن دامنه شمالی البرز در امتداد تقریبی خط الراس فعلی از دامنه جنوبی جدا بوده است. به گفته دیگر دامنه شمالی البرز به صورت یک برجستگی، فرورفتگی اورال- خزر (در شوروی) را از فرورفتگی ایران مرکزی جدا می کرده است. احتمالا این جدایش تا زمان نئوژن ادامه داشته است. چرا که رسوبهای دریایی خیلی کم عمق الیگوسن- میوسن و نیز رسوبات محیط خشکی میوسن که در البرز شناخته شده نیست، در دامنه شمالی سنگهای دریایی میوسن به طور دگرشیب بر روی سنگهای کرتاسه قرار دارند و سنگهای پیوسن و کواترنر دامنه شمالی و دامنه جنوبی البرز با یکدیگر تفاوت دارند (آقانباتی 1376)

تاریخچه مطالعات زمین شناسی در البرز

اولین اثر درباره زمین شناسی البرز را A. VQUESNEL  از روی گزارشات مسافرتی HOMMAIRE DE HELL  تهیه کرده است.

کارهای E. TIETCE  (1875-1886) شامل مقدار زیادی ملاحظات چینه شناسی و تکتونیکی است و به خصوص کارها و نوشته های او درباره دماوند (1878) برای منطقه  مورد مطالعه اهمیت دارد.

H. SCHENCK  (1887) فسیلهای گیاهی لیاس را که TIETCE در البرز جمع آوری نموده و مطالعه کرده است.

A. FSTAHL  (1897) کارهایی درباره زمین شناسی البرز انجام داده که جالبترین آنها از لحاظ منطقه مورد مطالعه تهیه یک نقشه زمین شناسی است که قسمت بزرگی از البرز مرکزی را شامل می‌شود. در 1911 نامبرده مطالعات خود را درباره زمین شناسی ایران در یک جلد کتاب (HANDBUCH DER REGIONALEN GEOLOGIC) جمع آوری کرد.

در 1905 نتایج مسافرتهای پردامنه de morgan در ایران که شامل البرز نیز می شد به چاپ رسید stahl. فسیلهایی از دوران دوم که قسمتی از آنها نیز مربوط به منطقه مورد مطالعه می شد جمع آوری کرد. این فسیلها بعدا در سال 1951 توسط E. FISCHER توصیف گشت.

L. KRUMBECK (1922) آمار و اطلاعات چینه شناسی مسافرتهای O.NIEDER MAYER در ایران را جمع آوری نمود. مطالعات A. OVCINNIKOW که در آن برای ناحیه دماوند ساختمان سفره های روراندگی در نظر گرفته شده در نظر گرفته شده در 1930 به چاپ رسید.

در سالهای 1930- 1936 نشریه های A. RIVIECE درباره زمین شناسی البرز مرکزی اهمیت بسیار داشت و کار اصلی وی که با یک نقشه به مقیاس 1:300000 همراه است در 1934 چاپ شد. مطالعات چینه شناسی نامبرده مبنای پرارزشی را برای مطالعات بعدی البرز تشکیل داده و هنوز هم قسمت زیادی از آن اعتبار دارد.

A. ERNI (1931) موفق به اثبات وجود رسوبات دریایی باتونین در البرز گشت.

نوشته E. BAIER (1938) به خصوص برای تکتونیک عمومی ایران اهمیت دارد. در این نوشته نامبرده نشان داد که یک توده میانی استوار در ایران مرکزی اصولا وجود ندارد.

مطالعات E. G. GLAPPS بیش از همه مربوط به قسمت شرقی ایران است ولی شامل اشارات مختلفی در مورد البرز نیز می باشد.

R. FURON (1941) از یک سری نوشتارهای خود شرح کلی درباره زمین‌شناسی ایران و مناطق اطراف آن به چاپ رساند.

عمده مطالعات H. BOBEK (1934- 1937- 1953) درباره مسائل مورفولوژی است که یکی از کارهای او کشف فسیل اردووسین در شکرک می باشد که توسط W. O. DIETRICH (1937) توصیف شده است. در 1944 کار E.G.BONNARD درباره زمینشناسی اطراف مشهد به چاپ رسید. J.W.SCHROEDER 1944 با قبول چینه شناسی RIVERE در مورد البرز، ارتباط تکتونیکی کلی ایران و نواحی مجاور را مطالعه کرد. نوشته دیگری از SCHROEDER مربوط به مطالعه ردیف سنگهای سبز است که از نظر قدمت آنها را به ائوسن نسبت می دهند.

مطالعات E.B.BAILEY و R.C.B.JONES (1948) در ناحیه بین جاجرود و دره لار از نظر اطلاعات چینه شناسی و تکتونیکی دارای اهمیت است. BAILEY و همکارانش نظری هم درباره اینکه چگونه دریاچه لار در دوران چهارم به وجود آمده اند.

مطالعات A. GANSSER که به طور کلی درباره ایران مرکزی و ارتباط آن با البرز است در 1957 به چاپ رسید. نامبرده موفق شد 12 جنبش کوهزایی مختلف در ایران مرکزی تشخیص دهد که مهمترین آنها جنبش ماقبل کرتاسه میانی است. ضمنا وی در البرز بیش از همه فاز آلپی را مؤثر دانسته است.

J.STOCKLIN در 1959 نتایج مطالعات خود را درباره چینه شناسی و تکتونیک البرز شرقی که ساختمان آن برخلاف قسمت مرکزی با برگشتگی به سمت شمال مشخص می شود، منتشر کرد. ضمنا نقشی را که سلسله جبال مرکزی دوران اول در متمایز ساختن رخساره های دوران سوم به عهده دارد خاطر نشان ساخت.

در سال 1962 نتیجه مطالعات GAOSSER و H.TKUBER درباره سنگ‌شناسی و چینه شناسی منطقه علم کوه منتشر شد. این تنها ناحیه ای از البرز است که در آن سری دگرگونی با کیفیت ائوژئوسنکلینال EUGEO SYNKLINALEY وجود دارد. این سری قدیمی ترین تشکیلات این رشته کوه تشخیص داده شده است. از کارهای مهم آنها تقسیم بندی عمومی ساختمان کوه‌های البرز بر واحدهای تکتونیکی و چینه شناسی است که J STOCKLIN قبلا در 1959 برای البرز شرقی پیشنهاد کرده است.

در سال 1962 نتیجه مطالعات H.VENZLAFF & M.KURSTEN & R.HUCKRIEDE درباره زمین شناسی اطراف کرمان برای مقایسه با البرز دارای اهمیت است به چاپ رسید. این مطالعات نشان می‌دهد که بسیاری از تشکیلات این دو ناحیه کاملاً با هم قابل مقایسه اند.

در سال 1962 اولین اثر R.ASSEVETO درباره ناحیه بین دره کرج و دماوند منتشر شد. نامبرده در 1963 چندین مقطع تیپ از تشکیلات دوران اول انتشار داد و در سالهای 1964 و 1965 هم مطالبی درباره دوران اول و تا حدودی دوران دوم به رشته تحریر درآورد.

در سال 1964 اولین نشریه سازمان نوبنیاد زمین شناسی ایران در مورد پرکامبرین و قسمت کهن دوران اول شمال ایران توسط A.RUTTNET & J.STOCKLIN و نبوی نوشته شد و به چاپ رسید. وجود تریلوبیت در تشکیلات میلا (کامبرین میانی- کامبرین فوقانی) برای تشخیص تشکیلات قدیمی تر پرارزش بود که بدین وسیله ثابت گشت، ماسه سنگهای سرخ قدیمی که قبلا آنها را به دونین نسبت می دادند به کامبرین زیرین تعلق دارند و طبقاتی را که سابق ماقبل دونین می دانستند با سری های زیرین به پرکامبرین می رسند.

در سال 1964 رساله J.DELLEN BACH که ناحیه شرقی تهران و مخصوصا دوران دوم فوقانی و دوران سوم آن ناحیه را بررسی کرده انتشار یافت. رساله C.LOREBNZ درباره زمین شناسی قسمت علیای دره کرج و به خصوص توف های ائوسن متعلق به تشکیلات کرج در 1964 به چاپ رسید. در سال 1964 M.GLAUS یک نشریه مقدماتی درباره مقاطع تیپ پرمین فوقانی (تشکیلات نسن) و تریاس (تشکیلات الیکا) انتشار داد. یکسال بعد همکار نامبرده درباره زمین شناسی شمال گردنه کندوان به چاپ رسید. در این کتاب دوران اول و تشکیلات دوران دوم کهن بیش از همه بررسی شده است.

در دونین نشریه سازمان زمین شناسی ایران بررسی های J.STOKLIN و نبوی درباره ساختمان چینه شناسی کوههای سلطانیه چاپ شد.

موقعیت زمین شناسی فلات ایران

فلات ایران بخشی از دگر ریختی میانی کمربند چین خورده آلپ و هیمالیا است که از جوانترین کمربندهای کوهزایی در دنیا است. این کمربند از رشته کوههای آلپ در اروپای غربی تا سلسله جبال هیمالیا در شرق آسیا کشیده شده است.

روند این کمربند کوهزایی شرقی- غربی است. مراحل مختلف این کوهزایی چین خورده رانده شده از اوایل دوران دوم آغاز شده و تا دوران چهارم ادامه یافته است. (شکل 2-2) این دگرریختی حاصل برخورد دو قاره گندوانا در جنوب و اوراسیا در شمال می باشد که در طی مراحل مختلف در طول این کمربند بهم پیوسته اند و در محل برخورد ستبرشدگی پوسته و چین خوردگی و راندگی عظیم شکل گرفته است.

پوسته فلات ایران، جزئی از این کمربند بوده است که در مسیر گذر از غرب به شرق قرار گرفتهْ این پوسته مجموعه ای از قطعات قاره ای گوناگون بوده که از لبه آرام گندوانا جدا شده و چندین هزار کیلومتر پیموده و سپس در زمانهای مختلف کوهزایی در برخوردی در لبه اوراسیا به هم پیوسته اند (م. بربریان، 1989).