پاسخ : معرفی زونهای زمین شناسی ایران - 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.
پاسخ : معرفی زونهای زمین شناسی ایران - ● 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.
پاسخ : معرفی زونهای زمین شناسی ایران - 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
پاسخ : معرفی زونهای زمین شناسی ایران - 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.
پاسخ : معرفی زونهای زمین شناسی ایران - ● 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
پاسخ : معرفی زونهای زمین شناسی ایران - 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.
پاسخ : معرفی زونهای زمین شناسی ایران - 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.
پاسخ : معرفی زونهای زمین شناسی ایران - ● 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.
پاسخ : معرفی زونهای زمین شناسی ایران - ● 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. رمجتبی مهدی نیا مقالات ارسالی به آفتاب
