زاگرس چين‌خورده

زيرپهنة راندگي‌ها

اين زون با پهناي 10 تا 65 كيلومتر، به صورت نواري كم پهنا است كه بلندترين قسمت كوه‌هاي زاگرس را تشكيل مي‌دهد و به همين رو گاهي به آن زاگرس مرتفع (High Zagros) گفته مي‎شود. زون راندگي‌هـا (اشتوكلين، 1968)، زون راندگي‌هاي هم‎پوشان (Imbricated Thrust Zone) (فالكن، 1969)، شمال خاور زاگرس، زاگــرس داخلي و سرانجام زون خرد شده ((Crushed Zone  نام‌هاي ديگري است كه به اين بخش داده شده است. مرز شمال خاوري اين زير پهنه به راندگي اصلي زاگرس و مرز جنوب باختري با يك راندگي مهم بسته مي‎شود كه از شمال كوه كي‌نو و جنوب دهنگان و كوه سبزو مي‌گذرد (مطيعي، 1374). در زاگرس مرتفع رخنموني از سنگ‌هاي پركامبرين ديده نشده است. سنگ‌هاي پركامبرين پسين تا ترياس مياني آن، رخسارة گندوانايي دارند که شبیه به ديگر نواحي ايران هستند. ولي، سنگ‌هاي لياس تا ائوسن آن، با ستبراي نزديك به 3500 متر بيشتر از نوع مارن‌هاي گلوبي ژرين‌دار، راديولاريت، افيوليت و انباشته‎هاي آواري از نوع فليش ‎هستند كه گاه با فعاليت آتشفشاني زير دريايي همراه‌اند. سنگ‌هاي ياد شده نشان مي‌دهند كه اين بخش، بر خلاف امروز، در زمان مزوزوييك تا اوايل سنوزوييك گودترين بخش حوضة زاگرس بوده است. در اثر نيروهاي كششي وابسته به رخداد كوهزايي سيمرين پيشين، ستبراي پوسته در زون راندگي‎ها كاهش يافته، به طوري كه در بخش شمال باختري آن (كرمانشاه) در طي ترياس پسين – كرتاسه، گودي باريك و عميق پديدار شده و در آن رسوب‌هاي شبه توربيديت، متشكل از آهك، شيل، ماسه سنگ، راديولاريت و روانه‌هاي آتشفشاني انباشته شده‎اند. ولي در بخش جنوب خاوري اين گودي (نيريز) شكستگي كامل پوسته، موجب اقيانوس‌زايي و تشكيل مجموعه‌هاي افيوليتي گرديده است. گفتني است كه در ناحية نيريز، آميزه‌هاي افيوليتي ياد شده، به گونة دگرشيب، با سنگ‌آهك مرجاني – ريفي كرتاسه بالايي (سازند تاربور) پوشيده شده‎اند، در حالي كه بخش شمال باختري در نتيجةكوهزايي لاراميد دچار چين‌خوردگي و دگرشكلي شده است (آقانباتی، 1385).

 

2-4-2 زیرپهنه زاگرس چین خورده

زاگرس چين‌خورده، به گفته‎اي ديگر ( زاگرس بيروني)، با پهناي 150 تا 250 كيلومتر، ناوة (Trough) حاشيه‌اي و كراتوني سپر عربستان است كه در مزوزوييك و سنوزوييك در حال نشست پيوسته بوده و ترادف‌هاي ستبر رسوبي در آن انباشته ‌‎شده است. در گسترة زاگرس چين‌خورده، سنگ‎هاي پركامبرين پسين تا ترياس مياني، رخسارة گندوانايي و مشابه با ديگر نواحي ايران دارند. ولي توالي‌هاي مزوزوييك و سنوزوييك آن با رسوب‌هاي همزمان ديگر نواحي ايران، رخساره‌هاي سنگي و حتي زيستي متفاوتي دارند و بيشتر معرف رخساره‌هاي جنوب تتيس جوان است. اين نكته نشان مي‌دهد كه از ترياس مياني به بعد، شرايط رسوبي حاكم بر زاگرس چين‌خورده، نسبت به ديگر مناطق ايران، تفاوت داشته است. در زاگرس چين‌خورده، رخنموني از سنگ‌هاي پركامبرين ديده نشده و حفاري‌هاي نفتي نيز تاكنون به پي‌سنگ نرسيده ‌است. با توجه به بررسي‌هاي ژئو‎فيزيكي، باور بر اين است كه پي‌سنگ پركامبرين زاگرس ادامة شمال – شمال خاوري سپر نوبي – عربي است كه از شمال خاور افريقا تا عربستان و حتي در زير حوضة زاگرس ادامه دارد. پوشش رسوبي روي پي‌سنگ، با مجموعه‌اي از سنگ نمك، انيدريت، سنگ‎آهك، دولوميت سنگ‌هاي آذرين (مجموعة هُرمز) آغاز مي‌شود كه تغييرات سني آن از پركامبرين پسين تا كامبرين مياني است و بخشي از آنها به صورت حدود 115 گنبد نمكي، از زمان ژوراسيك به بعد به سطح زمين رسيده‌اند (آقانباتی، 1385). زاگرس چین خورده دارای تاریخچه تکامل زمین ساختی و ژئودینامیکی پیچیده است که مهمترین آن­ها شامل: مرحله سکوی کربناتی در طول پالئوزوئیک، ریفتینگ در طول پرمین – تریاس، حاشیه غیر فعال قاره ای در حاشیه اقیانوس نئوتتیس در طول ژوراسیک و کرتاسه پیشین، بالا آمدگی و برجا گذاشتن افیولیت ها در طول کرتاسه پسین و نهایتا بسته شدن نئوتتیس و کوتاه شدگی در طول نئوژن (Falcon, 1967; Ricoutal, 1977; Berberian & king, 1981; Agard, 2005; Sherkati et al., 2006). ضخامت نهشته های این زون به 12 کیلومتر می رسد که متشکل از نهشته های کامبرین تا پلیوسن است (Stocklin, 1968; Falcon, 1974; Colman & Sadd, 1978; Blance et al., 2003; McQuarrie, 1974). بررسی توالی های پان آفریکین زاگرس بطور رسمی توسط جیمز و وایند (James &        Wynd, 1965)  انجام شده است. و در ادامه توسط علوی (Alavi, 2004) اصلاح شد.

در طول پالئوزوئیک پیشین رسوبات دریایی کم عمق و ماسه سنگ­های رودخانه ای با ضخامت کم با یک سطح فرسایشی بر روی نهشته های حوضه هرمز (متعلق به پی سنگ پرکامبرین – کامبرین پیشین) نهشته شده اند Hassanzadeh et al., 2008)). در سیلورین و کربونیفر نبود چینه شناسی بزرگی دیده می شود که ظاهرا متاثر از حرکات کوهزایی وارسکین می باشد که سبب یک پسروی بزرگ دریا  در منطقه گشته است. ناپیوستگی هرسنین نیز در طول پرمین پیشین مشاهده می شود. در طول این دوره دریای کمی عمیق­تر، حاکم بوده است (سازند فراقون). در طول پرمین پسین و ژوراسیک پیشین رسوبات کربناته دریایی ظاهر شده است Setudehnia,1978) Berberian & King, 1981; Koop & Sannely,1982,). در طول تریاس میانی و پسین زاگرس چین خورده با رسوبات تبخیری کم عمقی پوشیده بوده است (Muriis, 1980). ولی در این زمان در زاگرس مرتفع، در بخش های شمالی و مناطق عمیق­تر رسوبات تبخیری به رخساره نهشته های دولومیتی تغییر پیدا میکند. پیشنهاد شده است در این زمان اقیانوس نئوتتیس شروع به گسترش کرده است (Setudehnia,1978; Szobo & Kheradpir,1978 ; Murris, 1980; Berberian & King, 1981; Paul et al., 2006,2010). طی ژوراسیک و کرتاسه پیشین حوضه رسوبی در حال نشست بوده که این نشست با حرکات عمودی در طول گسل های پی سنگ کنترل می شده است و رخساره رسوبی، از رسوبات سکوی کربناته در جنوب خاوری زاگرس به رخساره غالب حوضه عمیق در شمال خاوری تغییر کرده است که از مشخصات این دوره زمانی می باشد (Setudehnia, 1978). در طول کرتاسه پسین (سنومانین – تورنین) نهشته های دریایی کم­عمق و درون حوضه ای در سرتا سر ناحیه گسترش یافته است (سازند سروک). در طول تورنین- سانتونین یک سکوی کربناته غالب بوده و رسوبات نهشته یافته، یک رابطه بین انگشتی با یک محیط عمیق دارند. در سانتونین – ماستریشتین رسوبات متعلق به محیط پلاژیک (سازند گورپی) گسترش قابل توجهی داشته است و در اواخر ماستریشتین سازند تاربور که یکی از نهشته های مهم حاشیه فلات کم عمق و سازند تبخیری ساچون مربوط به محیط سکوی کربناته کم عمق و لاگونی، غالب می شود در طول پالئوژن و دوره زمانی پالئوسن – ائوسن رسوبات غالب این پهنه متشکل از دولومیت و آهک های کم عمق (سازند جهرم)  با مارن ها و آهک های مارنی مناطق پلاژیک (سازند پابده) می باشد که در دوره الیگو- میوسن به نهشته های سکوی کربناته کم عمق (سازند آسماری و سازند گچساران) تعییر پیدا می کنند (James & Wynd, 1965; Khalili, 1970; Kheradpir, 1975; Bolzl, 1985; Motiei, 1993; Buchen et al 2001,2006; Barderae, 2000; Barderare & Aerge, 2005).

زاگرس چین خورده متاثر از دو رویداد زمین ساختی مهم می باشد که شامل آغاز بسته شدن نئوتتیس که نتیجه آن بالا آمدگی و ایجاد حوضه پیش بوم (Forland) در کرتاسه پسین است و دومین حادثه شامل برخورد نهایی و بسته شدن کامل نئوتتیس در طول میوسن – پیلیوسن و تشکیل زاگرس چین خورده می باشد (Gray, 1950; Ricou, 1968; Halla,1976; Glennie et al, 1975; Stoneley, 1981; Glennie, 2000, 2001, 2005; Alavi, 2004; Vincent et al., 2005; Ballato et al., 2010). برخورد قاره ای احتمالا در الیگوسن در شمال دماغه صفحه عربی رخ داده است (Yilmaz, 1993; Homke et al., 2009) و به سوی جنوب غربی در میوسن زیرین گسترش یافته (Sherkati et al., 2006) و زاگرس چین خورده شکل یافته است (Ricou, 1971; Allen et al., 2011). ساختارهای رشدی در بالای سازند آغاجاری (میوسن پسین-پلیوسن) این مرحله مهم چین خوردگی را ثابت می کند (Homke et al., 2004; Sherkati et al., 2005). این حادثه زمین ساختی در طول ته نشست سازند آسماری و گچساران نیز دیده می شود. بسته شدن نئوتتیس به وسیله چندین حادثه زمین ساختی در سکوی کربناته زاگرس روی داده که اولی درکنیاسین پسین و فرارانش افیولیت­ها به پوسته قاره ای است(Ricou, 1971; Falcon, 1974; Berberian & King, 1981; Berberian, 1995) که ساختار حوضه را عوض کرده است. دومین حادثه، حادثه غیر فعال شدن گسل­های شمالی – جنوبی پیشین که روندهای پی سنگ پان آفریقین را دارد Stoneley, 1982; Mouthereau et al., 2007)& (Koop. تنش فشاری در حاشیه زاگرس تا محل برخورد قاره به قاره میوسن پایینی و کوه­زایی میوسن زاگرس تحت کنترل تکامل رسوبی حوضه زاگرس ادامه داشته است. چین خوردگی زاگرس در طول زمان میوسن با جدایش ضخیم پوسته و انتشار به سمت جنوب باختر در محل نهشته بیشینه (پیش خشکی) شروع می شود (شکل 2-3). کنگلومرای بختیاری بعد از مرحله مهم چین خوردگی رسوب کرده است (Sherkati et al., 2005, 2006). در حوضه زاگرس نهشته شدن رسوبات دریایی از زمان­های پرمین تامیوسن ادامه داشته و بالغ بر10کیلومتر از رسوبات در حاشیه زاگرس پسرونده در طول این زمان نهشته شده اند (Sherkati & Letouzey, 2004).

 

2-5 وضعیت تکتونیکی زاگرس

روند شمال غرب-جنوب شرق کمربند چین خورده تراستی زاگرس از کوههای تاورس Taurus)) حدود 180 کیلومتراست. این چین خوردگی با روند جنوب شرقی حدود 300 کیلومتر از شرق گسل آناتولی در ترکیه آغاز می شود و تا بخش های شمالی عراق و جنوب شرق ایران تا تنگه هرمز گسترش دارد. هرچند که روند شمالی–جنوبی آن ازخط جدا شدگی عمان و کمربند زاگرس تا منشورهای افزایشی ((accretionary prisms مکران ادامه دارد (1974 Haynes and Mcquillan, Falcon, 1974; ). زون زاگرس از سه منطقه تکتونیکی موازی هم تشکیل شده است. منطقه اول: مجموعه ماگمایی ارومیه-دختر که درارتباط با فرورانش حاشیه فعال ورقه ایران بوده و ازحجم عظیمی از کمان های ماگمائی تشکیل شده است. منطقه دوم شامل زاگرس هم پوشان است، که ناحیه ای پرازگسل های ترا ستی است. منطقه سوم شامل کمربند چین خورده و ترا ستی زاگرس است که از بخش های کمتر فشرده شده تشکیل شده و شامل ضخامتی بین 4 تا 7 کیلومتر از سنگ های چین خورده و گسل خورده است Alavi, 2004, 2008)). از نظر نو زمين‎‌‌ ساختی، زاگرس چين‌خورده در اثر حركت رو به شمال ورقه عربی و برخورد آن با ورقه ايران، در راستای شمال شرقی- جنوب غربی فشرده می‌شود. به همين دليل درحال حاضر زاگرس تحت تأثير دگر شكلی ناشی از فشارهای زمين‎ساختی با روند  NNE-SSW و نتیجه همگرايی برخورد قاره‌ای قرار دارد. دگرشكلی‌های ناشی از این فشارش و شكستگی‌های آلپی با روند (NW-SE) و پيش از آلپی با روند (N-S) و عملكرد مشترك اين دو بر روی هم، باعث ایجاد لرزه‎ زمين‎ساختی و درنتيجه لرزه‌ خيزی كنونی زاگرس می‌شود (آقانباتی، 1385