رسوبگذاری در اثر پیشروی دریا در حوضه زاگرس درکرتاسه

کرتاسه در زاگرس

رسوبگذاری در اثر پیشروی دریا در حوضه زاگرس درکرتاسه پیشین، در بیشتر نواحی به جز نواحی شیراز (آقانباتی، 1383) و شمال خوزستان که به صورت ممتد بوده، در دیگر نواحی رخساره های کرتاسه با سطح دگرشیبی بر روی رسوبات ژوراسیک (سورمه، انیدریت هیث) قرارمی گیرند. این وضعیت نیز وجود فعالیتهای خشکی زایی آلپی (سیمرین پسین) را در انتهای ژوراسیک نمایان می کند. این پیشروی در طول کرتاسه ادامه داشته است. رخساره های کرتاسه اغلب شامل رسوبات دریایی است که بیشتر آهک و مارن بوده و بخش وسیعی را فرا گرفته است (خسروتهرانی، 1367). رسوبگذاری در کرتاسه، حوضه رسوبی را که در برگیرنده تمامی زاگرس، خلیج فارس، عراق، کویت، عمان و قسمت اعظم عربستان بوده مشخص می کند (مطیعی، 1382). مرکز این حوضه در لرستان و شرق آن قرار داشته و تغییرات رخساره ای از کربنات به رسوبات آواری به سمت جنوب غربی عربستان مبین کم عمق شدن عمومی حوضه دراین امتداد است (Ziegler, 2001; Murris, 1980).

به طور کلی کوهزایی زاگرس با سه حادثه مهم تکتونیکی قابل تفسیر است که شامل:

الف) فرورانش ورقه اقیانوسی نئوتتیس به زیر صفحه لیتوسفر ایران که ابتدا تا انتهای کرتاسه رخ داده است.

ب) فرارانش افیولیت های اقیانوس نئوتتیس بر روی حاشیه غیر فعال قاره ای ورقه عربی–آفریقا که در انتهای کرتاسه (تورونین تا کامپانین) به وقوع پیوسته است.

ج) برخورد لیتوسفر قاره ای عربی–آفریقا با ورقه ایران که در پایان کرتاسه شروع و تا مدتی بعد تداوم داشته است (Alavi, 2004).

فازهای کوهزایی که بر واحدهای لیتولوژیکی کرتاسه تاثیرگذار بوده شامل رخداد ساب هرسی نین و فازکوهزایی لارامید است که باعث ایجاد عوامل ساختاری مشخصی بر واحدهای کرتاسه شده اند. رخداد زمین ساختی ساب هرسی نین که دراوایل کرتاسه پسین رخ داده موجب تشکیل مراحل اولیه کمربند کوهستانی افیولیت–رادیولاریت های ناحیه زاگرس مرتفع و دیگر نقاط  ایران شده است. همچنین فاز کوهزایی لارامید در حد بالایی کرتاسه–پالئوژن با توجه به فعالیتهای کوهزایی آن مشخص می شود ( خسروتهرانی و درویش زاده، 1363).

 

2-9 چینه شناسی سازند های کرتاسه حوضه زاگرس

سنگ‎های كرتاسه زاگرس رخساره سنگی يكسان ندارند و درشرايط رسوبی یکسانی نهشته نشده‎اند. در ناحيه لرستان توالی كرتاسه  زیرین شامل شيل‎های تيره رنگ پلاژيک است درحالی كه درناحيه فارس رخنمون‎های كرتاسه پايين نشانگركربنات‎ های سكويی است لذا پذيرفته شده كه درناحيه لرستان، دريای كرتاسه بيشترين عمق را داشته و تغييرات رخساره ای به كربنات‎های سكويی فارس نشانگر كاهش عمق درآن امتداد است. دركرتاسه بالايی نيزحوضه زاگرس شرايط يكسانی نداشته است. درشمال شرقی خوزستان فروافتادگی اصلی بزرگ ناوديس تتيس و از شرق عراق تا فارس ساحلی فروافتادگی خوزستان قرار داشته است. اين دو فروافتادگی با يك پشته ميانی از يكديگر جدا بوده‎اند و بر روی همين پشته است كه ريف‎های روديستی سازند تاربور (به سن مائسترشتين) به وجود آمده‎اند. برخلاف استاندارد چينه‎شناسی جهانی سيستم كرتاسه زاگرس به سه بخش پايينی، ميانی و بالايی تقسيم شده است (مطیعی، 1382;Setudehnia, 1978). درواقع یکی از مهمترين عوامل نامگذاری سیستم کرتاسه زاگرس به سه بخش پایینی، میانی و بالایی، پيوستگی رسوبگذاری از آلبين به سنومانين ذکر شده است. افزون برآن در مرزهای بالايی آپتين، تورونين و ما ئسترشتين ناپیوستگی وجود دارد (آقانباتی، 1383 ;Setudehnia, 1978). از سوی دیگر فقدان فسیل های شاخص دلیل دیگری برای چنین تقسیم بندی ذکر شده است (Setudehnia, 1978). طبق این تقسیم بندی، کرتاسه پیشین شامل آشکوب های نئوکومین (بریازین، والانژین و هوتریوین) -آپتین، کرتاسه میانی شامل آشکوب های آلبین تا تورونین و کرتاسه پسین شامل آشکوب های کنیاسین تا مائستریشتین است. بخش پايينی كرتاسه دو رخساره متفاوت دارد. درناحيه لرستان شيل‎های راديولردار خاكستری تيره تا سياه وسنگ آهك ‎هـای رسی عميق سازند گرو، و در ناحيه فــارس و جنوب فروافتادگی دزفول، سه سازنـــد فهليان، گدوان و داريان به سن نئوكومين تا آپتين است. در ادامه با ناپيوستگی آغاز می ‎شود که شامل شيل‎ها وآهك‎های سازند كژدمی به سن آلبين و سنگ ‎آهك‎های كم عمق سازند سروک به سن سنومانين تا تورونین است. درمرز آپتين (سازند داريان) و آلبين (سازند كژدمی)، يك زون هوازده شامل آهن وجود دارد. در پايان سنومانين فاز فرسايشی سبب شده تا آهک های سازند سروک به دو بخش سنومانين و تورونين تقسيم شود. فاز فرسايشی پس از تورونين بعد از يك ايست رسوبی، سنگ‎ آهك‎های كم عمق‌ سازند ايلام آغاز و با شيل‎های عميق سازند گورپی ادامه می ‎يابد. درمائسترشتين با تخريب بالاآمدگی های شمال شرقی راندگی اصلی، حجم‎‎ زيادی مواد آواری موجب نهشتگی ماسه‎ سنگ، كنگلومـرای كـربناتی و سيلتستون های سازند اميران شده‎اند. افزون بر آن سنگ آهک ريفی سازند تاربور نيز از رديف‎های كرتاسه بالای زاگرس است (آقانباتی، 1383) (شکل 2- 7). با توجه به عمیق بودن حوضه درلرستان دراین منطقه توالی کرتاسه شامل شیل های تیره رنگ پلاژیک (رادیولردار و سنگ آهک های رسی) سازند گرو است این واحد سنگ چینه ای به صورت ناپیوسته روی سازند تبخیری گوتنیا و یا بر روی یک برش انحلالی کربناتی قرار می گیرد (مطیعی، 1382). هرچند رخساره های عمیق رسوبی درابتدای کرتاسه گسترش بسیار داشته و نواحی لرستان و شمال غربی فروافتادگی دزفول را فرا گرفته است (مطیعی، 1382;Ziegler, 2001).

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

شکل2-7: ارتباط زمانی و مکانی واحدهای سنگ چینه ای کرتاسه حوضه زاگرس  (Wynd, 1965)

 

2-10 زمین شناسی منطقه مورد مطالعه

 منطقه سرفاریاب بخشی از زاگرس چین خورده است و توالی رسوبات قاره­ای جنوب غربی آن بخشی از سپر عربستان است که در اوایل پلیو-کوارترنر چین خورده است، بنابراین بر اساس نظریه جدید تکوین این ناحیه طی دو مرحله صورت گرفته است:

الف) مرحله آرام رسوب گذاری قبل از کوهزایی که تا میوسن ادامه داشته است.

ب) مرحله تغییرات کوهزایی میوسن بالایی.

مرحله نخست با تشکیل بوکسیت در نبود رسوبی توران ارتباط دارد در حالی که در مرحله دوم بوکسیت در برجستگی هایی ناشی از کوهزایی با مرفولوژی اخیر شکل گرفته است که به عنوان یک قانون در توزیع و رخنمون های آن به شمار می­رود. خارج از زون زاگرس چین خورده، توالی رسوبی تنها در بخش بالایی ناحیه مورد بررسی رخنمون یافته است که از دیدگاه چینه شناسی با دوره سنومانین- میوسن مطابقت داشته و شامل سازند های سروک، ایلام،گورپی، پابده، آسماری و گچساران است. بوکسیت در ناحیه مورد نظر در نبود رسوبگذاری بین آلبین بالایی- سنومانین سازنده سروک و سانتونین- کامپانین سازند ایلام تشکیل شده است. موقعیت پالئوژئوگرافی نبود رسوبگذاری تورانین از سه جنبه اهمیت دارد:

الف- طی این نبود رسوبی، جهت غالب ساختمانی در جهت شمال- جنوب سپر عربستان بوده است و پس از فعالیت ساختمانی قدیمی بنظر می­رسد که کوههای زاگرس در امتداد شمال غرب- جنوب شرق سازمان یافته است. به نظر می­رسد که این واقعه زودتر از دوره سنونین رخ نداده باشد.

ب- تجدید ساختمان زاگرس در مزوزوئیک درست می­باشد.

ج- سپر عربستان با سپر ایران در دوره تورونین ارتباط کاملی نداشته است به عبارت دیگر منشاء بوکسیت  های زاگرس از سرزمین­های سپر عربستان بوده است نه از سرزمین های مربوط به سپر ایران.

چهار واحد تاقدیسی در ناحیه مورد بررسی شناخته شده است که سطحی در حدود 870 کیلومتر مربع را شامل شده و به ترتیب از جهت شمال شرق به جنوب غرب شامل کوه نیل یا کوه نور، مندان، کوه دلف و تاقدیس کوه سیاه می باشد. آهک­های سازند سروک  قدیمی ترین سنگ های رخنمون یافته در هسته این تاقدیس ها می باشد و کارستهای نسبتاً مسطح در قسمت بالایی آهک های سروک در اغلب این تاقدیس ها به وجود آمده  و در فرو افتادگی های خود بوکسیت ها را جای داده اند که در بعضی نقاط قبل از تشکیل طبقات جوانتر (کمر بالا) فرسایش یافته است. آهک های سازند ایلام نیز لایه پوشاننده سازند سروک و بوکسیت می باشد که از تیپ و مرفولوژی آشکار از سنگ های کمر پایین قابل تشخیص اند. سنگ های روی سازند ایلام یعنی سازند های گورپی و پابده نرم تر و انعطاف پذیرتر از سازند ایلام بوده و در اغلب موارد با ایجاد دره موجب تمیز آهک های سازند سروک و ایلام از آهک های سازند آسماری می گردند. در ناحیه مورد بررسی آهک های سازند آسماری در هسته تاقدیس ها رخنمون یافته است. وجود طبقات پلاستیک زیرین و بالایی آن یعنی سازند گچساران موجب بهم ریختگی این سازند شده است. سازند اخیر(گچساران) شامل مارن، آهک، ژیس و شیل های بتیومن و غیره است که به طور محلی به علت پرکردن فرورفتگی های ناودیس ها مانع رخنمون یافتن سنگ های قبل از کوارترنری شده است (شکل 2-9 نقشه زمین شناسی منطقه مورد مطالعه و سازنده های موجود در منطقه).

 

2-11 زمین ساخت (تکتونیک) منطقه مورد مطالعه

از نظر زمین شناسی ساختمانی منطقه مورد مطالعه مجموعه ای از تاقدیسها و ناودیس ها می باشد که به صورت نسبتا فشرده و به موازات یکدیگر قرار گرفته اند. به جزء چین خوردگی تاقدیس مندان که با دامنه های با شیب ملایم است و بین دو تاقدیس بزرگتر دلف و نیل قرار گرفته است، مابقی آنها فشردگی تقریبا شدیدی ایجاد شده که دامنه های تاقدیس دارای شیب های تندی می باشند و این تاقدیس ها از جنوب غرب به سمت شمال شرقی عبارتند از تاقدیس کوه سیاه که کانسار بوکسیتی مورد مطالعه در این تاقدیس واقع شده و همچنین تاقدیس های دلف، تاقدیس مندان و تاقدیس نیل می باشد. در محدوده تاقدیسهای نامبرده شده گسلهایی در جهت عمود بر محور چین ها ایجاد شده که دره ها و تنگه های امروزی موجود در منطقه مورد مطالعه تحت تاثیر این گسلها بوجود آمده که مربوط به زمان قبل از چین خوردگی است که سنگ های آهکی سازند سروک را تحت تاثیر خود قرار داده اند. دیگر گسل های موجود در این منطقه مربوط به زمان چین خوردگی هستند که به موازات محور چین ها و باعث تخریب روباره ها در نواحی نزدیک به محور تاقدیس های موجود در این ناحیه شده است. نمونه بارز گسلهای قدیمی که عرض آنتی کلینهای امروزی موجود در گستره مورد مطالعه را قطع می کنند، گسل تنگ پیرزال است که در قسمت جنوبی کانسار بوکسیتی مورد مطالعه واقع شده است. ادامه گسل پیرزال، گسل تنگه مندان است و اکثر این گسل ها امکان ایجاد کارستهای موجود در سنگ های آهک سازند سروک را در منطقه افزایش داده است. ساختمانهای چین خورده اغلب دارای شیب تند در جهت جنوب غربی همراه با به هم ریختگی تکتونیکی هستند، در صورتی که بخشهای مرکزی تاقدیس های کوه نیل و کوه سیاه به سمت شمال شرق پرشیب تر هستند و این احتمالاً به واسطه  تغییرات بعدی ساختمانهای چین خورده می باشد. همچنین وجود گسلهای متقاطع در تنگ پیر زال و تنگ مندان و نیز ریزشهای سنگی عظیم در دامنه جنوب غربی کوه نیل امتداد ان را در جهت غرب، جنوب غرب- شرق، شمال شرق قرار داده است. چین­های فوق الذکر گاهی عمودی بوده به طوری که صفحه محوری آنها تقریباً قائم می­باشد و معمولاً با جابجائی های  کمی مورب مشخص می­شوند، حتی به طور محلی به صورت چینهای خوابیده بوده به طوری که زاویه شیب سطح محوری آنها کمتر از 45 درجه بوده  و عموماً در دامنه های ساختمانهای بزرگ چین خورده دیده می­شود نظیر آنچه که در دامنه های جنوب غربی کوههای سیاه و نیل به چشم می­خورد. در تاقدیسهای موجود در منطقه مورد مطالعه، گسلهایی در جهت عمود بر محور چینها مشاهده می شود که دره ها و تنگه های گسلی موجود در منطقه نتیجه عملکرد آنها است. این گسلها عمدتا دارای امتداد شمالی-جنوبی تا شمال شرقی-جنوب غربی هستند و بروی برونزد گروه بنگستان به خصوص سازندهای سروک و ایلام تاثیر دارند. گسلهای هم زمان با چین خوردگی، که عموما به موازات محور چینها می باشند تخریب سازندهای جوانتر را در گستره مورد مطالعه باعث می شوند.

 

شکل 2-8: پراکندگی گسل های ایران و موقعیت گسل اصلی زاگرس و شهر دهدشت نسبت به این گسل

شکل 2-9: نقشه زمین شناسی منطقه مورد مطالعه (اقتباس از زراسوندی و همکاران 1390)

2-12 چینه شناسی سازند های سروک و ایلام دربرش های الگو:

2-12-1 سازندآهکی سروک

درگذشته به اين واحد سنگی، سنگ ‎آهك‎های دارای هیپوریت (Hippurites)، سنگ ‎آهك ‎های روديست ‎دار و سنگ‎ آهك لشتكان گفته می‎ شد. ولی با اندازه‎گيری برشی درتنگ سروک در (لیکک بهمئی )درشمال بهبهان، نام سازند سروک جايگزين نام‎های پيشين شد(James and Wynd, 1965) . کم عمق شدن دریا در اواخر آلبین تا سنومانین با رسوبگذاری سنگ آهک های کم عمق سازند سروک در پهنه وسیعی از حوضه زاگرس آغاز می شود. در نواحی ساحلی فارس و خلیج فارس در طی سنومانین یک واحد شیلی توسعه یافته ای وجود دارد که به نظر می رسد درتداوم با شیل احمدی درعربستان است. بالا آمدگی ناحیه ای در پایان سنومانین موجب فرسایش بخش های بالایی سنگ آهک های آشکوب سنومانین بخصوص درنواحی پلاتفرم فارس و بندرعباس شده است به طوری که تنها 30 متراز کربنات های آلبین تا سنومانین باقیمانده است (مطیعی، 1382). سازند سروک در پهنه وسیعی ازحوضه زاگرس تشکیل شده است. این سازند در ناحیه لرستان رخساره ای عمیق دارد و شامل سنگ آهک رسی تیره رنگ و نازک لایه، همراه با میکروفسیل های پلانکتونیک فراوان است. در رسوبات آلبین–تورونین ناپیوستگی فرسایشی اثبات شده است و قدیمی ترین آن مربوط به قاعده این ردیف در نواحی جنوبی فارس و بندرعباس است. ناپیوستگی فرسایشی دیگر بعد ازسنومانین است که به استثنای لرستان درسایر نواحی زاگرس دیده می شود. بالاخره ناپیوستگی فرسایشی بعد از تورونین که آن هم به استثنای لرستان از سایر مناطق گزارش شده است (فرزدی، 1371؛ مطیعی، 1382). وجود ناپیوستگی فرسایشی، پس از سنومانین در میان سازند سروک سبب شده تا این سازند به دو بخش سروک پایین (سنومانین) و سروک بالایی (تورونین) تقسیم شود (آقانباتی، 1383). سازند سروک در برش الگو با ضخامت 5/821 متر از لحاظ سنگ شناسی شامل سه قسمت است (James and Wynd, 1965). قسمت زیرین با 5/254 متر از سنگ آهک خاکستری و سنگ آهک رسی با میان لایه های نازک خاکستری تیره مشخص می شود و حاوی آمونیت و میکروفسیل هایی نظیرCalcisphaerulids , Rotalipora sp. , Hedbergella sp. , Ticinella sp.  است. قسمت میانی با 524 متر سنگ آهک توده ای با رنگ قهوه ای روشن با قطعاتی از رودیست ها و آثاری از ندول های چرتی در قاعده و بخش میانی و لایه بندی مورب دربخش میانی است. این قسمت حاوی میکروفسیلهایی نظیرCalcisphaerulids, Praealveolina, Ovalveolina sp., Cisalveolina sp., Nezzazata sp., Dicyclina sp.  است. بخش بالایی با ضخامت 43 متر شامل سنگ آهک های ضخیم لایه برشی شده و آغشته به اکسیدهای آهن است و حاوی آمونیت های Doivileiceras sp., Mortoniceras sp., Puzosia denisooni , Shareiceras laticlavium , Acanthoceras sp., Schloenbachia sp., Metoicoceras sp. cf. M. whitei , Prionotropis sp., Coilopoceras sp., Hoplitoides sp.  است. براساس فسیل های مشخص شده سن سازند سروک از آلبین تا تورونین درنظرگرفته شده است (James and Wynd, 1965). سن این سازند در برش های مختلف براساس تاخیر در رسوبگذاری و فرسایش متفاوت است (مطیعی، 1382). رخساره پلاژیک سازند سروک بیشتر در زیرپهنه لرستان دیده می شود و قرار گرفتن آن در بین رخساره های کم عمق تر نشانه وجود حوضه های عمیق و کم عمقی است که در آنها رخساره سروک تشکیل شده است (Ziegler, 2001). مرز پایینی سازند سروک در برش الگو به صورت تدریجی و پیوسته با سازند کژدمی است و مرز بالایی آن با مارن ها وشیل های گورپی با سطح دگرشیبی همراه است. در ناحیه فارس داخلی سازند سروک با دو واحد سنگ شناسی، شیل احمدی و سنک آهک مدود معرفی شده است (مطیعی، 1382). سازند سروک به دلیل دارا بودن قابلیت های مخزنی و توان هیدروکربوری بالا بعد از سنگ آهک آسماری مهمترین سنگ مخزن حوضه زاگرس است (افشار حرب، 1380).

 

2-12-2 سازند آهكی ايلام :

سازند ايلام دو رخساره عميق و كم عمق دارد. برش الگوی اين سازند كه نشانگر رخساره‎های عميق است و در بخش شمال غربی كبيركوه در12 كيلومتری شهرستان ايلام اندازه‎گيری شده است. در اين برش سازند ايلام شامل 190 متر سنگ آهك‎های رسی دانه ريز پلاژيك خاكستری رنگ با لايه ‎‎بندی منظم و ميان‎ لايه‎های نازك شيل، به سن سانتونين-كامپانين است. وجود نمونه های سنگی هماتيتی شده درقاعده برش الگو، نشانگر ناپيوستگی رسوبی است كه ممكن است مربوط به سازند سروک و يا سورگاه  باشد. در مناطقی هم که ایلام با رخساره ای نریتیک توسعه یافته مستقیما بر روی سازند سروک قرار می گیرد. سازند های سروک و ایلام نریتیک توسط استنلی (Stoneley, 1974) تحت عنوان سازند بنگستان معرفی شده است. مرز بالايی آن با سازند گورپی پیوسته است. رخساره های كم عمق سازند ايلام در فارس و خوزستان گسترش دارد و شامل سنگ ‎آهك‎های با سن سانتونين تا كامپانين است (مطیعی، 1382). به طورکلی در زیر پهنه لرستان سازندهای مختلف دارای رخساره های زیستی متفاوتی هستند. سازند گرو در این زیرپهنه عمدتا حاوی رادیولر است که به نام رخساره زیستی  Radiolaria flood zone معرفی شده است. همچنین رخساره سازند سروک در این زیر پهنه حاوی میکروفسیل های الیگوستژینید است که تحت عنوان رخساره Oligosteginids facies معرفی می شود. همچنین سازند سروک (مخصوصا بخش های بالایی سازند سروک). در زیرپهنه لرستان حاوی رخساره دیگری به نام زون تجمعی Helvetoglobtruncana helveticaHedbergella assemblage zone است. سازند سورگاه نیز در قسمت های پایین به طور فراوان حاوی فرامینیفرا پلانکتونیک کارن دار مانند جنس  Marginotruncanaاست. به همین دلیل این زیرپهنه را زون تجمعی Marginotruncana schneegansiMrginotruncana sigali  نام داده اند. سازند ایلام نیز در این زیرپهنه حاوی تجمعات مختلفی از فرامینیفرا پلانکتونیک دارای دوکارن نظیر     Globotruncanaاست. در نتیجه این سازند حاوی زون تجمعی Globotruncana ventricosa–Dicarinella  concavata-Globotruncana carinata assemblage zone  است (Wynd, 1965)  .

 

 

 

 

2-13 چینه شناسی سازند های موجود در منطقه مورد مطالعه:

چینه شناسی سازندهای تشکیل دهنده رشته کوه های زاگرس به دقت توسط Mes & Wynd و دیگران در سال 1965 و شرکت نفت مطالعه شده است. در محدوده مورد بررسی نیز توسط سازمان زمین شناسی کشور بررسی هایی بعمل آمده است. چینه شناسی سازندهای رخنمون یافته در محدوده مورد مطالعه برای بوکسیت بشرح جدول (2-1) می باشد.

 

جدول 2-1: سازندهای تشکیل دهنده موجود در منطقه مورد مطالعه (چمن آرا و رستم نژاد)

زمان سنگ شناسی سازند
کوارترنری آلوویوم(رسوبات رودخانه ای)، تراس های رودخانه ای و زمین لغزش ها (QU) کوارترنری
الیگوسن-میوسن سنگ آهک (As) آسماری
ائوسن-پالئوسن مارن و آهک مارنی در بخش بالایی و شیل آهکی و آهک های فسیل دار در بخش پائینی (Pa) پابده
کامپانین- ماستریشتین آهک مارنی و شیل آهکی (Gp) گورپی
سانتونین-کامپانین آهک های نودولار و توده ای (Im) ایلام
تورونین-کایناسین بوکسیت رخنمون یافته در بخش بالایی سازند سروک (Bx) بوکسیت
سنومانین-تورونین آهک های توده ای (Sv) سروک

شکل 2-10: دورنمایی از کانسار بوکسیتی و سازند های موجود در گستره مورد مطالعه (نگاه به سمت شمال)

 

2-13-1 سازند سروک

آهک های این سازند همراه با آهک های جوانتر سازند آسماری از عناصر اصلی توپوگرافی در منطقه مورد برسی بوده و ارتفاعات برجسته منطقه را تشکیل می­دهند. آهک های سروک ضخیم لایه تا ماسیو و با فاسیس نرتیک بوده و در سطح هوازده به رنگ خاکستری روشن و در سطح شکست تازه به رنگ های سفید خاکستری تا زرد مایل به بژ بوده و معمولاً خورده های فسیل رودسیت و هیپوریت و رگچه های سفید و نازک کلسیتی در آنها دیده می­شوند. ضخامت لایه ها از چند سانتی متر تا 10متر و در بخش بالایی معمولاً بین 12-2 متر است که به طور محلی همراه با نودول های چرتی- آهنی همراه می­باشد. در بعضی موارد نیز در سنگهای با سطح شکست تازه حفرات کوچکی به ابعاد از چند میلیمتر تا چند سانتی متر دیده می­شوند که معمولاً با کلسیت پر شده است. این حفرات معمولاً در بخشهای هوازده بیشتر بوده و هرچه به سطح نزدیکتر باشند ابعاد آنها نیز بیشتر شده و به اشکال گوناگون دیده می­شوند. آهک های توده ای در امتداد شکافها بیشتر هوازده شده و فرورفتگی هایی به عمق چند سانتی متر تا چند متر را بوجود آورده که معمولاً به اشکال گرد شده و یا با کناره های تند دیده می شوند که در اغلب موارد با یکدیگر ارتباط داشته و بدین ترتیب حفرات بزرگتر با قطر تا چند متر را تشکیل میدهند، حتی با وجود هوازدگی نیز غالباً آهک های  این سازند بسیار متراکم بوده و باسطح شکست کونکوائیدال می­شکنند. در منطقه سرفاریاب سوراخ های عمیق و خالی از مواد و یا جربان در سطح سنگهای این سازند غالباً به چشم می­خورد. در ساختمانهای تاقدیسی سطح سازند سروک به صورت شکاف­ها دره­های تنگ و عمیق فرسایش یافته است که بیشتر در امتداد شکافها و زون­های گسلی بوجود آمده­اند. آهک های این سازند بواسطه بافت دانه ریز و بیشتر کارستی شدن سطح آن و نیز شکل و اندازه بلوک های فرسایش یافته از سازند ایلام در منطقه مورد مطالعه متمایز می­گردند. در کف، آهک­های سروک برش مانند و کمی متامورف می­باشد و بواسطه نفوذهای محلول­های فرورو از طریق درز و شکاف­ها منظره­ای جزیره مانند پیدا کرده است. آهک­ها کمی متامورف شده معمولاً رنگ مایل به سبز، زرد و صورتی داشته در حالی که رنگ مجاری فرو رو سفید، زرد و قرمز آجری است. گاهی بطور موضعی آهک­های بخش بالایی سازند سروک عمیقاً هوازده، شسته شده از کربنات کلسیم و اشباع شده از انکلوزیون­های آهندار با رنگهای کرم مایل به زرد دیده می­شود. در چنین نقاطی به نظر می­رسد درنتیجه چین­های ناهماهنگی که در بخش اصلی سازند که احتمالاً بر اثر وجود پوسته رسی- آهکی بین سازندهای سروک و ایلام به وقوع افتاده سنگ دارای اغتشاشاتی می­باشد چون تاکنون پی سطح فرسایشی در جایی رخنمون نیافته است.. دگرشیبی بین سازندهای سروک و ایلام بوسیله رخنمون­های بوکسیتی واقع در سطح سازند سروک و یا بوسیله پوسته رسی- آهکی بخش پائینی سازند ایلام مشخص می­گردد. عمر نبود رسوبی پس از سازند سروک و پیش از سازند ایلام به حدود 10 میلیون سال تخمین زده می­شود که در آن فعالیت­های خشکی­زایی بدون هیچگونه چین خوردگی صورت گرفته است. این مسئله با ایجاد کارست­های کوچک و ضعیف در سازند سروک و تشکیل رسوبات رسی، بوکسیت­زایی، فرسایش و پیشروی بعدی دریا با رسوبگذاری سازند ایلام قابل درک است. خروج ارتفاعات از آب دریا معمولاً اتفاقی بوده و لذا فرورفتگی­های فرسایشی حاصله جزئی و کوچک بوده است. بنظر می­رسد که مرفولوژی از زون­های تکتونیکی به وقوع افتاده در آهک­های سروک، در امتدادی که کارستیفیکاسیون انجام شده است و نیز رسوبگذاری بعدی بوکسیت تبعیت می­نماید. حداکثر پهنای بوکسیت رخنمون یافته 6-5 متر می­رسد در این باره فرو رفتگی­های قبل از سازند ایلام و حتی بوکسیت­های فرسایش یافته روی ارتفاعات می توانند گواه خوبی باشند (شکل 2-11، نماهای مختلفی از آهک های سازند سروک و کانسار بوکسیت موجود در منطقه مورد مطالعه).

 

گسترش رسوبات کرتاسه در ایران

کرتاسه در ایران

گسترش رسوبات کرتاسه در ایران بسیار زیاد است. شروع رسوبگذاری کرتاسه در ایران به بعد از خاتمه حرکات سیمیرین پیشین و فاز فرسایشی بعد از آن نسبت داده شده است. تحت تاثیرحرکات مزبور، دریا از بسیاری از مناطق شمالی و مرکزی عقب نشینی کرده است. آثار این پسروی ها در برخی نقاط نامشخص و در برخی دیگر با رسوبات تخریبی قاره ای مشخص است. تنها در مناطقی نظیر زاگرس، بعضی از نقاط البرز، جنوب سبزوار و تالش فاز مذکور اثر چندانی نداشته و رسوبگذاری از ژوراسیک تا کرتاسه پیوسته بوده است. در اوایل تا اواسط کرتاسه دریای کم عمقی بیشتر نقاط ایران را فرار می گرفته است. سن این پیشروی ها از زمان بارمین– آپسین است. فاز کوهزایی اتریشین (Autrichien) بعنوان فاز کوهزایی اواخر آلبین زمین های کرتاسه را تحت تاثیر قرار داده است. کم عمق شدن حوضه، بالا آمدگی کف حوضه و دگرشیبی زاویه دار از اثرات این فاز کوهزایی بوده است، همچنین عدم رسوبات آلبین، فعالیت های آتشفشانی و تغییرات رخساره ای در حد فاصل آپسین–آلبین درالبرز از دیگر اثرات این فاز کوهزایی است ( صادقی، 1378). در اوایل کرتاسه پسین به دنبال فاز کوهزایی اتریشین، دریای پیشرونده سنومانین اکثر مناطق ایران را پوشانده است، به طوری که رسوبات سنومانین اکثرا آواری و یا از نوع رسوبات کم عمق هستند. حرکات کوهزایی و خشکی زایی فاز ساب هرسینین (Sub-Hercynian) سبب فرسایش رسوبات تورونین–کنیاسین شده و یا منجر به عدم رسوبگذاری شده است. پیشروی مجدد دریا در زمان سانتونین بیشتر نقاط ایران را در برگرفته است و رسوبات رسی–آهکی با رخساره نریتیک تا عمیق نتیجه این پیشروی است. در زمان‌های کامپانین تا مائستریشتین دریا در بیشتر نقاط ایران با رخساره مارنی نریتیک تا عمیق حضور داشته است. درمنطقه جندق و بیابانک یک فاز نسبتا شدید در حد فاصل مائستریشتین پیشین–پسین رخ داده است که باعث نبود رسوبگذاری در این مناطق شده است (شمیرانی، 1363). زمین های کرتاسه پسین تحت تاثیر حرکات کوهزایی لارامید قرار گرفته اند. شدت این حرکات در مناطق جنوبی و جنوب غربی ایران و منطقه کپه داغ بیشتر بوده به طوری که در مناطق شمالی و مرکزی ایران منجر به تشکیل یک دگرشیبی زاویه دار و در مناطق جنوبی و جنوب غرب ایران موجب انفصال رسوبگذاری و درشرق ایران (کپه داغ) سبب حرکات خشکی زایی شده است (آقانباتی، 1385).

سنگ‎آهك‎ های اربیتولینا دار (Orbitolina) مشخص ترین رديف ‎های كرتاسه پايينی ايران هستند كه در البرز (سازند تيزكوه)، كپه‎ داغ (سازند تيرگان)، ايران مركزی (سازند های غیررسمی تفت و شاه ‎كوه) و زاگرس (سازندهای فهليان و داريان) گسترش درخور توجهی دارند. در گستره‎های وسيعی (به جز حوضه فليشی زابل–مكران)، سنگ ‎آهك ‎های اربیتولینا دار(Orbitolina) بارمين-آپتين با گذرتدريجی و گاهی ناپيوسته (زاگرس) به رسوبات شيلی-مارنی سبز-خاكستری حاوی آمونيت‎های نوع بودانتی سراس(Beudanticeras) به سن آلبين ختم می شوند که در زاگرس سازند كژدمی، درايران مركزی سازند غیر رسمی دره زنجير و دركپه‎ داغ سازندهای سرچشمه و سنگانه نامگذاری شده‎اند. درمناطقی كه چرخه‎های فرسايشی وابسته به رخداد اتریشین (Autrichien) شديد باشد شيل‎‎های آلبين وجود ندارند. نهشته‎های كرتاسه بالايی ايران ويژگی‎ های رخساره‎ای يكسان ندارند و به نظر می رسد كه برخلاف شرایط يكسان رسوبی كرتاسه پايينی حوضه‎های رسوبی كرتاسه بالايی از يكديگر جدا بوده‎اند و بر هر حوضه شرايط ويژه‎ای حاكم بوده است. به همين جهت، واحدهای سنگ‎ چينه ‎ای كرتاسه بالايی ايران، به جز زاگرس و كپه داغ، نامگذاری نشده‎اند و يا نام‎های محلی دارند. يكی از ويژگی‎های كرتاسه پسين ايران تكرار حركت‎های زمين ‎ساختی وابسته به رخداد‎ های قابل قیاس با چرخه ساب هرسی نين است. به همين دلیل است كه وقفه‎های رسوبی و چرخه‎های فرسايشی درون تشكيلاتی در رديف‎های كرتاسه بالای ايران مكرر است. آخرین ايست رسوبی كرتاسه در زمان پس از مائسترشتين صورت گرفته كه قابل قياس با رخداد لارامید است و كرتاسه را به پايان برده است (آقانباتی، 1383). دراکثر نقاط ایران مرکزی در طی آلبین–تورونین، نبود رسوبگذاری وجود داشته و نقاطی هم که رسوبات معادل با سازند های گروه بنگستان وجود دارد تاکنون نامگذاری نشده اند. درایران مرکزی درناحیه کلاه قاضی اصفهان ردیف های آهکی گلوکونیت دار، در ناحیه بازیاب (روستایی درشرق بیاضیه از توابع خور-بیابانک) سازند غیررسمی آهکی دبرسو معادل با بخشی از سازند سروک است. درناحیه خاصه تراش (50 کیلومتری شمال شرقی اصفهان به طرف اردستان) سه نبود رسوبگذاری طی آلبین-تورونین کاملا مشخص است. در حوضه کپه داغ سازند آیتامیر را معادل با رسوبات سازند سروک می دانند و در حوضه البرز نیز ردیف های آهکی معادل با رسوبات سروک وجود دارد. به عنوان مثال در ناحیه کوه پایه شرق تهران ردیف های از کنگلومرا با سیمان آهکی و آهک های بریوزوا و جلبک دار (K2a (C1, C2, و در البرز شمالی نیز ردیف هایی ازلایه های آهکی وجود دارد که معادل با بخش های بالایی سازند سروک هستند (Dellenbach, 1964 Steiger, 1966;) (شکل 2- 6).

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

کانسار بوکسیتی

مطالعات صحرایی

با توجه به اينكه کانسار بوکسیتی مورد مطالعه سطح الارضي است مطالعات صحرايي برای درک و تحليل زمين شناسي منطقه ضرورت دارد. با استفاده از نقشه های زمین شناسی و عکس های هوایی شهرستان دهدشت بهترین رخنمون ها از نهشته های بوکسیتی در یال شمالی تاقدیس کوه سیاه  ویال جنوبی تاقدیس مندان انتخاب شد. سپس این رخنمون ها پیمایش، و موقعیت آنها نسبت به سازند های همجوار آنها مشخص شدند. در ادامه، با انجام بررسیهای صحرایی و با نگرشی ویژه بر زمین شناسی اقتصادی، نمونه برداریهای لازم انجام شد. قریب به 50 نمونه 1 کیلوگرمی از بوکسیت های مورد مطالعه و با پراکنش مطلوب در بخش های مختلف شمالی، جنوبی و مرکزی این لنزها برداشته شد. نمونه های برداشته شده در آزمایشگاه شرکت کانساران بینالود تحت آنالیز XRD و XRF قرار گرفت. ترکیب کانی شناسی نمونه های مورد بررسی به روش پراش پرتو ایکس (XRD) و ترکیب شیمیایی نمونه ها، به روش فلوئورسانس پرتو ایکس (XRF) در آزمایشگاه تحقیقاتی شرکت کانساران بینالود تعیین شد. درصد عناصر اصلی تشکیل دهنده این نمونه های بوکسیتی،عناصر ردیاب 22عنصری و وزن مخصوص هر کدام از آنها محاسبه شد. همچنین برای بررسی خصوصیات پتروگرافی کانسار بوکسیتی مورد مطالعه، این عدسی های بوکسیتی پیمایش شدند. باتوجه به اینکه این کانسار بوکسیتی بین سازندهای سروک به عنوان کمر پایین و سازند ایلام به عنوان کمر بالا قرار گرفته است این دو سازند هم مورد بحث و بررسی قرار گرفته است. برای برداشت نمونه های پتروگرافی مترکشی های لازم انجام شد و در جهت عمود بر امتداد لایه ها نمونه برداری های لازم انجام گرفت. برای این مرحله از انجام این تحقیق قریب به 42 نمونه سنگ از سازند های سروک در پایین لنزها و کانسار بوکسیتی در وسط و سازند ایلام در بالای این لنزها برداشته شد. نمونه های سنگی برداشته شده به آزمایشگاه برده شد و از آنها مقطع نازک (Thin section) و 30 مقطع صیقلی (پالیش ) تهیه شد.

 

1-5-3 مطالعات و روش آزمایشگاهی

در پی انجام بررسی‌های صحرایی و نمونه برداریهای لازم، 42 مقطع نازک(Thin section) از نمونه های آهکی سازند های سروک و ایلام و نمونه های بوکسیتی  از منطقه مورد مطالعه تهیه شد و در آزمایشگاه بوسیله میکروسکوپ پلاریزان زمین شناسی برای تشخیص اجزاء سنگی، درصد آنها و نامگذاری سنگ‌ها  براساس تقسیم بندی فولک ودانهام استفاده شد. در مقاطع میکروسکوپی، مواردی چون نوع، ترکیب کانی شناسی، اختصاصات سنگ شناسی نمونه های برداشته شده، مورد مطالعه قرار گرفته است. همچنین تعداد30نمونه مقاطع صیقلی تهیه شد ه مورد مطالعه و بررسی کانیهای فلزی  واُپک موجود و همراه بوکسیت قرار گرفت.

ژئومورفولوژی

جغرافیای طبیعی و اقلیم

تنوع آب و هوايي استان کهگیلویه و بویراحمد به دليل شرايط خاص اقليمي در خور توجه است. این استان منطقه کوهستانی و نسبتا مرتفعی است که کوه‌هاى زاگرس با رشته‌هاى موازى، ‌ سراسر شمال و شرق و کوه‌هاى سياه و سفيد، خومى، خائيز و نيل جنوب شرقى آن را در بر گرفته‌اند. بلندترين نقطه استان قله دنا با ارتفاع ۴۴۰۹ متر و پست‌ترين ناحيه آن ليشتر به ارتفاع ۵۰۰ متر از سطح دريا مى‌باشد. رودخانه‌هاى مارون، ‌ بشار، زهره، خرسان و نازمکان از اين استان عبور مى‌کنند و ارتفاعات آن، سرچشمه‌ تعدادى از رودخانه‌ها است. چهار پنجم مساحت منطقه از ارتفاعات و تپه ماهورها تشکيل شده است. در مناطق سردسير، ارتفاعات بلندتر و تپه ماهورها بيشتر و در مناطق گرمسير ارتفاعات کوتاه‌تر و تپه ماهورها نيز کمتر است. دشت‌ها نيز حدود يک پنجم از مساحت استان را تشکيل مى‌دهند و معمولاً عمده اراضى کشاورزى در دشت‌ها واقع شده است. با توجه به شرایط جغرافیایی این استان هرچه در امتداد اصلی کوههای زاگرس، از شمال شرق به جنوب غرب نزدیکتر شویم، از ارتفاع کوهها و مقدار بارندگی و رطوبت هوا به طور محسوسی کاسته می شود. این وضعیت استان را از لحاظ آب و هوا به دو قسمت تقسیم کرده است:

الف) ناحیه گرمسیر: این ناحیه در قسمت جنوب غرب و غرب استان با وسعتی بیش از 8000 کیلومتر مربع واقع شده و آب وهوای گرم و نیمه خشکی دارد. باران اين منطقه از آبان ماه آغاز مى‌شود و تا ارديبهشت ماه به تناوب ادامه مى‌يابد. در مقايسه با ناحيه سردسير، ميزان بارندگى در اين قسمت نسبتاً کم است. همچنين در اين مناطق يخبندان به ندرت اتفاق مى‌افتد. کانسار بوکسیتی مورد مطالعه در این ناحیه قرار گرفته است.

ب) ناحیه سردسیر: اين ناحيه با وسعتى بيش از ۶۵۰۰ کيلومترمربع با ارتفاع متوسطى در حدود ۲۱۰۰ متر از سطح درياى آزاد، در شمال و شرق استان و در مجاورت استان‌هاى فارس، اصفهان و چهارمحال و بختيارى واقع شده است. دماى متوسط اين ناحيه از ۳۶ درجه سانتى‌گراد در گرم‌ترين ماه‌هاى سال تا ۱۰ درجه زير صفر در فصل سرما متغير است. بارش اين ناحيه نيز معمولاً از آبان‌ ماه شروع و تا ارديبهشت ماه به تناوب ادامه مى‌يابد و بيشتر بارش آن به صورت برف است. اين قسمت از استان که در واقع جنوبى‌ترين بخش زاگرس مرطوب است با جنگل‌هاى وسيع و زيباى بلوط پوشيده شده و سرچشمه رودهاى بزرگ و پرآبى مانند کارون و مارون است. فصل يخبندان منطقه در بعضى از نقاط شهريور آغاز شده و تا اواخر اسفندماه ادامه مى‌يابد.

 

1-3-3 ژئومورفولوژی

ژئومورفولوژی عبارت است از علم اشکال زمین. در این علم علاوه بر اینکه اشکال هندسی ناهمواریها، پستی‌ها  و بلندی‌های روی زمین بررسی می‌شوند، ویژگی‌های توپوگرافی نیز با دقت مورد مطالعه و تحقیق  قرار می‌گیرد. تپه‌ها، دره‌ها، دشت‌ها، سواحل، صخره‌ها، به عنوان اشکال ژئومورفولوژیک شناخته می‌شوند. اگرچه بیشتر این اشکال در اثر فرسایش و یا رسوب گذاری بوجود می‌آیند ولی بعضی از آنها در اثر عملکرد نیروهای درونی زمین می‌باشند. مورفولوژی یک منطقه توسط عوامل مختلفی شکل می‌گیرد. تأثیر این عوامل در ایجاد اشکال توپوگرافی مثبت و یا منفی به ساختمان زمین شناسی زیرین منطقه، تعداد و نوع عوامل زمین شناسی، همچنین به مدت زمان اعمال این فرایندها بستگی دارد(Lahee,1952). ارتفاعات کوه های بخش شمالی گستره مورد مطالعه که شامل آهک‌های سازند آسماری است به دلیل لیتولوژی آن که اغلب از سنگ‌های آهکی مقاوم و سخت در برابر عوامل فرساینده تشکیل شده، برجستگی و قله های مرتفعی را تشکیل داده است. همچنین وجود سازندهای آهکی سروک و ایلام به دلیل لیتولوژی آنها که اغلب از سنگ های آهکی ضخیم تا متوسط لایه تشکیل شده، برجستگی ها و قله های مرتفعی را در بخش جنوبی این کانسار بوکسیتی تشکیل داده است. منطقه مورد مطالعه شامل تاقدیسهای کوه سیاه و کوه نیل وتاقدیس مندان می باشد. از نظر مورفولوژی کوه نیل که در بخش شمالی این کانسار بوکسیتی واقع شده است نسبت به بقیه کوه های موجود در منطقه مشخص تر می باشد. ارتفاع بلندترین نقطه از سطح دریا 3535 متر است. تاقدیس کوه نیل دارای یک روند شمال غرب و جنوب شرق می باشد. علاوه بر تاقدیس کوه نیل، تاقدیس کوه سیاه از دیگر تاقدیس های موجود در منطقه مورد مطالعه است که جنس عمده این تاقدیس سازندهای آهکی ایلام و سروک می باشد که این سازندها توسط طبقات جوانتر سازندهای پابده و گورپی پوشیده شده که نسبت به بقیه سازندها فرسایش پذیرتر می باشند. سازندهای پابده و گورپی به دلیل لیتولوژی شیلی و مارنی آنها، نقاط پست تر و کم ارتفاع تری را در منطقه تشکیل داده اند. (نقشه زمین شناسی 1:100000 دهدشت).

 

1-3-4 موقعیت تاریخی و فرهنگی

كهگيلويه از سه كلمه «كوه»، «گيل» و «اويه» تركيب يافته است. از آن جا كه كلمه «او» پسوند مالكيت است، بنابراين معناي اين نام «منطقه كوهستاني گيل» است. استرابون جغرافي‎دان مشهور يونان باستان كهگيلويه را بخشي از خاك اوكسي‎ها ( نام هخامنشي خوزستان ) مي‎داند. در دوره ساسانيان، قباد ساساني ارگان ( ارجان ) را در قسمت دشتي آن بنا نهاد كه «قباد خوره» ناميده مي‎شد. مناطق كوهستاني آن را نيز «رم زميگان » مي‎ناميدند. در دوران بعد از اسلام «قباد خوره» به نام شهرحاكم نشين آن ولايت ارگان ( ارجان )، و مناطق كوهستاني آن«رم زمينگان» به كهگيلويه شهرت يافت. در قرن‎هاي بعد كه شهر ارگان ويران شد افشارها و لرها سراسر آن را تصرف كردند. تمامي ‎اين خطه كهگيلويه و قسمت كوهستاني آن «پشت كوه» و سمت دشتي آن «زيركوه» ناميده شدند. استان كهگيلويه و بوير احمد در گذشته‎اي نه چندان دور جزو يكي از بلوک‎هاي مملكت فارس و شامل دو قسمت شمال خاوري – كه آن را سردسير و كوهستاني و پشت كوه – و قسمت جنوبي و باختر- كه آن را نره كوه و بهبهان مي‎ناميدند بوده است. كهگيلويه در زمان‎هاي قديم، جزو لرستان بزرگ به شمار مي آمد. استان‌ كهگيلويه‌ و بويراحمد در گذشته‌اي‌ نه ‌چندان‌ دور جزء يكي‌ از بلوك‌هاي‌ مملكت‌ فارس‌ و مشتمل‌ بر دو قسمت‌ شمال‌ شرقي‌ كه‌ آن‌ را سردسير و كوهستاني‌ و پشت‌ كوه‌ و قسمت‌ جنوبي‌ و غرب‌ بود كه‌ آن‌ را نره‌ كوه‌ بهبهان‌ مي‌ناميدند. به‌ استناد كتاب‌ (ممسني‌ در گذرگاه‌ تاريخ‌) مردم‌ لرستان‌ ، كهگيلويه‌ و بويراحمد ، ممسني‌ و حتي دشتستان‌ بوشهر با گذشته ‌تاريخي‌ مشترك‌ از يك‌ نژاد هستند و با يك‌ زبان‌ صحبت‌ مي‌كنند و آداب‌ و رسوم‌ و فرهنگ‌ مشابهي‌ دارند. كنش‌هاي‌ فرهنگي‌ مردم‌ كهگيلويه‌ و بويراحمد از روابط‌ اجتماعي‌ موجود مبتني‌ بر نظام‌ عشيره‌اي‌ متأثراست‌. در اين‌ نظام‌ فرهنگي‌ تمام‌ رفتارهاي‌ اجتماعي‌ و فرهنگي‌ مردم‌ تحت‌ تأثير مستقيم‌ روابط‌ قبيله‌اي‌ وعشيرتي‌ قرار دارند.

1-4 گذری بر مطالعات پیشین

نام بوکسیت از دهکده Baux در جنوب فرانسه گرفته شده و باتوجه به تعریف باردوئی به سنگ رسوبی یا باقیمانده Residual که بیش از 50% اکسید و هیدروکسیدهای آلومینیم، آهن و تیتانیوم و کانی های آلومینیوم بیش از کانیهای دیگر باشد گفته می شود. همچنین بنابه گفته باردوئی (Bardossy, 1982) بوکسیت به سنگ های برونزاد و غنی از آلومینیم که از کانی های ریز بلور گیبسیت، دیاسپور و بوهمیت حاصل شده گفته شده است. کانسارهای بوکسیت به عنوان مهم ترین منبع تامین کننده آلومینیم، گالیم و عناصر نادر خاکی در جهان شناخته شده اند (Laskou et al., 2005). کانسارهای بوکسیتی از نظر زمین شناسی، کانی شناسی، ژئوشیمی و پیدایش، توسط پژوهشگران مختلفی مورد مطالعه قرار گرفته اند(Temur&Kansun 2006, Calagari&Abdini 2007, Merino & Banerjee 2008, Muzaffer Karadag et al., 2009, .Liu et al., 2010, Retallack 2010) اولین مطالعات انجام شده بروی عدسیهای بوکسیتی موجود در منطقه سرفاریاب توسط صمیمی نمین و همکاران (1966 تا 1972) بوده که بوکسیت های این منطقه را به عنوان بوکسیت های به سن کرتاسه زاگرس معرفی نمودند و جمعا 72 عدسی بوکسیتی را در منطقه شناسایی کردند.ازسال(1972تا1984)شرکت Strogexport کشور چک در منطقه سرفاریاب بعد از مطالعات صمیمی نمین تعداد لنزهای شناخته شده را به 129 لنز رساندند. نتایج آنالیزهای شمیایی نمونه های برداشته شده از این عدسی های بوکسیتی نشان داد که این بوکسیت ها در مقایسه با سایر بوکسیت های ایران از مطلوبیت بیشتری برخوردارند. حجازی (1387) به بررسی سنگ مادر ژئوشیمی کانسار بوکسیت سرفاریاب پرداخت و آن را به صورت رساله کارشناسی ارشد در دانشگاه آزاد اسلامی خرم آباد ارائه نمود. پشم فروش (1388) به بررسی بوکسیت های کرتاسه کهگیلویه پرداخت زراسوندی و همکاران(2008) به مطالعه کانی شناسی و منشاء افق بوکسیتی در برش سرفاریاب (شهرستان کهگیلویه) پرداخته اند. زراسوندی و همکاران (1389) به بررسی تغییرات ژئوشیمیایی و جرم واحدهای مختلف بوکسیتی در کانسار بوکسیت سرفاریاب، استان کهگیلویه و بویراحمد با استفاده از رفتارهای ژئوشیمیایی عناصر (Y, Zr, Ti, Al) پرداخته اند و چنین بیان نموده اند که ماده اولیه بوکسیت سرفاریاب، آرژیلیتی بوده که با توجه به برجازا بودن بوکسیت سرفاریاب، می توان آهک سروک را که حاوی ذرات رسی است، منشاء این عناصر در نظر گرفت. زراسوندی و همکاران (1390) به مطالعه شرایط نهشت، محیط رسوبی و تعیین زایش افق بوکسیتی در کانسارهای مندان و ده نو، منطقه دهدشت با استفاده از مطالعات کانی شناختی پرداخته و چنین بیان نموده اند که افق های بوکسیتی مورد مطالعه دارای دو رخساره کانیایی می باشند که شرایط محیطی تشکیل آنها متفاوت است. ،همچنین مطالعات متعددی بروی کانسارهای بوکسیتی در نقاط مختلف ایران صورت گرفته که شامل موارد زیر است.

عابدینی (1381) به بررسی زمین شناسی اقتصادی بوکسیت-لاتریت غرب شهرستان میاندوآب پرداخت و آن را به صورت پایان نامه کارشناسی ارشد زمین شناسی اقتصادی در دانشگاه تبریز ارائه نمود کلاگری و همکاران (1383) به مطالعه سنگ های دیاباز منشاء عمده واحدهای بوکسیت پرمو-تریاس در ، غرب میاندوآب، آذربایجان غربی پرداخته اند. . اسماعیلی و همکاران (1385) به مطالعه ژئوشیمی عناصر خاکی کمیاب (REE) در کانسار بوکسیتی جاجرم (شمال خاوری ایران) پرداخته اند. . مولائی و شریفیان (1385) ویژگی های زمین شناسی و اکتشافی بوکسیت جاجرم (جنوب باختری خراسان-شمال باختی خراسان بزرگ) را مورد بررسی قرار دادند. اسماعیلی و همکاران (1385) به مطالعه ژئوشیمی عناصر خاکی کمیاب (REE) در کانسار بوکسیتی جاجرم (شمال خاوری ایران) پرداخته اند.  رحیم پور بناب و همکاران(1386) پتروگرافی و ژنز کانسار بوکسیت جاجرم را مطالعه کردند. نقی زاده و همکاران(1387) به  بررسی خواص فیزیکی و مینرالوژیکی بوکسیت معدن شاه بلاغی ناحیه دماوند ایران و امکان سنجی استفاده از آن در کاربردهای دیرگذار، ویژه نامه مهندسی مواد و متالوژی پرداخته اند. معظمی گودرزی و همکاران(1387) به مطالعات شناسایی و فرآوری بوکسیت دیاسپوری کرمان پرداخته اند. عابدینی و همکاران (1388) کانی شناسی و خاستگاه نهشته های بوکسیتی پرمین در شمال سقز، استان کردستان را مطالعه نموده اند.. جعفرزاده در سال (1379) کانی شناسی کانسار بوکسیت جاجرم را مورد مطالعه قرار داد و آن را به صورت رساله کارشناسی ارشد در دانشگاه شیراز ارائه نمود. اسماعیلی و همکاران (2010) به مطالعه پتروگرافی و ژئوشیمی نهشته های بوکسیت کارستی در شمال شرق جاجرم پرداخته اند. امینی و همکاران(1390) کانی شناسی، زمین شیمیایی و پیدایش کانسار بوکسیت کارستی جاجرم را مطالعه کردندناصری در سال (1382) به بررسی ژئوشیمی کانسار بوکسیت جاجرم با نگرشی بر قابلیت ها و محدودیت ها در کاربرد صنعتی پرداخته و آن را به صورت رساله کارشناسی ارشد زمین شناسی اقتصادی در دانشگاه فردوسی مشهد ارائه نمود همچنین عابدینی و همکاران (1387) به مطالعه ویژگی های زمین شناسی-کانی شناسی و زمین شناسی عناصر کمیاب در نهشته بوکسیت آغاجری، جنوب شاهین دژ در شمال غرب ایران پرداخنه اند. کلینی و همکاران (1387) به مطالعات امکان سنجی حذف کلسیم از بوکسیت جاجرم پرداخته اند و چنین بیان نمودند که دمای لیچینگ و غلظت اسید تاثیر بسزایی در میزان حذف کلسیم در این افق بوکسیتی دارد. . ملائی و ترشیزیان (1388) به مطالعه زمین شناسی، کانی شناسی و محیط ژئوتکتونیکی بوکسیت گوش کمر در ازبک کوه ذر شرق ایران پرداخته اند و چنین بیان نمودند که بوکسیت گوش کمر از لحاظ طبقه بندی در محدوده رس بوکسیتی قرار می گیرد و مطالعات ژئوتکتونیکی نشان می دهد که بوکسیت گوش کمر در محیط حاشیه فعال قاره ای تشکیل شده است و وجود کانیهای محیط اکسیدی بیان کننده یک محیط نزدیک به ساحل می باشدملائی و ترشیزیان (1388) به مطالعه زمین شناسی، کانی شناسی و محیط ژئوتکتونیکی بوکسیت گوش کمر در ازبک کوه ذر شرق ایران پرداخته اند و چنین بیان نمودند که بوکسیت گوش کمر از لحاظ طبقه بندی در محدوده رس بوکسیتی قرار می گیرد و مطالعات ژئوتکتونیکی نشان می دهد که بوکسیت گوش کمر در محیط حاشیه فعال قاره ای تشکیل شده است و وجود کانیهای محیط اکسیدی بیان کننده یک محیط نزدیک به ساحل می باشدنصیب پور (1379) ژئوشیمی و ژنز کانسار بوکسیت هنگام (جنوب فیروزآباد) را به صورت پایان نامه کارشناسی ارشد در دانشگاه شیراز ارائه نمود.کیااشکوریان و همکاران (1390)، کانی شناسی، ژئوشیمی و خاستگاه افق بوکسیتی پرمو-تریاس سازند خوش ییلاق را در جنوب شرق آذرادشهر مورد مطالعه قرار داده اند و چنین بیان نموده اند که افق بوکسیتی خوش ییلاق از دگرسانی و هوازدگی سنگ های بازالتی حاصل شده و فراوانی زیاد کانی های سیلیکاتی بیانگر نارس بودن و زهکشی ضعیف این نهشته است..

 

 1-5 روش مطالعات

روش مطالعه بر اساس اهداف مورد نظر از سه بخش مطالعات کتابخانه ای، مطالعات صحرایی و روش آزمایشگاهی تشکیل شده است.

 

1-5-1 جمع آوري منابع و اطلاعات پيشين

این مرحله که قبل از بازدید صحرایی صورت گرفته، به بررسی و مطالعه کارهای قبلی انجام شده بر روی کانسار بوکسیتی و افق بوکسیتی پرداخته و با تهیه نقشه‌های توپوگرافی و زمین شناسی منطقه نسبت به تعیین محل این عدسی های بوکسیتی اقدام گردید. با استفاده از اینترنت و مطالعه کتاب‌ها و مقاله‌ها نسبت به جمع آوری داده‌های موجودنهشته های بوکسیتی در شمال شهرستان کهگیلویه و نقاط مختلف ایران اقدام شد. با این حال، چکیده‌ای قریب به 40 تحقیق موردی بر روی نهشته های این محدوده زمانی در سایر نقاط ایران و نواحی مختلف دنیا مطالعه گردید. با تهیه عکس‌های ماهواره‌ای منطقه (لندست) ETM و TM و با ترکیب باند های مختلف با هم و داشتن دید کلی از منطقه، و با نرم افزار Google Earth و Saspelanet به شناسایی منطقه و تطبیق موقعیت جغرافیایی به بررسی ریخت شناسی کلی منطقه پرداخته شد. همچنین با تهیه نقشه زمین ساخت منطقه نسبت به شناخت گسل‌های منطقه آگاهی لازم به دست آمد. همچنین نقشه راه جهت انتخاب بهترین مسیر برای رسیدن به منطقه جهت بازدید صحرایی انتخاب شد.