Geology

    جايگاه زمين‎شناختي ويژة اين كوه‎ها در فصل مشترك دو قارة اوراسيا و گندوانا سبب شده تا در بارة چگونگي پيدايش اين نوار چين‎خورده دو انگارة بزرگ ناوديس تتيس و زمين‎ساخت ورقي مورد بحث باشد. بررسي دو انگارة ياد شده و گفتمان در اين زمينه مي‎تواند در بيان جايگاه زمين‎شناسي ايران كارساز باشد.
  
   انگارة بزرگ ناوديس تتيس: بر اساس اين نظريه، در جايگاه كنوني كوه‎هاي آلپ – هيماليا، بزرگ ناوديسي وجود داشته است كه از اشتقاق ابرقارة پانگه‎آ شكل گرفته و زادگاه نوار چين‎خوردة آلپ – هيماليا است. در بارة بخش ايراني اين بزرگ ناوديس فرض بر آن است كه البرز، به دليل داشتن سنگ‎هاي آتشفشاني فراوان، نوعي ايوژئوسينكلينال و زاگرس به دليل نداشتن سنگ‎هاي آتشفشانـي نوعي ميوژئوسينكليـنال است كه به وسيلة تودة مقاوم ايران مركزي از يكديگر جدا بوده‎اند.
   با آغاز پژوهش‎هاي زمين‎شناختي گسترده، اين يقين به دست آمد كه انگارة بزرگ ناوديس تتيس با ويژگي‎هاي زمين‎شناختي ايران همخواني و هم‎آهنگي ندارد و ايرادات زير بر آن وارد است:
   * سنگ‎هاي منسوب به پركامبرين ايران، با وجود دگرگوني و دگرشكلي پيشرفته، آواري‎هاي انباشته شده در حوضه‎هاي كم ژرفايند.
   * رديف‎هاي پركامبرين پسين – ترياس مياني ايران، رسوبات كنار قاره‎اي هستند كه در محيط‎هاي پلاتفرمي انباشته شده‎اند. در ضمن، در اين توالي‎ ايست‎هاي رسوبي متعدد وجود دارد كه گاهي به بزرگي 40 و حتي 70 ميليون سال است بنابراين ويژگي‎هاي سنگي و محيط‎هاي رسوبي پركامبرين پسين – ترياس مياني ايران شباهتي به بزرگ ناوديس‎ها ندارد.
   * مقايسة رسوبات پالئوزوييك و مزوزوييك البرز و ايران مركزي نشان مي‎دهد كه در بسياري از زمان‎ها، رسوبات اين دو پهنه در شرايط يكساني انباشته شده‎اند و رخسارة سنگي همانند دارند. به گفتة ديگر نه ايران مركزي تودة مياني بوده و نه البرز بزرگ ناوديس.
   با تكيه برگفته‎هاي ياد شده ديده مي‎شود كه تكوين حوضه‎هاي رسوبي ايران و رويدادهاي زمين‎ساختي آن را نمي‎توان با ساخت‎هاي پيچيدة زمين ناوديس‎ها مقايسه كرد و سنجيد.
  
   انگارة زمين‎ساخت ورقي : وجود بعضي پوسته‎هاي اقيانوسي سبب شده است تا گروهي از زمين‎شناسان، جايگاه زمين‎شناسي ايران را در چارچوب زمين‎ساخت ورقي مورد تجزيه و تحليل قرار دهند. به باور اين زمين‎شناسان (اسميت، هاميلتون، 1970، كرافورد، 1972، تكين، 1972 و 0000)، در محل كنوني راندگي اصلي زاگرس اقيانوسي گسترده‎اي به نام تتيس وجود داشته كه دو قارة آفريقا – عربستان (گندوانا) و اروپا – آسيا (اوراسيا) را از يكديگر جدا مي‎كرده است. بر پاية اين انگاره، كوه‎هاي البرز و ايران مركزي، بخشي از قارة اوراسيا و زاگرس لبة شمالي سپر آفريقا – عربستان هستند. سه دليل عمدة اين ديدگاه عبارتست از:
   * تفاوت رخساره‎هاي سنگي و زمين‎ساختي رسوبات دوران دوم و سوم زاگرس با ساير نواحي ايران.
   * وجود سنگ‎هاي افيوليتي در امتداد راندگي اصلي زاگرس.
   * وجود نوار آتشفشاني اروميه – بزمان.
   يافته‎هاي نوين زمين‎ساختي ايران نشان مي‎دهند كه انگارة زمين‎ساخت ورقي بيانگر جايگاه واقعي زمين‎ساختي ايران نيست و الگوي توصيف شده به ويژه تعلق ايران مركزي و البرز به قارة اوراسيا با پاره‎اي از واقعيت‎هاي ملموس در ناهماهنگي است. زيرا:
   اقيانوس هند بسته شده است. ولي، افتخارنژاد (1359) سنگ‎آهك‎هاي پرمين زاگرس، به ويژه افق‎هاي بوكسيتي آن را مشابه البرز، ايران مركزي و آذربايجان مي‎داند كه نشانگر شرايط آب و هوايي يكسان در اين نواحي و يكپارچگي آنهاست.
   * در انگارة زمين‎ساخت ورقي، كمان‎هاي ماگمايي حاصل از فرورانش بايد داراي تركيب شيميايي كلسيمي - قليايي باشند در حالي كه، كمان ماگمايي اروميه – بزمان، بيشتر، فرآورد تكاپوي ماگمايي از نوع قليايي است كه يادآور كافت‎هاي درون قاره‎اي است.

 

* بسياري از زمين‎شناسان بر اين باوراند كه برخورد نهايي دو ورق زاگرس و ايران مركزي به سن كرتاسة پسين – پالئوسن است. چنانچه اين فرض درست باشد در آن صورت فرآيندهاي ماگمايي ترشيري اروميه – بزمان را مي‎توان نوعي ماگماتيسم بعد از برخورد قاره‎اي دانست كه وابسته به پديدة فروروانش نيست (عميدي، امامي، 1984).    * بيشتر زمين‎شناسان بر اين باوراند كه زمان به هم رسيدن و چفت شدگي آغازين دو ورق ايران مركزي و زاگرس – عربستان در اواخر كرتاسه بوده است. به همين دليل، كمان ماگمايي اروميه – بزمان كه حاصل فرورانش و چفت شدگي است، بايد به سن كرتاسة پسين باشد. در حالي كه تكاپوهاي آتشفشاني اين كمربند در ائوسن آغاز شده و در ميوسن به بيشترين مقدار رسيده است، يعني زماني كه گمان مي‎رود فرورانش به پايان رسيده و برخورد نهايي ورق‎ها صورت گرفته است.    به لحاظ وجود رخنمون‎هاي افيوليتي در محل راندگي اصلي زاگرس، وجود يك اشتقاق درون قاره‎اي بين ايران مركزي و زاگرس – عربستان حتمي است. ولي، محل و زمان اشتقاق، ميزان جدايش بين دو ورق و حتي زمان به هم رسيدن دوبارة ورق‎ها و چگونگي بسته شدن آن پرسش‎هايي است كه هنوز به طور نهايي پاسخ داده نشده است.    افيوليت‎هاي كرمانشاه و نيريز باعث شده‎اند تا گروه بزرگي از زمين‎شناسان، محل اشتقاق را منطبق بر راندگي امروز زاگرس بدانند.    در حالي كه فالكن (1967)، علوي (1991)، محل زميندرز را در حدود 130 كيلومتر به سوي شمال خاور و در لبة جنوب باختري كمان اروميه – بزمان مي‎دانند.    چنانچه اشتقاق بين ورق ايران و ورق زاگرس – عربستان محل جدايش دو قارة اوراسيا و گندوانا باشد، پديدة اشتقاق بايد بسيار كهن باشد در حالي كه اسميت (1973) به زمان پرمين باور دارد و شواهد مستند دال بر ترياس پسين است.

اسميت، هاميلتون (1970)، اشتقاق دو ورق را به پهناي هزاران كيلومتر دانسته‎اند در حالي كه گروهي از جمله نبوي (1355) اشتقاق مورد نظر را از نوع درياي سُرخ مي‎دانند و بر اين باوراند كه بازشدگي قسمت‎هايي از ايران، در طول شكاف‎هاي سراسري و بوجود آمدن كافت‎ها، پديده‎اي است كه مي‎توانسته است موجب بوجود آمدن پوسته‎هاي اقيانوسي باشد. و لذا، مقدار پوستة اقيانوسي آن چنان نبوده كه بتواند در مراحل فرورانش عمل كند. به نظر اشتوكلين (1984) نيز، تتيس جوان مي‎توانسته يك گودال باريك باشد و هيچ‎گاه پوستة اقيانوسي زيادتري نسبت به آنچه امروزه در كمربندهاي افيوليتي مي‎بينيم، توليد نكرده است. و يا، كشفي (1976) با انگارة زمين‎ساخت صفحه‎اي در جنوب ايران موافق نيست و بر اين باور است كه ديدگاه زمين ناوديسي، براي توضيح زاگرس و ديگر رشته كوه‎هاي تتيس سازگاري بيشتر دارد.    زمان و چگونگي به هم رسيدن دوبارة ورق‎ها همچنان مي‎تواند قابل بحث باشد. دگرشيبي ميان سازند تاربور (به سن ماستريشتين)، و مجموعه‎هاي افيوليتي - راديولاريتي نيريز سبب شده است تا بيشتر زمين‎شناسان بسته شدن كافت زاگرس را به سن پيش از ماستريشتين (كرتاسة پسين) بدانند. ولي، پورحسيني (1983) توده‎هاي نفوذي اليگوسن – ميوسن مناطق نطنز، سرچشمه و جبال‎بارز را با روند زميندرز زاگرس همروند و به دليل درياي عمان از نوع پوستة اقيانوسي است كه با سرعت 8/4 سانتي‎متر در سال به زير مكران كشيده مي‎شود (لوپيشون، 1968) و يا، در بستر درياي خزر، يك پوستة قديمي اقيانوسي وجود دارد كه به طور شيب‎دار به زير بخش شمالي (البرز) كشيده شده است (گالپرين و همكاران، 1962 – بربريان و كينگ، 1981). جدا از پوسته‎هاي اقيانوسي در جا (بستر عمان و خزر)، مجموعه‎هاي افيوليتي موجود در امتداد پاره‎اي از گسل‎هاي عمدة ايران نيز نوعي پوستة اقيانوسي نابرجا يند كه به دليل بسته شدن اشتقاق‎هاي درون قاره‎اي، به روي پوستة قاره‎اي رانده شده‎اند و رخنمون آنها، محل تقريبي مرز قاره‎هاي كهن را ترسيم مي‎كند.     « ضخامت پوسته » از نقشه گراني‎سنجي موهو، تهيه شده توسط دهقاني و ماكريس (1983)، قابل تفسير است. بر اساس اين نقشه، در زيرراندگي اصلي زاگرس (زاگرس مرتفع)، بي‎هنجاري‎هاي ثقلي به حداقل (230 ± ميلي‎گال) مي‎رسد و در اين ناحيه، پوستة ايران با 50 تا 55 كيلومتر ضخامت، بيشترين ستبرا را دارد. ولي، به سوي جنوب باختر، ناپيوستگي موهو در ژرفاي 40 كيلومتر است، از اين رو به نظر مي‎رسد كه در زاگرس، پوسته از شمال خاور به جنوب باختر نازك مي‎شود. اشنايدر و برزنجي (1986) نيز نشان دادند كه در كمربند چين‎خوردة زاگرس، ناپيوستگي موهو، به سمت شمال خاوري، حدود يك درجه شيب دارد و در ژرفاي 40 كيلومتر است. ولي، در نزديكي راندگي اصلي زاگرس ناپيوستگي موهو 5 درجه شيب دارد و در ژرفاي 65-58 كيلومتر است. ضخامت پوسته ايران بر اساس نقشه گراني‎سنجي موهو،((دهقاني و ماكريس (1983)،طرح از نوگل سادات1374))     در خاور ايران هم پوستة به نسبت ستبري به ضخامت 40 تا 48 كيلومتر، قابل شناسايي است. در امتداد ساحل درياي عمان پوسته با ستبراي 25 كيلومتر نازك‎ترين بخش از پوستة ايران است. در مرز شمالي ايران به سمت درياي خزر، رشته كوه‎‎هاي البرز ريشه‎اي نشان نمي‎دهد و ضخامتي كمتر از 35 كيلومتر دارد. از سوي ديگر، در فرونشست‎هاي لوت و كوير، پوستة قاره‎اي با ضخامت كمتر از 40 كيلومتر، در تعادل ايزوستازي است. در كمان ماگمايي اروميه – بزمان، ضخامت پوسته 45 تا 50 كيلومتر است و در جنوب باختري زون سنندج – سيرجان ضخامت پوسته به حدود 60 كيلومتر مي‎رسد.    داده‎هاي گوناگون نشان مي‎دهند كه ميانگين ستبراي پوستة قاره‎اي در ايران، حدود 40 كيلومتر است (شكل 1-2). اگرچه افزايش ضخامت پوسته در سنندج – سيرجان و زاگرس مرتفع به رانده شدن ورق ايران مركزي به روي ورق عربستان و تكرار موهو نسبت داده شده است، ولي با توجه به الگوي ساختاري ايران، ديده مي‎شود كه افزايش ضخامت پوسته به طور عمده در محل تقريبي برخورد ورق‎ها است. به همين‎رو دهقاني و ماكريس، ضخيم شدگي پوسته زاگرس مرتفع و سنندج – سيرجان را حاصل فرآيند فشارشي وابسته به بازشدن درياي سرخ مي‎دانند و بر اين باورند كه در اين منطقه، دگرشكلي بيشتر در اثر راندگي و جابجايي سفره‎هاي رانده است و برخورد بين ورق‎ ايران و زاگرس از نوع قاره – قاره است و در حال حاضر هيچ‎گونه فرورانشي در زير منطقة راندگي « ايزوستازي پوسته » نقشة بي‎هنجاري هم‎ايستايي ايران كه بر پاية انگارة تعديل شدة آيري تهيه شده است نشان مي‎دهد كه چگالي بلندي‎ها 67/2، چگالي ميانگين پوسته 75/2، چگالي ريشه كوه‎ها 85/2، چگالي گوشتة بالايي 35/3 گرم بر سانتيمتر مكعب و ضخامت عادي پوسته 30 كيلومتر است. نتايج اين محاسبات در شكل 1-3 خلاصه شده است (دهقاني و ماكريس، 1983).    مطابق اين شكل، در نواحي بزرگي از ايران همچون لوت، فرونشست‎هاي كوير و همچنين رشته كوه‎هاي خـاور ايران و بخش وسيعـي از كوه‎ زاگرس، بي‎هنجاري‎هـاي هم‎ايستايي بين صفــر تا 10± ميلي‎گال و حاكي از تعادل هم‎ايستايي كامل اين مناطق است.   آشفتگي‎هاي هم‎ايستايي، بيشتر در منطقة خوزستان، ساحل درياي مازندران و مرز ميان رشته كوه زاگرس و پهنة مكران ديده مي‎شود. در راندگي اصلي زاگرس، هر چند كه مقادير ايزوستازي بسيار كم است، ولي هنوز به حالت جبــران‎ نرسيده است. رشته كوه‎هاي‎ البـرز، فراتر از حالت جبران است و هيچ ريشه‎اي در زير آن وجود ندارد كه به نظر دهقاني و ماكريس، به احتمال زياد حاصل سفره‎هاي روراندة نابرجاست. « ايزوستازي پوسته » نقشة بي‎هنجاري هم‎ايستايي ايران     حوضة خزر جنوبي، آنومال ثقلي شديد (100- تا 250- ميلي‎گال) دارد كه نشانة نبود تعادل ايزوستازي است. محاسبات زون شاين و لوپيشون (1986) نشان داده است كه در حال حاضر، در حدود يك تا دو كيلومتر از فرونشيني زمين‎ساختي در آن جبران نشده و اين امر ممكن است ناشي از نيروهاي فشارشي باشد كه در 6 ميليون سال گذشته اين ناحيه را تحت تأثير مي‎داشته است.   ديرينه جغرافياي ايران اگرچه در حال حاضر پوستة ايران‎زمين يك پارچه و به ظاهر همگن است ولي شواهد گوناگون زمين‎شناختي، به ويژه وجود مجموعه‎هاي افيوليتي در امتداد گسل‎هاي عمدة ايران كه يادآور زميندرزهاي كهن‎اند، بر شواهد جدايش‎هاي درون قاره‎اي ژرف گواهي مي‎دهند كه تا گوشته ادامه داشته‎اند. دربارة ماهيت، تعداد، جايگاه جغرافيايي و به ويژه اندازة گسترش اين جدايش‎ها، اتفاق نظر وجود ندارد. در حالي‎ گه اسميت، هاميلتون (1970) و تكين (1972) اين جدايش‎ها را بسيار گسترده و به پهناي يك اقيانوس مي‎دانند، نبود حجم كافي پوستة اقيانوسي سبب شده تا نبوي (1355) اشتقاق‎هاي پوستة ايران را از نوع درياي سرخ بداند كه در طول شكاف‎هاي سراسري پديد آمده و موجب پيدايش پوسته‎هاي اقيانوسي شده است.     جدا از پهنا و اندازة گسترش، براي جدايش‎هاي درون‎قاره‎اي پوستة ايران زمين، به ويژه واگرايي و همگرايي صفحه‎ها، شواهد روشن وجود دارد كه به استناد آنها و با تكيه بر نظر بربريان وكينگ (1981) مي‎توان بر روند تكامل ژئوديناميك ايران‎زمين مروري خلاصه داشت (شكل 1-4).    به باور بربريان و كينگ (1981) ، در زمان پركامبرين (پيش از 650 ميليون سال قبل)، نواحي البرز، ايران مركزي، سنندج – سيرجان و زاگرس در حاشية شمالي قارة گندوانا قرار داشته‎اند و به وسيلة اقيانوس تتيس (اقيانوس پركامبرين) از پهنة كپه‎داغ و به تبع آن از قارة اوراسيا جدا بوده‎اند.    آميزه‎هاي كافتي با سرشت قليايي به همراه نهشته‎هاي تبخيري نظير واحدهاي سنگ‎چينه‎اي سري ريزو، سري دسو و سري راور در ايران مركزي (كرمان) و يا مجموعة هرمز در جنوب خاوري زاگرس شواهدي هستند مبني بر واگرايي دو قارة اوراسيا و گندوانا در زمان پركامبرين پسين – كامبرين پيشين (650 تا 400 ميليون سال) كه حاصل آن فرو‎افتادگي‎هايي در ايران مركزي، سنندج – سيرجان و زاگرس مرتفع بوده است.    در چرخة رخداد هرسي‎نين (400 تا 270 ميليون سال)، حركت دو قارة اوراسيا و گندوانا همگرا بوده و در نتيجه فرابوم‎هايي در ايران مركزي، سنندج – سيرجان و زاگرس پديدار شده‎‎اند كه يكي از پيامدهاي آن كاهش پهناي تتيس كهن (اقيانوس هرسي‎نين) و آغازي بر بسته شدن اين محيط آبي بوده است.         از اوايل پرمين تا ميانة ترياس (270 تا 220 ميليون سال)، ضمن ادامة فرورانش و كاهش گسترة تتيس كهن، در محل تقريبي راندگي اصلي زاگرس، اشتقاق ديگري شكل گرفته كه نام تتيس جوان دارد و بربريان براي آن نام اقيانوس آلپي زاگرس را برگزيده است. در نتيجة اين اشتقاق، صفحة ايران از صفحة زاگرس– عربستان جدا شده و هم‎زمان با گسترش بستر تتيس جوان، صفحة ايران به سمت شمال حركت كرده است.    در ترياس پسين (210 ميليون سال)، در اثر به هم پيوستن دو صفحة ايران و توران، تتيس كهن به طور كامل بسته شده است و صفحة ايران كه تا اين زمان ويژگي‎هاي گندوانايي داشته از اين زمان سرشت اوراسيايي پيدا كرده است.    از اوايل ژوراسيك تا آشكوب سنونين (195 تا 90 ميليون سال) تتيس جوان، در اثر عمل فرورانش در دو محل بسته شده ولي، بخش محوري آن گسترش يافته است. در ضمن، جدايش‎هاي نوع تتيس جوان در ايران مركزي، خاور ايران، جنوب خاوري ايران (مكران) و به احتمال خزر جنوبي شكل گرفته‎اند. گلني (2000)، وستفال و همكاران (2003) به اشتقاق‎هاي هم خانواده تتيس جوان نام نئوتتيس (2) داده‎اند (شكل 1-5).    در كرتاسة پسين تا ميانة پالئوسن (85 تا 60 ميليون سال)، بخشي از پوستة اقيانوسي بر روي صفحة زاگرس – عربستان فرارانش كرده‎اند. ولي در ايران مركزي با بسته شدن جدايش‎هاي نوع تتيس جوان (نوتتيس 2) آميزه‎هاي رنگين دور كوچك قارة ايران مركزي به وجود آمده است.        در زمان نئوژن (55 تا 20 ميليون سال)، هم زمان با شكل‎گيري درياي سرخ، اقيانوس تتيس جوان به سرانجام خود نزديك شده است.    از زمان آلپ پاياني (5 ميليون سال) تا به حال، در اثر گسترش درياي سرخ، با به هم رسيدن كامل بلندي‎هاي زاگرس به زون سنندج – سيرجان اقيانوس آلپي زاگرس به طور كامل بسته شده است.    اگرچه ديرينة جغرافياي گفته شده با بسياري از حقايق زمين‎شناختي ايران هماهنگي دارد ولي بايد گفت كه:    * به باور افتخارنژاد (1991) مجموعة افيوليتي و رسوب‎هاي پلاژيك جنوب باختري مشهد جداكنندة دو قارة اوراسيا و گندوانا نيست بلكه رخنمون اين مجموعه‎ها معرف نوعي زميندرز در سكوي اپي‎كاتانگايي ايران است. به گفته‎اي ديگر، زميندرز حقيقي بين اوراسيا و گندوانا در شمال كوه‎هاي كپه‎داغ در خارج از ايران است كه اشتوكلين (1977) و افتخارنژاد (1991) به آن تتيس كهن اول نام داده‎اند.    * زميندرز شمال ايران كه مرز دو صفحة توران و ايران دانسته شده، سن پركامبرين ندارد و با توجه به شواهد موجود در جنوب – جنوب خاوري مشهد، اشتقاق مفروض به سن پرمين است كه مي‎توان در مقايسه به تتيس كهن اول، به آن تتيس كهن دوم نام دارد.    زميندرز‎هاي خاور ايران و مكران نوعي جدايش‎هاي هم‎خانواده تتيس جوان‎اند كه در خاور ايران در زمان ائوسن مياني بسته شده است و در ناحية مكران هنوز پديدة فرورانش و همگرايي صفحه‎ها ادامه دارد.    * اگرچه از ديدگاه‎هاي گفته شده، بسته شدن تتيس جوان (1) زمان نئوژن و به عبارتي به آخرين حركت‎هاي رخداد‎هاي آلپي نسبت داده شده است ولي نشانه‎هاي چينه‎نگاري و ساختاري، به ويژه پوشيده شدن مجموعه‎هاي افيوليتي نيريز با سنگ آهك‎هاي ريفي سازند تاربور به سن ماستريشتين، شواهدي هستند كه بسته شدن تتيس جوان را در زمان پيش از ماستريشتين تداعي مي‎كنند.       * شواهدي كه به بسته شدن تتيس جوان در زمان نئوژن اشاره دارند نظير پايين بودن مقدار استرنسيم و هم روند بودن توده‎هاي نفوذي كركس، سرچشمه، جبال‎بارز با زون فرورانش تتيس جوان فقط ممكن است نشانه‎هايي از تكرار فرورانش در زمان نئوژن باشند.    به اين ترتيب مي‎توان گفت كه واژة تتيس مفهوم گسترده‎تري دارد كه از نظر‎هاي موقعيت جغرافيايي، زمان شكل‎گيري، زمان بسته‎شدن، اثر بر زمين ‎شناسي ايران ويژگي‎هاي متفاوت زير را دارند.         فصل دوم    پهنه هاي اصلي رسوبي – ساختاري ايران       مقدمه    داده هاي زمين شناختي ايران نشانگر آن است كه فرآيندهاي دروني و بيروني زمين، در زمان و مكان، پيامدهايي متفاوت داشته اند و به همين‎رو، الگوي ساختاري، تحولات زمينساختي، شرايط رسوبي و زيستي ايران در دوره‎هاي گوناگون زمين شناختي، پيچيدگي خاص دارد. ناهمساني رسوبي و زمينساختي تا بدانجا است كه بيان ويژگي هاي يكسان را براي بسياري از مناطق ايران ناممكن مي سازد و به همين رو، از گذشته هاي دور، تقسيم ايران به پهنه هاي رسوبي – ساختاري گوناگون مورد توجه بوده است.    نخستين بار اشتوكلين (1968)، با توجه به پيچيدگي هاي ساختاري و شرايط متفاوت رسوبي، ايران را به چند حوضة رسوبي – ساختاري جداگانه تقسيم كرد. اين تقسيم بندي كه بنيادي ترين تعبير و تفسير بود، مبنايي براي كار پژوهشگران بعدي شد. بعدها، با آگاهي هاي بيشتر، حقايق روشن تري از ويژگي هاي رسوبي – زمينساختي ايران به دست آمد كه ارائة تقسيم بندي هاي جامع تر منطقه اي را ممكن ساخت كه از آن جمله مي توان به كار نبوي (1355)، افتخارنژاد (1359)، اشتامفلي (1978)، بربريان (1981)، نوگل سادات (منتشر نشده)، علوي (1991)، آقانباتي (1379) اشاره كرد.     عواملي كه در پهنه بندي ايران، به حوضه هاي رسوبي – زمينساختي جدا نقش داشته اند، بسيار گوناگون اند كه از ميان آنها، موقعيت ويژة ايران در محل برخورد دو ابرقارة اوراسيا و گندوانا، چيرگي زمين‎ساخت قطعه‎اي، بلوكي، جدايش و برخورد ورقه اي قاره اي، تحولات زمينساختي وابسته و سرانجام تداوم عوامل كارآ، نقش بيشتري دارند. با اين حال، در يك نگاه دقيق تر، عوامل زير را مي توان در تقسيم ايران، به حوضه هاي رسوبي – ساختاري جدا، مؤثر دانست.    * نوع پوسته ( قاره اي – اقيانوسي)    * شرايط حاكم بر حوضه هاي رسوبي گذشته    * تفاوت رخساره هاي سنگي – زيستي ترادفهاي « همزمان » در نواحي گوناگون    * تحولات زمينساختي و پيامدهاي آنها، مانند شدت و سازوكار چين خوردگي ها، فعاليت هاي ماگمايي (دروني- بيروني)، فرآيندهاي دگرگوني و 000    * الگوي ساختاري    با توجه به عوامل ياد شده و همچنين تلفيق و جمع بندي ديدگاه هاي گوناگون و به ويــژه شـواهد دو زميندرز عمـدة تتيس كهن و تتيس جوان، ايران را مي توان به پهنه هاي اصلي رسوبي – ساختاري زير تقسيم كرد (شكل 2-1). به اين بخش‎ها، بايد دو پهنة زابل و مكران را افزود كه « زابل » بخشي از واحد زمينساختي داري‎رود افغانستان و « مكران » يك منشور برافزايشي است كه بر فراديوارة يك زون فرو رانش كم شيب قرار دارد.   ايران جنوبي (زاگرس)    مراد از ايران جنوبي زمين‎هاي واقع در جنوب باختري زميندرز تتيس جوان است كه شامل بلنديهاي باختر و جنوب باختري ايران (زاگرس) است و گسترههاي لرستان، خوزستان و فارس را در بر دارد. از نگاه زمين شناسي، در بارة مرز شمال خاوري ايران جنوبي، اتفاق نظر وجود ندارد. زمين شناساني مانند فالكن (1961)، مككوييلن (1974)، بُرو (1987)، علوي (1991) بخش شمال خاوري زاگرس را زوني با ساختار پيچيده همراه با سنگهاي دگرگوني مي دانند كه در فرهنگ زمين شناسي ايران، به گونه‎اي فراگير از آن به عنوان «زون سنندج – سيرجان » ياد مي شود. فرهودي (1978) و علوي (1994) مرز شمال خاوري زاگرس را كمربند آتشفشاني اروميه – بزمان مي دانند. به نظر فرهودي، اين كمربند بخشي از سيستم كماني كوهزاد زاگرس است كه با خط عمان از سيستم كماني مكران جدا مي شود. ولي، بسياري از گزارشهاي زمين شناسي، از جمله اشتوكلين (1968)، نبوي (1355)، افتخارنژاد (1359)، بربريان (1981)، آقانباتي (1379) با استناد به تحولات زمينساختي، ماگماتيسم – دگرگوني، و شرايط رسوبي متفاوت دو سوي راندگي اصلي زاگرس، مرز شمال خاوري اين پهنه را بر راندگي اصلي زاگرس منطبق مي دانند. دنبالة جنوب خاوري پهنة زاگرس توسط گسل تراديس درون قاره اي ميناب (گسل زندان) از حوضة فليش مكران جدا مي شود، ولي به سمت شمال باختر، زاگرس را مي توان تا بلنديهاي خـاور عراق و جنوب خاور تركيه دنبال كرد. به سوي جنوب – جنوب باختر، ويژگي هاي زمين شناختي زاگرس با اندك تغييراتي در رخساره هاي سنگي و الگوي ساختاري تا خليج فارس و سكوي عربستان ادامه دارد. نبود فعاليت‎هاي آذرين، وجود مادر سنگ‎هاي متعدد و بسيار غني از مواد آلي، سنگ مخزن‎هاي‎ متخلخل و تراواي متعدد با سنگ‎پوش‎هاي مناسب، شرايط منحصر به فردي را براي توليد و انباشت هيدروكربن در زاگرس فراهم كرده تا اين پهنه از نفت‎خيزترين حوضه‎هاي رسوبي دنيا باشد (افشارحرب، 1380). از نظر جغرافيايي زاگرس را مي‎توان به نواحي لرستان، خوزستان و فارس تقسيم كرد (شكل 2-2).    بـربـريان (1977) بر پايــة انباشتــه هاي نمكي سري هرمـز، زاگـــرس را به دو بخش جنوب خـــاوري، يا «حوضة هرمز» و بخش شمال باختري، يا «حوضة اهواز» تقسيم مي‎كند كه مرز جدايي اين دو، بر خطوارة قطر – كازرون است.    از نظر زمين‎ريخت‎شناسي از شمال خاور به جنوب باختر، زاگرس شامل زاگرس مرتفع (زاگرس داخلي)، زاگرس چين‎خورده (زاگرس بيروني) و دشت خوزستان است. از نظر الگوي ساختاري از شمال خاور به جنوب باختر، زاگرس شامل زون راندگي‎ها، كمربند چين‎خورده، فروافتادگي دزفول و دشت آبادان است.     تاريخچة چينه‎اي زاگرس    همة سنگهاي زاگرس را مي توان به دو گروه پي سنگ دگرگونه پركامبرين و پوشش رسوبي روي پي سنگ تقسيم كرد. اشتوكلين (1968)، مراحل سه گانة زير را در تكوين حوضة زاگرس مؤثر مي داند.    مرحلة فلات قاره (پركامبرين پسين – ترياس مياني)    مرحلة بزرگ ناوديسي ( ترياس مياني – پليوسن)    مرحلة پس از كوهزايي (پليوسن – زمان حال)    علوي (1994)، با توجه به رخساره‎هاي سنگي و پيامد رويدادهاي زمين‎ساختي، سنگهاي زاگرس را به واحدهاي زمين‎ساختي – چينه‎شناختي زير تقسيم مي كند    1- رخساره هاي سكويي قارة گندوانا، به سن پركامبرين پسين – ترياس مياني    2- رخساره هاي فلات قارة جنوب تتيس جوان، به سن ژوراسيك – كرتاسه    3- رسوبهاي پيش خشكي سنوزوييك (دريايي – غيردريايي) كه همزمان با كوهزايي آلپ و در يك درياي پسرونده به سمت جنوب باختر، انباشته شده اند.    اوبراين (1950)، بر پاية رفتارشناسي سنگها، رديفهاي رسوبي زاگرس را به گونة زير تقسيم مي كند:    1- گروه پي سنگ (پركامبرين)    2-گروه متحرك زيرين، شامل سري هرمز به سن پركامبرين پسين - كامبرين، به ضخامت تا 4 هزار متر    3-گروه مقاوم، شامل سازندهاي زمان كامبرين تا ميوسن ، به ضخامت 6 تا 7 هزار متر    4-گروه متحرك بالايي، شامل سازند گچساران، با 1600 متر ضخامت    5-گروه نامقاوم، شامل سازندهاي ميشان، آغاجاري، بختياري، به ضخامت 3 تا 4 هزار متر    بررسي چينه نگاري ترادفي پهنة زاگرس نشانگر آن است كه اين بخش از ايران، در فاصلة زماني پركامبرين – ترياس مياني بخشي از ابرقارة گندوانا بوده است. از ترياس مياني، با تكوين تتيس جوان، شرايط دريايي ويژه‎اي بر آن حاكم بوده است. از كرتاسة پسين به بعد، پس از سرانجام گرفتن تتيس جوان و برخورد دو ورق زاگرس و ايران مركزي، محيطهاي رسوبي از نوع همزمان با كوهزايي بوده اند. اگرچه پيشينة فاز كوهزايي در پليوسن بوده است، ولي دگرشكلي، همچنان بر زاگرس تحميل مي شده است. زيرپهنه‎هاي زاگرس    براي بيان ويژگي هاي عمومي زاگرس مي توان از تلفيق دو ديدگاه زمين‎ريخت‎شناسي و الگوي ساختاري ياري جست و زاگرس را به دو زيرپهنة « زون راندگي‎ها » و « زاگرس چين‎خورده » تقسيم كرد.            در زاگرس چين خورده، رخنموني از سنگهاي پركامبرين ديده نشده و حفاريهاي نفتي نيز تاكنون به پي سنگ نرسيده است. با توجه به بررسي هاي ژئو‎فيزيكي، باور بر اين است كه پي سنگ 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 پي سنگ، با مجموعه اي از سنگ نمك، انيدريت، سنگ‎آهك، دولوميت سنگهاي آذرين (مجموعة هُرمز) آغاز مي شود 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 رسيده اند.    بين سنگهاي كامبرين (سازند ميلا) و اردويسين (سازند ايلبيك)، نبود چينه نگاشتي مهمي وجود ندارد. به نظر مي رسد كه يك نبود چينه نگاشتي مهم به بزرگي حدود 40 ميليون سال، از اشكوب ترمادوسين از زمان اردويسين تا ميانة سيلورين در رديف پالئوزوييك وجود دارد. يك نبود چينه شناختي ديگر به بزرگي بيش از 70 ميليون سال، بين اواخر فرازنين از دونين، تمامي كربنيفر تا اشكوب ساكمارين از پرمين مشخص است. در پرمين پسين تمامي زاگرس در زير يك پيشروي گسترده قرار گرفته كه سازند دالان حاصل آن است. سنگهاي ترياس زاگرس چين خورده، رخسارة كربناتي- تبخيري دارد و شامل دو سازند كنگان (در زير) و دشتك (در بالا) است. رسوبات ژوراسيك تا نئوژن زاگرس چين خورده چند هزار متر ضخامت دارند و به طور هم‎شيب بر روي توالي فلات قاره پالئوزوييك قرار دارند. در توالي ژوراسيك – نئوژن اين ناحيه هيچ‎گونه دگرشيبي ناحيه اي ديده نمي شود با اين حال، وجود گودي هاي مستقل جدا شده با پشته هاي برآمده، و به ويژه حركتهاي مشخص زمينساختي، موجب تغييراتي در سنگ رخساره و ضخامت رسوبات گرديده است. چنين تغييراتي به حركتهاي خشكي زاي پيش از كوهزايي نسبت داده شده است كه گاهي سبب پسروي كامل دريا، نبودهاي رسوبي و حتي پديدة لاتريتي شدن گرديده است.    بررسي هاي ديرينه جغرافيا نشان مي دهد كه زاگرس چين خورده در همه جا ويژگي هاي زمين شناختي يكسان ندارد. با تخليص از كار مطيعي (1374)، زير پهنه هاي زير مي تواند معرف ويژگي هاي بيشتر زاگرس چين خورده باشد (شكل 2-3). ب) زيرپهنة زاگرس چين خورده: زاگرس چين خورده، به گفته‎اي ديگر «زاگرس بيروني»، با پهناي 150 تا 250 كيلومتر، ناوة 2 حاشيه اي و كراتوني سپر عربستان است كه در مزوزوييك و سنوزوييك در حال نشست پيوسته بوده و ترادفهاي ستبر رسوبي در آن انباشته مي‎شده است. در گسترة زاگرس چين خورده، سنگ‎هاي پركامبرين پسين تا ترياس مياني، رخسارة گندوانايي و مشابه با ديگر نواحي ايران دارند. ولي، توالي هاي مزوزوييك و سنوزوييك آن، با رسوبهاي همزمان ديگر نواحي ايران، رخساره هاي سنگي و حتي زيستي متفاوتي دارند و بيشتر معرف رخساره هاي جنوب تتيس جوان است. اين نكته نشان مي دهد كه از ترياس مياني به بعد، شرايط رسوبي حاكم بر زاگرس چين خورده، نسبت به ديگر مناطق ايران، تفاوت داشته است.    در زاگرس چين خورده، رخنموني از سنگهاي پركامبرين ديده نشده و حفاريهاي نفتي نيز تاكنون به پي سنگ نرسيده است. با توجه به بررسي هاي ژئو‎فيزيكي، باور بر اين است كه پي سنگ 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 پي سنگ، با مجموعه اي از سنگ نمك، انيدريت، سنگ‎آهك، دولوميت سنگهاي آذرين (مجموعة هُرمز) آغاز مي شود 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 رسيده اند.    بين سنگهاي كامبرين (سازند ميلا) و اردويسين (سازند ايلبيك)، نبود چينه نگاشتي مهمي وجود ندارد. به نظر مي رسد كه يك نبود چينه نگاشتي مهم به بزرگي حدود 40 ميليون سال، از اشكوب ترمادوسين از زمان اردويسين تا ميانة سيلورين در رديف پالئوزوييك وجود دارد. يك نبود چينه شناختي ديگر به بزرگي بيش از 70 ميليون سال، بين اواخر فرازنين از دونين، تمامي كربنيفر تا اشكوب ساكمارين از پرمين مشخص است. در پرمين پسين تمامي زاگرس در زير يك پيشروي گسترده قرار گرفته كه سازند دالان حاصل آن است. سنگهاي ترياس زاگرس چين خورده، رخسارة كربناتي- تبخيري دارد و شامل دو سازند كنگان (در زير) و دشتك (در بالا) است. رسوبات ژوراسيك تا نئوژن زاگرس چين خورده چند هزار متر ضخامت دارند و به طور هم‎شيب بر روي توالي فلات قاره پالئوزوييك قرار دارند. در توالي ژوراسيك – نئوژن اين ناحيه هيچ‎گونه دگرشيبي ناحيه اي ديده نمي شود با اين حال، وجود گودي هاي مستقل جدا شده با پشته هاي برآمده، و به ويژه حركتهاي مشخص زمينساختي، موجب تغييراتي در سنگ رخساره و ضخامت رسوبات گرديده است. چنين تغييراتي به حركتهاي خشكي زاي پيش از كوهزايي نسبت داده شده است كه گاهي سبب پسروي كامل دريا، نبودهاي رسوبي و حتي پديدة لاتريتي شدن گرديده است.    بررسي هاي ديرينه جغرافيا نشان مي دهد كه زاگرس چين خورده در همه جا ويژگي هاي زمين شناختي يكسان ندارد. با تخليص از كار مطيعي (1374)، زير پهنه هاي زير مي تواند معرف ويژگي هاي بيشتر زاگرس چين خورده باشد (شكل 2-3).     الف) زيرپهنة راندگيها: اين زون با پهناي 10، تا 65 كيلومتر، به صورت نواري كم پهنا است كه بلندترين قسمت كوههاي زاگرس را تشكيل مي دهد و به همين رو گاهي به آن زاگرس مرتفع گفته مي‎شود. زون راندگي هـا (اشتوكلين، 1968)، زون راندگيهاي هم‎پوشان (فالكن، 1969)، شمال خاور زاگرس (نوگل -منتشر نشده)، زاگــرس داخلي و سرانجام زون خرد شده 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 مي گذرد (مطيعي، 1374).    در زاگرس مرتفع رخنموني از سنگهاي پركامبرين ديده نشده است. سنگهاي پركامبرين پسين تا ترياس مياني آن رخسارة گندوانايي دارند و همسان 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 فليش‎اند كه گاه با فعاليت آتشفشاني زير دريايي همراهاند. سنگهاي ياد شده نشان مي دهند كه اين بخش، برخلاف امروز، در زمان مزوزوييك تا اوايل سنوزوييك گودترين بخش حوضة زاگرس بوده است. چنين مي‎نمايد كه 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 رسوب هاي شبه توربيديت، متشكل از آهك (سنگ آهك بيستون)، شيل، ماسه سنگ، راديولاريت و روانه هاي آتشفشاني انباشته شده‎اند. ولي، در بخش جنوب خاوري اين گودي (نيريز) شكستگي كامل پوسته، موجب اقيانوسزايي و تشكيل مجموعه هاي افيوليتي گرديده است. گفتني است كه در ناحية نيريز، آميزه هاي افيوليتي ياد شده، به گونة دگرشيب، با سنگ آهك مرجاني – ريفي كرتاسه بالايي (سازند تاربور) پوشيده شده‎اند، در حالي كه بخش شمال باختري در نتيجةكوهزايي لاراميد دچار چين خوردگي و دگرشكلي شده است. بدينسان مي توان نتيجه گرفت كه:    1- در زون راندگيها، رفتار ساختاري و رويدادهاي زمين‎ساختي يكسان و همزمان نبوده‎اند.    2- دگرشكلي زاگرس مرتفع كهن تر از بخش چين خوردة آن است.    گفتني است كه فالكن (1974)، به دو فاز چين خوردگي در اين بخش باور دارد. فاز نخست در اواخر كرتاسه رخ داده است كه رابطة ناهمساز فليشهاي كرتاسه با رسوبات ائوسن مياني مبين آن است. فاز دوم را از اواخر ميوسن تا امروز مي داند كه شدت آن در پليوسن در بيشترين مقدار بوده است.    يكي از ويژگيهاي زاگرس مرتفع، وجود راندگي هاي فراوان است. شيب راندگيها به سوي شمال خاوري است ولي مقدار جابه‎جايي آنها به خوبي دانسته نيست و تنها با ملاحظة راندگي سنگهاي كامبرين بر روي رديفهاي پليوسن مي توان به تصوري از مقدار جابه‎جايي دست يافت (مطيعي، 1374). چنين وانمود مي‎شود كه در اين محدوده، نخست چينها در كرتاسة پسين شكل گرفته و سپس در فاز بعدي، راندگي ها به وجود آمده باشند (فالكن، 1974). ولي، بر خلاف شواهد موجود، هيتز و مك كوييلن (1974) پديده هاي چين خوردگي و راندگي را به حركتهاي كوهزايي پس از پليوسن نسبت مي دهند.    كازمين و همكاران (1986)، فلسهاي روراندة زاگرس مرتفع را نهشته هاي انباشته در حاشية غير فعال سكوي عربستان مي دانند كه در محل جدايش ورق زاگرس و ورق ايران مركزي در بخشهاي ژرف تتيس انباشته شده و پس از برخورد اين دو ورق، به صورت سفره هاي نابرجا، بر روي سكوي عربستان رانده شده اند.