صفحه 1:
موضوع: ساختارهای زمین شناسی ایران
صفحه 2:
پهنه رسوبی - ساختاری البرز
پهنه رسوبی - ساختاری البرز شامل بلندی های شمال صفحه ایران
أست كه به شکل تاقدیسی مرکب در یک راستای عمومی خاوری -
باختری, از آذربایجان تا خراسان امتداد دارد. از نگاه زمین ريخت
5 لى البرز منطبق بر تبه ماهمورهاى شکل از نهشته های
ترشیری و دشت ساحلی خزر است. از نگاه زمین شناختی, مرز شمالی
البرز محدود بع زین درز تتیس کهن است که از برخورد سنگ کره قاره
ای البرز با سنك كره تورآن» در ترياس يسين به وجود أمده است. حد
جنوبی البرز چندان روشن نیست. گسل 7 البرزه گسل كرمسار,
كسل سمنان و گسل عطاری, مرز جنوبی آلبرز دانسته شده اند. ولی
چنین به نظر مي رسد که مرز شاخصی در مرز جنوبی البرز وجود
نداشته باشد و گذر از پهنه ایران مرکزی به پهنه البرز تدریجی باشد.
1
صفحه 3:
* از نظر کوه نگاری. مرز باختری البرز تا قفقاز کوچک و مرز
خاوری آن تا کوه های پاراپا میسوس افغانستان گسترش دارد.
* سرگذشت ساختاری و چینه ای البرز در همه جا یکسان
نیست. به همین ری جدا از واژه های جغرافیایی: البرز باختری:
البرز مرکزی البرز خاوری. البرز شمالی. البرز جنوبی, از نظر
زمين شناسی. از زیرزون هایی همچون ماکو - تبریز رشت
گرگان بينالود و حتى كيه داغ ياد شده است
صفحه 4:
پهنه رسوبی - ساختاری ايران مر کزی
در گذشته. خرد قاره ایران مرکزی را بخشی از توده میانی ایران
مرکزی می دانستند ولی, به باور اشتوکلین (۱۹7۸) » پس از
سخت شدن پی سنگ پرکامبرین» بخش یاد شده در زمان
پالئوزویبک ویژگی های سکویی داشته و در زمان های
مزوزوییک و سنوزوییک به منطقه ای پر تحرک و پویا تبدیل
شده است. با وجود اين. باید گفت که الگوی ساختاری حاکم
بر این خرد قاره از نوع بلوک های جدا شده با گسل های
عمده است که هر یک ویژگی جداگانه دارند و پویایی خرد
قاره در همه جا یکسان نیست.
صفحه 5:
شواهد موجود نشان می دهندکه:
- کوهزایی کاتانگایی در این ناحیه در پرکامبرین پسین و پیش از یک
رژیم سکویی حاکم شده است.
-به جز بلوک لوت و لبه جنوب باختری که سنگ های ماگمائی
ترشیری برونزد دارند. در سایر نواحی سنگ های ترشیری در کمترین
مقدارند.
- در ردیف های پاللوزوئیک این ناحیه. نبودهای چینه نگاری مهمی
وجود دارد که مهم ترین آنها نبودهای چینه ای آغاز دونین میانی
(هیاتوس ایفلین) و کربونیفرپسین (هیاتوس استفانین) است.
صفحه 6:
ناهمسانی های ساعتاری - رسوبی گسترده سبب شده تا بتوان حرد قاره
.ایران مرکزی را به نواحی زیر تقسیم کرد
بلوک لوت
بلوك طبس
بلوى كلمرد
فرونشست بياضه - بردسيد
op Soh
صفحه 7:
بلوک لوت
* بلوک لوت. با درازایی حدود ٩۰۰ کیلومتر خاوری ترین
بخش خردقایه ایران مرکزی است. مر خاوری آن با گسل
نهبندان و حوضه فلیشی خاور ایران و مرز باختری آن با گسل
نایبند و بلوک طبس مشخص می شود. در روی نقشه زمین
ساخت ایران» مرز شمالی این بلوک به فروافتادگی جنوب
کاشمر و مرز جنوبی آن به فرونشست جازموریان بسته می
a
صفحه 8:
بلوک طبس
* میان گسل نایبند در خاور و گسل کلمرد - کوهبنان در باختر قرار دارد
بخشی از یک قلمروی ساختاری است که در کناره ها و بستر خود
توسط گسل هایی از پی سنگ بریده شده به گونه ای که در پالئوزوییک
و مزوزوییک توالی چینه شناسی
از پایان مزوزوییک به سبب عملکرد تتش های زمین ساختی همگرا در
راستای بیشتر خاوری - باختری. با خروج زمین ها و فراخاست کوه ها
به خشکی تبدیل شده است. بدین ترتیب این باور وجود دارد که سیمای
ریخت شناسی - زمین ساختی کنونی این بلوک در گرو تجدید فعالیت
ساختارهای گسلی و چین خوردگی کهن در چرخه زمین ساختی آلپی
است.
متفاوتی از نواحی مجاور داشته است و
صفحه 9:
بلوک کلمرد
بخشی کوچک از خرد قاره ایران مرکزی است که روند شمال خاوری
و میان گسل کلمرد در خاور و گسل پوشیده نائینی در باختر قرار
سرگذشت این فرازمین به دو خروج طولانی وابسته به دو رخداد
کوهزایی کاتانگایی و سیمرین مياني اشاره دارد. به سخن دیگر در دو
مقطع زمانی طولانی این بلوک ویژگی فرازمین داشته است.
* از نگاه ساختاری» در نیمه شمالی فرازمین کلمرد روند کلی چین ها
شمال خاوری - جنوب باختری است که به ویژه در نهشته های
پالئوزوییک نمود آشکار دارند. شیب لایه ها در پهلوی خاوری ساختارها
زياد و گاهی برگشته است ولی در پهلوی باختری شیب لایه ها ملايم تر
است. عملکرد گسل های طولی برگشته سبب گردیده که ساختارهای
پُرشی همروند با بلوک کلمرد در خور توجه باشند که تاقدیس بُرشی
كوه راهدار از آن جمله است.
صفحه 10:
فرونشست بياضه - بردسیر
* يان كسل يشت بادام در خاور و كسل انار در باختر قرار
دارد. اكرجه بسيارى از ويزكى هاى اين فرونشستء نظير بى
سنگ پرکامبرین دگرگونی؛ ردیف های سکویی پاللوزوییک
تریاس میانی و نهشته های شیلی - سنگ ماسه ای تریاس
بالایی - ژوراسیک میانی مشابه سایر نواحی خرد قاره است
ولى اين فرونشست دو ویژگی دارد. یکی تاثیر شدید تر رخداد
سیمرین میانی که با خروج گستره و دگرگونی همراه بوده
است. دوم. حوضه های فلیشی کرتاسه که معرف حوضه های
با فرونشست شدید اند و به ویژه ردیف های کرتاسه بالایی آن
را می توان از خاور انار تا شمال بردسیر کرمان دید.
صفحه 11:
op Soh
بخش باختری خرد قاره 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 دگرگونه های
«Stl دوم ردیف های تریاس نخلک. در ناحیه انارک كه
گاهی به نام ماسیف انارک - خور از آن یاد می شود مجموعه
ای از رسوبات پلیتی - پسامیتی به همراه سنگ های کربناتی و
آتشفشانی متعلق به شیب قاره وجود دارند که به صورت ناحیه
ای و در رخساره های شیست سبز و شیست آبی دگرگون شده
اند و به صورت ورق های بر خورده با افیولیت هاء سنگ آهمک
های پلاژیک و رسوب های آشفته همراه اند
صفحه 12:
پهنه رسوبی- ساختاری سنندج - سیرجان
سنندج - سیرجان باریکه ای از جنوب باختری ايران میانی
است که در بلافصل شمال خاوری راندگی اصلی زاگرس قرار
دارد. ویژگی های سنگی و ساختاری سنندج - سیرجان معرف
یک گودی ژرف (۳۳) و یا کافت میانه بلوک در سیر
يركا ین اییان و عربستان است. به همین رو ویژگی های
زمین شناختی آن با پهنه های مجاور تفاوت های آشکار دارد
صفحه 13:
* درازای زون سنندج - سیرجان حدود ۰ و پهنای آن ۱۵۰
تا ۲۵۰ کیلومتر است که از باختر دریاچه ارومیه آغاز می شود
و در یک راستای شمال باعتری - جنوب خاوری تا گسل
میناب. در شمال بندرعباس. ادامه می یابد. برخحلاف مرز
جنوب باختری, که با راندگی اصلی زاگرس مشخص می شود.
ارتباط شمال خاوری سنندج - سیرجان با مناطق دیگر ایران
cle به دلیل پوشش گسترده سنگ های ترشیری و کواترنب
Ol جانبی رخساره ها و نیز دگرشکلی های پیچیده به
صفحه 14:
* همخوانی روند ساختاری. یکسانی الگوی ساختاری. چیرگی راندگی
ها به ویژه پذیرش الگوی استاندارد مناطق کوهزادی در زون های
برتعوردی» سیب فده اسث 'قا زمين شناساق مانند قالكن 055107 بزو
و ريكو (1911). هينز و مك كوييلن (19174): فرهودی (۱۹۷۸) و علوی
(VANE) سنندج سیرجان را زیر زونی از کوهزاد زاگرس بدانند. ولی»
ترتیب رسوبات. چارچوب زمین ساختی و به ویژه رویدادهای زمین
ساختی و فعالیت های ماگمایی - دگرگونی سبب شده تا گروهی بزرگ
از زمین OL ویژگی های سنندج - سیرجان را با مناطق پرتحرک
مرکز و شمال ایران قیاس کرده و آن را زیرزونی از ایران میانی بدانند
صفحه 15:
& زون سنندج - سیرجان دارای یک زمینه ساختاری اصلی است
که از پرکامبرین پسین با کافتن آغاز شده و در کوهزایی
سیمرین پیشین با وارونگی زمین ساختی پایان يافته و سپس
حوضه های توربیدیتی مزوزوییک در تریاس پسین شکل
گرفته و در فاز سیمرین میانی و يا لارامید بسته شده است. همه
سنگ های سنندج - سیرجان را می توان در سه واحد زمین
ساختی - چینه نگاشتی پرکامبیین پسین - تریاس میانی»
تریاس بالایی - کرتاسه و مجموعه ترشیری جای داد.
صفحه 16:
ساختار زاگرس
۴ همه سنگ های زاگرس را می توان به دو گروه پی سنگ دگرگونه
پرکامبرین و پوشش رسوبی روی پی سنگ تقسیم کرد.
5 پررسی چینه نگاری 5 ke Gequewe Gtratigraphy) jo!
زاكرس نشائكر آن است كه اين بخش از ايران» در فاصلة زمانی
يركاميرين -'تزياس ميانى بششى اق ابرقارة كتدوانا بوده اسك ال تزیاین
ميانى؛ با تكوين تتيس جوان. شرايط دريايى ويزه اى بر أن حاكم بوده
است. از کرتاسة پسین به بعد. يس از سرانجام كرفتن تتيس جوان و
برخورد دو ورق زاگرس و ايران مرکزی. محیط های رسوبی از نوع
همزمان با کوهزایی بوده اند. اگرچه پيشينة فاز کوهزایی در پلیوسن بوده
است. ولی دگرشکلی. همچنان بر زاگرس تحمیل می شده است.
صفحه 17:
برای بیان ویژگی های عمومی زاگرس می توان از تلفیق دو دیدگاه زمين
ريخت شناسی و الگوی ساختاری یاری جست و زاگرس را به دو زيرپهنة «
.زون راندگی ها » و « زاگرس چین خورده تقسیم کرد
Dour) bs Sl tes * اص۳) : اين زون با پهنای ۱۰ تا ۵
کیلومتر به صورت نواری کم پهنا است که بلندترین قسمت کوه های
زاگرس را تشکیل می دهد و به همین رو گاهی به آن زاگرس مرتفع
(حسبصر 1۸) گفته می شود. مرز شمال خاوری این زير پهنه
به راندگی اصلی زاگرس و مرز جنوب باختری با یک راندگی
مهم بسته می شود که از شمال کوه کی نو و جنوب دهنگان و
كوه سبزو می گذرد
صفحه 18:
* یکی از ویژگی های زاگرس مرتفع. وجود راندگی های فراوان است.
شیب راندگی ها به سوی شمال خاوری است ولی مقدار جابه جایی آنها
به خوبی دانسته نیست و تنها با ملاحظهٌ راندگی سنگ های کامبرین بر
روی ردیف های پلیوسن می توان به تصوری از مقدار جابه جایی دست
* کازمین و همکاران (۱۹۸» فلس های روراند؛ زاگرس مرتفع را نهشته
هاى انباشته در حاشية غير فعال سکوی عربستان می دانند که در محل
جدایش ورق زاگرس و ورق ایران مرکزی در بخش های ژرف تتیس
انباشته شده و پس از برخورد این دو ورق. به صورت سفره های نابرجاء
بر روی سکوی عربستان رانده شده اند.
صفحه 19:
زيريهنه زاكرس جين om eS: Potted Dap) oy
خورده به گفته ای دیگر « زاگرس بیرونی» با پهنای ۱۵۰ تا ۲۵۰
کیلومتر. ناوه (۳۵۷) حاشیه ای و کراتونی سپر عربستان است که
در مزوزوییک و سنوزوییک در حال نشست پیوسته بوده و ترادف های
ستبر رسوبی در آن انباشته می شده است. در گسترة زاگرس چین
خورده. سنگ های پرکامبرین پسین تا تریاس میانی. رخسارة گندوانایی
و مشابه با دیگر نواحی ایران دارند. ولی» توالی های مزوزوییک و
سنوزوییک آن, با رسوب های همزمان دیگر نواحی ایران. رخساره های
سنگی و حتی زیستی متفاوتی دارند و بیشتر معرف رخساره های جنوب
تتیس جوان است. این نکته نشان می دهد که از تریاس میانی به بعد»
شرایط رسوبی حاکم بر زاگرس چین خورده نسبت به دیگر مناطق
ایران» تفاوت داشته است.
صفحه 20:
* در زاگرس چین خورده. رخنمونی از سنگ های پرکامبرین دیده نشده و
حفاری های نفتی نیز تاکنون به پی سنگ نرسیده است. با توجه به
بررسی های ژئو فیزیکی. باور بر این است که پی سنگ پرکامبرین
زاگرس ادام شمال - شمال خاوری سپر نوبی - عربی است که از
شمال خاور افريقا تا عربستان و حتی در زیر حوضة زاگرس ادامه دارد.
پوشش رسوبی روی پی سنگ با مجموعه ای از سنگ نمک انيدريت»
سنگ آهک» دولومیت سنگ های آذرین (مجموعة هُرمز) آغاز می شود
که تغییرات سنی آن از پرکامبرین پسین تا کامبرین میانی است و بخشی
از آنها به صورت حدود ۱۱۵ گنبد نمکیء از زمان ژوراسیک به بعد به
سطح زمین رسیده اند.
صفحه 21:
9 پهنه رسوبی- ساختاری مکران
* کران » شامل کوه های خاوری - باختری است که از سواحل
دریای عمان تا فروافتادگی جازموریان دنباله دارد. مرز باعتری
اين كوه ها توسط خط عمان (گسل میناب) از زون برخوردی
زاگرس جدا می شود و 52 خاور پس از گذر از بلوچستان
پاکستان تا محور لاس بلا ادامه می یابد. در امتداد محور لاس
بلاه گسل های چپکرد معرف یک زون ترادیسی بین زون
فرورانش مکران و زون برخوردی هند - اوراسیا است. از
۰ هزارکیلومتر مربع گستره مکران. حدود ۷۰ هزارکیلومتر
مربع آن در ایران و بقیه در پاکستان است.
صفحه 22:
* زمین ریخت شناسی مکران پیوند نزدیک با الگوی ساختاری. شدت
جين خوردگی و سنگ رخساره ها دارد. در یک نگاه کلی» بلندى اين
رشته کوه از شمال به جنوب کاستی می گیرد. اسنید (۱۹۷۰) مکران را
به سه واحد فیزیوگرافی « پادگانه های دریایی » به موازات ساحل, «
نهشته های آبرفتی شمال پادگانه ها » و « تپه ها و بلندی های مکران
» تقسیم می کند. بخش دریایی مکران به علت شیب تند فلات قاره
پهنای کمی دارد و در فاصله ۲۵ کیلومتری از ساحل. ژرفای آب به
۰ متر می رسد. گفتنی است که خمش سنگ کره اقیانوسی پیش
فرورانش و به ویژه عملکرد گسل های راندگی از عوامل چهره ساز
مکران اند.
از
صفحه 23:
پهنه رسوبی- ساختاری کپه ple
* پهنه رسوبی - ساختاری کپه داغ شامل کوه های هزار مسجد
در شمال خاور ایران است که در یک راستای. از خاور دریای
خزر آغاز و پس از عبور از ترکمنستان و ایران, وارد خاک
افغانستان می شود. در نتیجه کپه داغ به عنوان یک میدان
گازی بزرگ بین سه کشور ایران» ترکمنستان و افغانستان
مشترک است. میدان های گازی بسیار عظیم خانگیران در
ایران» دولت آباد - دونمز. شاتلیک گازلی بایران علی و مهری
در ترکمنستان و گوگر در افغانستان در این حوضه کشف شده
اند
صفحه 24:
از نگاه جغرافیایی و کوه نگاری. کپه داغ بخشی از ادامه خاوری کوه های البرز است.
ولی ویژگی های زمین شناختی و ساختاری آن نسبت به نواحی مجاور متفاوت
است. مرز شمالی این پهنه با فلات توران» منطبق پر گسل عشق آباد است که روند
۰ ) درجه دارد. در باره مرز جنوبی کپه داغ, دیدگاه ها متفاوت است. ولی این
مرز با رخنمون های ناپیوسته منشورهای برافزاینده تتیس کهن مشخص می شود که
در شمال خاوری فریمان (سفیدسنگ) و جنوب باختری مشهد برونزد دارند .
از نكا ريخت شناسى, كبه داغ منطفه اى كوهستانى است كه فازهاى آلب ياياتى در
شکل گیری ای امروزی آن نقش اساسی داشته اند. ریخت شناسی منطقه, جوان
ede cidade اب
معمول. تاقدیس ها ارتفاعات و ناودیس ها دشت های میان کوهی را می سازند و
سازندهای کربناتی مزدوران (ژوراسیک بالایی) و تیرگان (کرتاسه بايينى) واحدهای
سیما ساز منطقه هستند. دشت های سرخس. گرگان. مشهد - قوب
بجنورد از نواحی فروافتاده که داغ اند.
و شیروان