فرمت فایل : word(قابل ویرایش)تعداد صفحات101
بسیاری از زمین شناسان بر این باورند که برخورد نهایی دو ورق زاگرس و ایران مرکزی به سن کرتاسة پسین- پالئوسن است. چنانچه این فرض درست باشد در آن صورت فرآیندهای ماگمایی ترشیری ارومیه- بزمان را می توان نوعی ماگماتیسم بعد از برخورد قاره ای دانست که وابسته به پدیدة فرورانش نیست (عمیدی، امامی، 1984).
بیشتر زمین شناسان بر این باوراند که زمان به هم رسیدن و چفت شدگی آغازین دو ورق ایران مرکزی و زاگرس- عربستان در اواخر کرتاسه بوده است. به همین دلیل، کمان ماگمایی ارومیه- بزمان که حاصل فرورانش و چفت شدگی است، باید به سن کرتاسة پسین باشد. در حالی که تکاپوهای آتشفشانی این کمربند در ائوسن آغاز شده و در میوسن به بشترین مقدار رسیده است، یعنی زمانی که گمان می رود فرورانش به پایان رسیده و برخورد نهایی ورق‌ها صورت گرفته است.
به لحاظ وجود رخنمون های افیولیتی در محل راندگی اصلی زاگرس، وجود یک اشتقاق درون قاره ای بین ایران مرکزی و زاگرس- عربستان حتمی است. ولی، محل و زمان اشتقاق، میزان جدایش بین دو ورق و حتی زمان به هم رسیدن دوبارة ورق ها و چگونگی بسته شدن آن پرسش هایی است که هنوز به طور نهایی پاسخ داده نشده است.
افیولیت های کرمانشاه و نیریز باعث شده اند تا گروه بزرگی از زمین شناسان، محل اشتقاق را منطبق بر راندگی امروز زاگرس بدانند. در حالی که فالکن (1967)، علوی (1991)، محل زمیندرز را در حدود 130 کیلومتر به سوی شمال خاور و در لبة جنوب باختری کمال ارومیه- بزمان می دانند.
چنانچه اشتقاق بین ورق ایران و ورق زاگرس- عربستان محل جدایش دو قارة اوراسیا و گندوانا باشد، پدیدة اشتقاق باید بسیار کهن باشد در حالی که اسمیت (1973) به زمان پرمین باور دارد و شواهد مستند دال بر تریاس پسین است.
اسمیت، هامیلتون (1970)، اشتقاق دو ورق را به پهنای هزاران کیلومتر دانسته اند در حالی که گروهی از جمله نبوی (1355) اشتقاق مورد نظر را از نوع دریای سرخ می دانند و بر این باوراند که بازشدگی قسمت هایی از ایران، در طول شکاف های سراسری و بوجود آمدن کافت ها، پدیده ای است که می توانسته است موجب بوجود آمدن پوسته های اقیانوسی باشد. و لذا، مقدار پوستة اقیانوسی آن چنان نبوده که بتواند در مراحل فرورانش عمل کند. به نظر اشتوکلین (1984) نیز، تتیس جوان می توانسته یک گودال باریک باشد و هیچ گاه پوستة اقیانوسی زیادتری نسبت به آنچه امروزه در کمربندهای افیولیتی می بینیم، تولید نکرده است. و یا، کشفی (1976) با انگارة زمین ساخت صفحه ای در جنوب ایران موافق نیست و بر این باور است که دیدگاه زمین ناودیسی، برای توضیح زاگرس و دیگر رشته کوه های تتیس سازگاری بیشتر دارد.
زمان و چگونگی به هم رسیدن دوبارة ورق ها همچنان می‌تواند قابل بحث باشد. دگرشیبی میان سازند تاربور (به سن ماستریشتین)، و مجموعه های افیولیتی- رادیولاریتی نیریز سبب شده است تا بیشتر زمین شناسان بسته شدن کافت زاگرس را به سن پیش از ماستریشتین (کرتاسة پسین) بدانند. ولی، پورحسنی (1983) توده های نفوذی الیگوسن- میوسن مناطق نطنز، سرچشمه و جبال بارز را با روند زمیندرز زاگرس همروند و به دلیل پایین بودن بنیادین ایزوتوپ استرانسیوم این توده ها را منشاء گرفته از گوشتة بالایی می داند و نتیجه می‌گیرد که بسته شدن زمیندرز زاگرس خیلی دیرتر از کرتاسة پسین، و به گفته ای، در نئوژن انجام گرفته است.
ویژگی های پوستة ایرانزمین
از نظر نوع، ضخامت و ایزوستازی ویژگی های پوستة ایرانزمین به شرح زیر است.
«نوع پوسته» بستگی کامل به سرشت فیزیکوشیمیایی آن دارد. در ایران، پوسته از دو نوع قاره ای و اقیانوسی است که به صورت نوار و یا قطعات نامتجانس در کنار یکدیگر قرار گرفته اند. به همین رو نوروزی (1972)، دیویی و همکاران (1973)، پوستة ایران را مجموعه ای از خرد قاره های به هم پیوسته می دانند. از میان دو نوع پوستة گفته شده، پوستة قاره ای سهم بیشتری دارد، به گونه ای که بخش اعظم پوسته از نوع قاره ای است و از حدود 20 میلیون سال پیش تاکنون، در یک رژیم زمین ساختی فشاری، ستبرشدگی و کوتاه شدگی بر آن تحمیل شده است. با این وجود، بستر دریای عمان از نوع پوستة اقیانوسی است که با سرعت 8/4 سانتی متر در سال به زیر مکران کشیده می‌شود (لوپیشون، 1968) و یا، در بستر دریای خزر، یک پوستة قدیمی اقیانوسی وجود دارد که به طور شیب دار به زیر بخش شمالی (البرز) کشیده شده است (گالپرین و همکاران، 1962- بربریان و کینگ، 1981). جدا از پوسته های اقیانوسی در جا (بستر عمان و خزر)، مجموعه های افیولیتی موجود در امتداد پاره ای از گسل های عمدة ایران نیز نوعی پوستة اقیانوسی نابرجایند که به دلیل بسته شدن اشتقاق های درون قاره ای، به روی پوستة قاره ای رانده شده اند و رخنمون آنها، محل تقریبی مرز قاره های کهن را ترسیم می‌کند.
«ضخامت پوسته» از نقشه گرانی سنجی موهو، تهیه شده توسط دهقانی و ماکریس (1983)، قابل تفسیر است. براساس این نقشه، در زیر راندگی اصلی زاگرس (زاگرس مرتفع)، بی هنجاری های ثقلی به حداقل (230 میلی گال) می رسد و در این ناحیه، پوستة ایران با 50 تا 55 کیلومتر ضخامت، بیشترین ستبرا را دارد. ولی، به سوی جنوب باختر، ناپیوستگی موهو در ژرفای 40 کیلومتر است، از این رو به نظر می رسد که در زاگرس، پوسته از شمال خاور به جنوب باختر نازک می‌شود. اشنایدر و برزنجی (1986) نیز نشان دادند که در کمربند چین خوردة زاگرس، ناپیوستگی موهو، به سمت شمال خاوری، حدود یک درجه شیب دارد و در ژرفای 40 کیلومتر است. ولی، در نزدیکی راندگی اصلی زاگرس ناپیوستگی موهو 5 درجه شیب دارد و در ژرفای 65-58 کیلومتر است. در خاور ایران هم پوستة به نسبت ستبری به ضخامت 40 تا 48 کیلومتر، قابل شناسایی است. در امتداد ساحل دریای عمان پوسته با ستبرای 25 کیلومتر نازک ترین بخش از پوستة ایران است. در مرز شمالی ایران به سمت دریای خزر، رشته کوه های البرز ریشه ای نشان نمی دهد و ضخامتی کمتر از 35 کیلومتر دارد. از سوی دیگر، در فرونشست های لوت و کویر، پوستة قاره ای با ضخامت کمتر از 40 کیلومتر، در تعادل ایزوستازی است. در کمان ماگمایی ارومیه- بزمان، ضخامت پوسته 45 تا 50 کیلومتر است و در جنوب باختری زون سنندج- سیرجان و زاگرس مرتفع به رانده شدن ورق ایران مرکزی به روی ورق عربستان و تکرار موهو نسبت داده شده است، ولی با توجه به الگوی ساختاری ایران، دیده می‌شود که افزایش ضخامت پوسته به طور عمده در محل تقریبی برخورد ورق ها است. به همین رو دهقانی و ماکریس، ضخیم شدگی پوسته زاگرس مرتفع و سنندج- سیرجان را حاصل فرآیند فشارشی وابسته به باز شدن دریای سرخ می دانند و بر این باورند که در این منطقه، دگر شکلی بیشتر در اثر راندگی و جابجایی سفره های رانده است و برخورد بین ورق ایران و زاگرس از نوع قاره- قاره است و در حال حاضر هیچ گونه فرورانشی در زیر منطقة راندگی زاگرس وجود ندارد. در کمان ماگمایی ارومیه- بزمان نیز علوی (1994) افزایش حدود 5 تا 10 کیلومتر ضخامت پوسته را به فعالیت ماگمایی و گسلش راندگی نسبت می‌دهد. در کوه های خاور ایران هم، برخورد ورق های لوت و افغان می‌تواند در ستبر شدگی پوسته نقش داشته باشد.
زمین‌شناسی البرز مرکزی
