فصل دوم 1 (پهنه‌های اصلی رسوبی – ساختاری ایران)

     (2)   فصل دوم (پهنه‌های اصلی رسوبی – ساختاری ایران)
         (1-2)   مقدمه
              (1-1-2)   مقدمه
         (2-2)   ایران جنوبی (زاگرس)
              (1-2-2)   ایران جنوبی(زاگرس)
              (2-2-2)   تاریخچة چینه‎ای زاگرس
              (3-2-2)   زیر پهنه‎های زاگرس
              (4-2-2)   الف) زیرپهنة راندگی‌ها (Thrust Zone)
              (5-2-2)   ب) زیرپهنة زاگرس چین‌خورده (Folded Zagros)
              (6-2-2)   زمین‎ساخت زاگرس
              (7-2-2)   لرزه‌ زمین‌ساخت زاگرس
              (8-2-2)   توان اقتصادی زاگرس
              (9-2-2)   فعالیت ماگمایی زاگرس چین‌خورده
         (3-2)   ایران میانی
              (1-3-2)   مقدمه
              (2-3-2)   زمین‎شناسی عمومی ایران میانی
         (4-2)   سنندج – سیرجان
              (1-4-2)   مقدمه
              (2-4-2)   تاریخچة چینه‎نگاری سنندج - سیرجان
              (3-4-2)   الف) مجموعة دگرگونی پرکامبرین پسین – تریاس میانی
              (4-4-2)   ب) مجموعة تریاس بالایی – کرتاسه
              (5-4-2)   ج) مجموعة ترشیری
              (6-4-2)   دگرگونی سنندج – سیرجان
              (7-4-2)   زمین‎ساخت سنندج – سیرجان
              (8-4-2)   توان معدنی سنندج – سیرجان
         (5-2)   البرز
              (1-5-2)   مقدمه
              (2-5-2)   تاریخچة چینه‎ای البرز
              (3-5-2)   زمین‎ساخت البرز
              (4-5-2)    لرزه‎ زمین‎ساخت البرز
              (5-5-2)   توان معدنی البرز – آذربایجان
         (6-2)   خرد‎قارة ایران مرکزی
              (1-6-2)   مقدمه
              (2-6-2)   1- « بلوک لوت»
              (3-6-2)   2- « بلوک طبس »
              (4-6-2)   3- « بلوک کلمرد»
              (5-6-2)   4- « بلوک پشت‎بادام»
              (6-6-2)   5- « فرونشست بیاضه – بردسیر»
              (7-6-2)   6- « بلوک یزد »
         (7-2)   بلوک لوت
              (1-7-2)   مقدمه
              (2-7-2)   تاریخچه چینه‎ای بلوک لوت
              (3-7-2)   بحثی دربارة پایداری بلوک لوت
              (4-7-2)   بحثی دربارة آتشفشانی‎‎های لوت
              (5-7-2)    لرزه‎ زمین‎ساخت بلوک لوت
              (6-7-2)   توان اقتصادی بلوک لوت
         (8-2)   حوضة فلیشی خاور ایران
              (1-8-2)   مقدمه
              (2-8-2)   چگونگی و زمان پیدایش
              (3-8-2)   تاریخچة چینه‎ای حوضة فلیشی خاور ایران
              (4-8-2)   زمین‎ساخت حوضة فلیشی خاور ایران
              (5-8-2)    لرزه‎زمین‎ساخت حوضة فلیشی خاور ایران
              (6-8-2)   توان اقتصادی کوه‎های خاور ایران
              (7-8-2)   توان هیدروکربنی ایران میانی
         (9-2)   ایران شمالی
              (1-9-2)   توضیح
         (10-2)   کپه‎داغ
              (1-10-2)   مقدمه
              (2-10-2)   بحثی در بارة موقعیت ساختاری کپه‎داغ
              (3-10-2)   تاریخچه چینه‎ای کپه‎داغ
              (4-10-2)   زمین‎ساخت کپه‎داغ
              (5-10-2)    لرزه‎زمین‎ساخت کپه‎داغ
              (6-10-2)   توان اقتصادی کپه‎داغ
         (11-2)   فرونشست خزر
              (1-11-2)   مقدمه
              (2-11-2)   حاشیة جنوبی خزر
              (3-11-2)   تاریخچة چینه‎ای حاشیة جنوبی خزر
         (12-2)   خزر جنوبی
              (1-12-2)   مقدمه
              (2-12-2)    تاریخچة چینه‎ای خزر جنوبی
              (3-12-2)   زمان و چگونگی تشکیل
         (13-2)   مکران
              (1-13-2)   مقدمه
              (2-13-2)   تاریخچة چینه‌ای مکران
              (3-13-2)   زمین‌ساخت مکران
              (4-13-2)   فرورانش مکران
              (5-13-2)   میزان فرورانش مکران
              (6-13-2)   واحدهای زمین‎ساختی مکران
              (7-13-2)   توان معدنی مکران
              (8-13-2)   لرزه‎زمین‎ساخت مکران
         (14-2)   فرونشست زابل
              (1-14-2)   توضیح

فصل اول زمین‎شناسی ایران

 

 

 

 

 

 

 

تألیف:

دکتر سید علی آقا نباتی

 

 

 

 

 

 

اردیبهشت 1383

 (1)   فصل اول – کلیات
         (1-1)   جایگاه زمین‎شناسی ایران
              (1-1-1)   مقدمه
              (2-1-1)   انگارة بزرگ ناودیس تتیس
              (3-1-1)   انگارة زمین‎ساخت ورقی(Plate Tectonic )
         (2-1)   ویژگی‎های پوستة ایرانزمین
              (1-2-1)    نوع پوسته(Crust)
              (2-2-1)   ضخامت پوسته
              (3-2-1)   ایزوستازی پوسته
         (3-1)   دیرینه جغرافیای ایران
              (1-3-1)   دیرینه جغرافیای ایران

فصل اول

کلیات

جایگاه زمین شناسی ایران

 زمین‎شناسی ایران، این باور وجود دارد که سرزمین ایران در بخش میانی کوهزاد آلپ – هیمالیا است، که از باختر اروپا آغاز و پس از گذر از ترکیه، ایران، افغانستان تا تبت و شاید تا نزدیکی‎های برمه و اندونزی ادامه دارد (شکل 1).جایگاه زمین‎شناختی ویژة این کوه‎ها در فصل مشترک دو قارة اوراسیا و گندوانا سبب شده تا در بارة چگونگی پیدایش این نوار چین‎خورده دو انگارة بزرگ ناودیس تتیس و زمین‎ساخت ورقی مورد بحث باشد. بررسی دو انگارة یاد شده و گفتمان در این زمینه می‎تواند در بیان جایگاه زمین‎شناسی ایران کارساز باشد.

 

انگارة بزرگ ناودیس تتیس

بر اساس این نظریه، در جایگاه کنونی کوه‎های آلپ – هیمالیا، بزرگ ناودیسی وجود داشته است که از اشتقاق ابرقارة پانگه‎آ ((Pangea شکل گرفته و زادگاه نوار چین‎خوردة آلپ – هیمالیا است. در بارة بخش ایرانی این بزرگ ناودیس فرض بر آن است که البرز، به دلیل داشتن سنگ‎های آتشفشانی فراوان، نوعی ایوژئوسینکلینال ((Eugeosynclinal و زاگرس به دلیل نداشتن سنگ‎های آتشفشانـی نوعی میوژئوسینکلیـنال (Miogeosynclinal ) است که به وسیلة تودة مقاوم (Median Mass ) ایران مرکزی از یکدیگر جدا بوده‎اند.با آغاز پژوهش‎های زمین‎شناختی گسترده، این یقین به دست آمد که انگارة بزرگ ناودیس تتیس با ویژگی‎های زمین‎شناختی ایران همخوانی و هم‎آهنگی ندارد و ایرادات زیر بر آن وارد است:

* سنگ‎های منسوب به پرکامبرین ایران، با وجود دگرگونی و دگرشکلی پیشرفته، آواری‎های انباشته شده در حوضه‎های کم ژرفایند.

* ردیف‎های پرکامبرین پسین – تریاس میانی ایران، رسوبات کنار قاره‎ای (Epicontinental) هستند که در محیط‎های پلاتفرمی انباشته شده‎اند. در ضمن، در این توالی‎ ایست‎های رسوبی متعدد وجود دارد که گاهی به بزرگی 40 و حتی 70 میلیون سال است بنابراین ویژگی‎های سنگی و محیط‎های رسوبی پرکامبرین پسین – تریاس میانی ایران شباهتی به بزرگ ناودیس‎ها ندارد.

* ردیف‎های تریاس بالا – ژوراسیک میانی ایران (به جز زاگرس) رسوب‎های زغالدار اند که در حوضه‎های پیش‎بوم(Fore land) باتلاقی – مردابی نزدیک به ساحل انباشته شده‎اند.

* توصیف تودة میانی برای ایران مرکزی پذیرفتنی نیست، چرا که فازهای گوناگون آلپی بر این بخش اثر درخور توجه دارند و حتی در مقایسه با البرز و زاگرس پویاترند.

* فراوانی سنگ‎های آتشفشانی سنوزوییک نمی‎تواند از ویژگی‎های بزرگ ناودیسی البرز باشد چرا که از یک سو بخشی بزرگ از این سنگ‎ها بر محیط‎های رسوبی بر قاره‎ای گواهی می‎دهند و ویژگی بزرگ ناودیس‎ها را ندارند و از سوی دیگر، سنگ‎های آتشفشانی یاد شده محدود به البرز نیستند و این‎گونه سنگ‎ها را می‎توان در گستره‎هایی وسیع از ایران مرکزی دید.

* مقایسة رسوبات پالئوزوییک و مزوزوییک البرز و ایران مرکزی نشان می دهد که در بسیاری از زمانها، رسوبات این دو پهنه در شرایط یکسانی انباشته شده اند و رخسارة سنگی همانند دارند. به گفتة دیگر نه ایران مرکزی تودة میانی بوده و نه البرز بزرگ ناودیس.

با تکیه برگفته های یاد شده دیده میشود که تکوین حوضه‎های رسوبی ایران و رویدادهای زمین‎ساختی آن را نمی‎توان با ساخت‎های پیچیدة زمین ناودیس‎ها مقایسه کرد و سنجید.

 

عنوان: انگارة زمین‎ساخت ورقی(Plate Tectonic )

وجود بعضی پوسته‎های اقیانوسی سبب شده است تا گروهی از زمین‎شناسان، جایگاه زمین‎شناسی ایران را در چارچوب زمین‎ساخت ورقی مورد تجزیه و تحلیل قرار دهند. به باور این زمین‎شناسان (اسمیت، هامیلتون، 1970، کرافورد، 1972، تکین، 1972 و 0000)، در محل کنونی راندگی اصلی زاگرس اقیانوسی گسترده‎ای به نام تتیس وجود داشته که دو قارة آفریقا – عربستان (گندوانا) و اروپا – آسیا (اوراسیا) را از یکدیگر جدا می‎کرده است. بر پایة این انگاره، کوه‎های البرز و ایران مرکزی، بخشی از قارة اوراسیا و زاگرس لبة شمالی سپر آفریقا – عربستان هستند. سه دلیل عمدة این دیدگاه عبارتست از:

* تفاوت رخساره‎های سنگی و زمین‎ساختی رسوبات دوران دوم و سوم زاگرس با سایر نواحی ایران.

* وجود سنگ‎های افیولیتی در امتداد راندگی اصلی زاگرس.

* وجود نوار آتشفشانی ارومیه – بزمان.یافته‎های نوین زمین‎ساختی ایران نشان می‎دهند که انگارة زمین‎ساخت ورقی بیانگر جایگاه واقعی زمین‎ساختی ایران نیست و الگوی توصیف شده به ویژه تعلق ایران مرکزی و البرز به قارة اوراسیا با پاره‎ای از واقعیت‎های ملموس در ناهماهنگی است. زیرا:* پی‎سنگ پرکامبرین ایران مرکزی و عربستان از نظر نوع سنگ‎ها، شرایط پیدایش و زمان سخت‎شدگی شباهت زیاد دارند.

* پس از سخت شدن پی‎سنگ پرکامبرین، از زمان پرکامبرین پسین تا تریاس میانی، شرایط حاکم بر محیط‎های رسوبی البرز، ایران مرکزی، زاگرس و عربستان همانند بوده است. همانندی رخساره‎های سنگی مورد سخن، ضمن نفی جدایی البرز – ایران مرکزی از زاگرس – عربستان، نشان می‎دهد که دست کم در زمان‎های پرکامبرین پسین، کامبرین و حتی اردویسین تمام نواحی یاد شده سرزمینی یکپارچه‎ بوده ‎است.اسمیت (1973)، در بازپسین انگارة زمین‎ساخت ورقی خود، بر این باور است که اقیانوس تتیس در زمان پرمین شکل گرفته و همزمان با پیدایش اقیانوس هند بسته شده است. ولی، افتخارنژاد (1359) سنگ‎آهک‎های پرمین زاگرس، به ویژه افق‎های بوکسیتی آن را مشابه البرز، ایران مرکزی و آذربایجان می‎داند که نشانگر شرایط آب و هوایی یکسان در این نواحی و یکپارچگی آنهاست.

* در انگارة زمین‎ساخت ورقی، کمان‎های ماگمایی حاصل از فرورانش باید دارای ترکیب شیمیایی کلسیمی - قلیایی باشند در حالی که، کمان ماگمایی ارومیه – بزمان، بیشتر، فرآورد تکاپوی ماگمایی از نوع قلیایی است که یادآور کافت‎های درون قاره‎ای است.

* بسیاری از زمین‎شناسان بر این باوراند 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 می‎توان نوعی ماگماتیسم بعد از برخورد قاره‎ای دانست که وابسته به پدیدة فروروانش نیست (عمیدی، امامی، 1984).

* بیشتر زمین‎شناسان 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 بیشترین مقدار رسیده است، یعنی زمانی که گمان می‎رود فرورانش به پایان رسیده و برخورد نهایی ورق‎ها صورت گرفته است.

به لحاظ وجود رخنمون‎های افیولیتی در محل راندگی اصلی زاگرس، وجود یک اشتقاق درون قاره‎ای 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 ورق‎ها و چگونگی بسته شدن آن پرسش‎هایی است که هنوز به طور نهایی پاسخ داده نشده است.

افیولیت‎های کرمانشاه و نیریز باعث شده‎اند تا گروه بزرگی از زمین‎شناسان، 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 کمان ارومیه – بزمان می‎دانند.

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 دانسته‎اند در حالی که گروهی از جمله نبوی (1355) اشتقاق مورد نظر را از نوع دریای سُرخ می‎دانند و بر این باوراند که بازشدگی قسمت‎هایی از ایران، در طول شکاف‎های سراسری و بوجود آمدن کافت‎ها، پدیده‎ای است که می‎توانسته است موجب بوجود آمدن پوسته‎های اقیانوسی باشد. و لذا، مقدار پوستة اقیانوسی آن چنان نبوده که بتواند در مراحل فرورانش عمل کند. به نظر اشتوکلین (1984) نیز، تتیس جوان می‎توانسته یک گودال باریک باشد و هیچ‎گاه پوستة اقیانوسی زیادتری نسبت به آنچه امروزه در کمربندهای افیولیتی می‎بینیم، تولید نکرده است. و یا، کشفی (1976) با انگارة زمین‎ساخت صفحه‎ای در جنوب ایران موافق نیست و بر این باور است که دیدگاه زمین ناودیسی، برای توضیح زاگرس و دیگر رشته کوه‎های تتیس سازگاری بیشتر دارد.

زمان و چگونگی به هم رسیدن دوبارة ورق‎ها همچنان می‎تواند قابل بحث باشد. دگرشیبی میان سازند تاربور (به سن ماستریشتین)، و مجموعه‎های افیولیتی - رادیولاریتی نیریز سبب شده است تا بیشتر زمین‎شناسان بسته شدن کافت زاگرس را به سن پیش از ماستریشتین (کرتاسة پسین) بدانند. ولی، پورحسینی (1983) توده‎های نفوذی الیگوسن – میوسن مناطق نطنز، سرچشمه و جبال‎بارز را با روند زمیندرز زاگرس همروند و به دلیل پایین بودن بنیادین ایزوتوپ استرانسیوم این توده‎ها را منشاء گرفته از گوشتة بالایی می‎داند و نتیجه می‎گیرد که بسته شدن زمیندرز زاگرس خیلی دیرتر از کرتاسة پسین، و به گفته‎ای، در نئوژن انجام گرفته است.

  عنوان: نوع پوسته(Crust) بستگی کامل به سرشت فیزیکوشیمیایی آن دارد. در ایران، پوسته از دو نوع قاره‎ای ((Continental و اقیانوسی ((Oceanic است که به صورت نوار و یا قطعات نامتجانس در کنار یکدیگر قرار گرفته‎اند. به همین‎رو نوروزی (1972)، دیویی و همکاران (1973)، پوستة ایران را مجموعه‎ای از خردقاره‎های ((Micro – Plates به هم پیوسته می‎دانند. از میان دو نوع پوستة گفته شده، پوستة قاره‎ای سهم بیشتری دارد، به گونه‎ای که بخش اعظم پوسته از نوع قاره‎ای است و از حدود 20 میلیون سال پیش تاکنون، در یک رژیم زمین‎ساختی 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 سانتی‎متر در سال به زیر مکران کشیده می‎شود (لوپیشون، 1968) و یا، در بستر دریای خزر، یک پوستة قدیمی اقیانوسی وجود دارد که به طور شیب‎دار به زیر بخش شمالی (البرز) کشیده شده است (گالپرین و همکاران، 1962 – بربریان و کینگ، 1981). جدا از پوسته‎های اقیانوسی در جا (Authochton) (بستر عمان و خزر)، مجموعه‎های افیولیتی موجود در امتداد پاره‎ای از گسل‎های عمدة ایران نیز نوعی پوستة اقیانوسی نابرجا ( (Allochton یند که به دلیل بسته شدن اشتقاق‎های درون قاره‎ای، به روی پوستة قاره‎ای رانده شده‎اند و رخنمون آنها، محل تقریبی مرز قاره‎های کهن را ترسیم می‎کند.

ضخامت پوسته

از نقشه گرانی‎سنجی موهو، تهیه شده توسط دهقانی و ماکریس (1983)، قابل تفسیر است. بر اساس این نقشه، در زیرراندگی اصلی زاگرس (زاگرس مرتفع)، بی‎هنجاری‎های ثقلی به حداقل (230 ± میلی‎گال) می‎رسد و در این ناحیه، پوستة ایران با 50 تا 55 کیلومتر ضخامت، بیشترین ستبرا را دارد. ولی، به سوی جنوب باختر، ناپیوستگی موهو (Moho) در ژرفای 40 کیلومتر است، از این رو به نظر می‎رسد که در زاگرس، پوسته از شمال خاور به جنوب باختر نازک می‎شود. اشنایدر و برزنجی (1986) نیز نشان دادند که در کمربند چین‎خوردة 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 نازک‎ترین بخش از پوستة ایران است. در مرز شمالی ایران به سمت دریای خزر، رشته کوه‎‎های البرز ریشه‎ای نشان نمی‎دهد و ضخامتی کمتر از 35 کیلومتر دارد. از سوی دیگر، در فرونشست‎های لوت و کویر، پوستة قاره‎ای با ضخامت کمتر از 40 کیلومتر، در تعادل ایزوستازی (Isostatic equilibrium) است. در کمان ماگمایی ارومیه – بزمان، ضخامت پوسته 45 تا 50 کیلومتر است و در جنوب باختری زون سنندج – سیرجان ضخامت پوسته به حدود 60 کیلومتر می‎رسد.داده‎های گوناگون نشان می‎دهند که میانگین ستبرای پوستة قاره‎ای در ایران، حدود 40 کیلومتر است (شکل 1-2). اگرچه افزایش ضخامت پوسته در 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 ورق‎ها است.

 

 به همین‎رو دهقانی و ماکریس، ضخیم شدگی پوسته زاگرس مرتفع و سنندج – سیرجان را حاصل فرآیند فشارشی وابسته به بازشدن دریای سرخ می‎دانند و بر این باورند که در این منطقه، دگرشکلی بیشتر در اثر راندگی و جابجایی سفره‎های رانده است و برخورد بین ورق‎ ایران و زاگرس از نوع قاره – قاره است و در حال حاضر هیچ‎گونه 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 کوه‎های خاور ایران هم، برخورد ورق‎های لوت و افغان می‎تواند در ستبر شدگی پوسته نقش داشته باشد.

ایزوستازی پوسته

نقشة بی‎هنجاری هم‎ایستایی ایران که بر پایة انگارة تعدیل شدة آیری Airy hypothesis تهیه شده است نشان می‎دهد که چگالی بلندی‎ها 67/2، چگالی میانگین پوسته 75/2، چگالی ریشه کوه‎ها 85/2، چگالی گوشتة بالایی 35/3 گرم بر سانتیمتر مکعب و ضخامت عادی پوسته 30 کیلومتر است. نتایج این محاسبات در شکل 1-3 خلاصه شده است (دهقانی و ماکریس، 1983).

مطابق این شکل، در نواحی بزرگی از ایران همچون لوت، فرونشست‎های کویر و همچنین رشته کوه‎های خـاور ایران و بخش وسیعـی از کوه‎ زاگرس، بی‎هنجاری‎هـای هم‎ایستایی بین صفــر تا 10± میلی‎گال و حاکی از تعادل هم‎ایستایی کامل این مناطق است. (شکل 1-3) 

آشفتگی‎های هم‎ایستایی، بیشتر در منطقة خوزستان، ساحل دریای مازندران و مرز میان رشته کوه زاگرس و پهنة مکران دیده می‎شود. در راندگی اصلی زاگرس، هر چند که مقادیر ایزوستازی بسیار کم است، ولی هنوز به حالت جبــرانOvercompensation) ‎) نرسیده است. رشته کوه‎های‎ البـرز، فراتر از حالت جبران است و هیچ ریشه‎ای در زیر آن وجود ندارد که به نظر دهقانی و ماکریس، به احتمال زیاد حاصل سفره‎های روراندة نابرجاست. حوضة خزر جنوبی، آنومال ثقلی شدید (100- تا 250- میلی‎گال) دارد که نشانة نبود تعادل ایزوستازی است. محاسبات زون شاین و لوپیشون (1986) نشان داده است که در حال حاضر، در حدود یک تا دو کیلومتر از فرونشینی زمین‎ساختی در آن جبران نشده و این امر ممکن است ناشی از نیروهای فشارشی باشد که در 6 میلیون سال گذشته این ناحیه را تحت تأثیر می‎داشته است.

دیرینه جغرافیای ایران

اگرچه در حال حاضر پوستة ایران‎زمین یک پارچه و به ظاهر همگن است ولی شواهد گوناگون زمین‎شناختی، به ویژه وجود مجموعه‎های افیولیتی در امتداد گسل‎های عمدة ایران که یادآور زمیندرزهای کهن‎اند، بر شواهد جدایش‎های درون قاره‎ای ژرف گواهی می‎دهند که تا گوشته ادامه داشته‎اند.

دربارة ماهیت، تعداد، جایگاه جغرافیایی و به ویژه اندازة گسترش این جدایش‎ها، اتفاق نظر وجود ندارد. در حالی‎ گه اسمیت، هامیلتون (1970) و تکین (1972) این جدایش‎ها را بسیار گسترده و به پهنای یک اقیانوس می‎دانند، نبود حجم کافی پوستة اقیانوسی سبب شده تا نبوی (1355) اشتقاق‎های پوستة ایران را از نوع دریای سرخ بداند که در طول شکاف‎های سراسری پدید آمده و موجب پیدایش پوسته‎های اقیانوسی شده است. جدا از پهنا و اندازة گسترش، برای جدایش‎های درون‎قاره‎ای پوستة ایران زمین، به ویژه واگرایی و همگرایی صفحه‎ها، شواهد روشن وجود دارد که به استناد آنها و با تکیه بر نظر بربریان وکینگ (1981) می‎توان بر روند تکامل ژئودینامیک ایران‎زمین مروری خلاصه داشت (شکل 1-4).

به باور بربریان و کینگ (1981) ، در زمان پرکامبرین (پیش از 650 میلیون سال قبل)، نواحی البرز، ایران مرکزی، سنندج – سیرجان و زاگرس در حاشیة شمالی قارة گندوانا قرار داشته‎اند و به وسیلة اقیانوس تتیس (اقیانوس پرکامبرین) از پهنة کپه‎داغ و به تبع آن از قارة اوراسیا جدا بوده‎اند.

آمیزه‎های کافتی با سرشت قلیایی به همراه نهشته‎های تبخیری نظیر واحدهای سنگ‎چینه‎ای سری ریزو، سری دسو و سری راور در ایران مرکزی (کرمان) و یا مجموعة هرمز در جنوب خاوری زاگرس شواهدی هستند مبنی بر واگرایی دو قارة اوراسیا و گندوانا در زمان پرکامبرین پسین – کامبرین پیشین (650 تا 400 میلیون سال) که حاصل آن فرو‎افتادگی‎هایی در ایران مرکزی، سنندج – سیرجان و زاگرس مرتفع بوده است.

در چرخة رخداد هرسی‎نین (400 تا 270 میلیون سال)، حرکت دو قارة اوراسیا و گندوانا همگرا بوده و در نتیجه فرابوم‎هایی در ایران مرکزی، سنندج – سیرجان و زاگرس پدیدار شده‎‎اند که یکی از پیامدهای آن کاهش پهنای تتیس کهن (اقیانوس هرسی‎نین) و آغازی بر بسته شدن این محیط آبی بوده است.(شکل 1-4) از اوایل پرمین تا میانة تریاس (270 تا 220 میلیون سال)، ضمن ادامة فرورانش و کاهش گسترة تتیس کهن، در محل تقریبی راندگی اصلی زاگرس، اشتقاق دیگری شکل گرفته که نام تتیس جوان دارد و بربریان برای آن نام اقیانوس آلپی زاگرس را برگزیده است. در نتیجة این اشتقاق، صفحة ایران از صفحة زاگرس– عربستان جدا شده و هم‎زمان با گسترش بستر تتیس جوان، صفحة ایران به سمت شمال حرکت کرده است.

در تریاس پسین (210 میلیون سال)، در اثر به هم پیوستن دو صفحة ایران و توران، تتیس کهن به طور کامل بسته شده است و صفحة ایران که تا این زمان ویژگی‎های گندوانایی داشته از این زمان سرشت اوراسیایی پیدا کرده است.از اوایل ژوراسیک تا آشکوب سنونین (195 تا 90 میلیون سال) تتیس جوان، در اثر عمل فرورانش در دو محل بسته شده ولی، بخش محوری آن گسترش یافته است. در ضمن، جدایش‎های نوع تتیس جوان در ایران مرکزی، خاور ایران، جنوب خاوری ایران (مکران) و به احتمال خزر جنوبی شکل گرفته‎اند. گلنی (2000)، وستفال و همکاران (2003) به اشتقاق‎های هم خانواده تتیس جوان نام نئوتتیس (2) داده‎اند (شکل 1-5).

در کرتاسة پسین تا میانة پالئوسن (85 تا 60 میلیون سال)، بخشی از پوستة اقیانوسی بر روی صفحة زاگرس – عربستان فرارانش کرده‎اند. ولی در ایران مرکزی با بسته شدن جدایش‎های نوع تتیس جوان (نوتتیس 2) آمیزه‎های رنگین دور کوچک قارة ایران مرکزی به وجود آمده است.شکل 1-5- الف

در زمان نئوژن (55 تا 20 میلیون سال)، هم زمان با شکل‎گیری دریای سرخ، اقیانوس تتیس جوان به سرانجام خود نزدیک شده است.

از زمان آلپ پایانی (5 میلیون سال) تا به حال، در اثر گسترش دریای سرخ، با به هم رسیدن کامل بلندی‎های زاگرس به زون سنندج – سیرجان اقیانوس آلپی زاگرس به طور کامل بسته شده است.اگرچه دیرینة جغرافیای گفته شده با بسیاری از حقایق زمین‎شناختی ایران هماهنگی دارد ولی باید گفت که:

 * به باور افتخارنژاد (1991) مجموعة افیولیتی و رسوب‎های پلاژیک جنوب باختری مشهد جداکنندة دو قارة اوراسیا و گندوانا نیست بلکه رخنمون این مجموعه‎ها معرف نوعی زمیندرز در سکوی اپی‎کاتانگایی ایران است. به گفته‎ای دیگر، زمیندرز حقیقی بین اوراسیا و گندوانا در شمال کوه‎های کپه‎داغ در خارج از ایران است که اشتوکلین (1977) و افتخارنژاد (1991) به آن تتیس کهن اول نام داده‎اند.

* زمیندرز شمال ایران که مرز دو صفحة توران و ایران دانسته شده، سن پرکامبرین ندارد و با توجه به شواهد موجود در جنوب – جنوب خاوری مشهد، اشتقاق مفروض به سن پرمین است که می‎توان در مقایسه به تتیس کهن اول، به آن تتیس کهن دوم نام دارد.زمیندرز‎های خاور ایران و مکران نوعی جدایش‎های هم‎خانواده تتیس جوان‎اند که در خاور ایران در زمان ائوسن میانی بسته شده است و در ناحیة مکران هنوز پدیدة فرورانش و همگرایی صفحه‎ها ادامه دارد.

* اگرچه از دیدگاه‎های گفته شده، بسته شدن تتیس جوان (1) زمان نئوژن و به عبارتی به آخرین حرکت‎های رخداد‎های آلپی نسبت داده شده است ولی نشانه‎های چینه‎نگاری و ساختاری، به ویژه پوشیده شدن مجموعه‎های افیولیتی نیریز با سنگ آهک‎های ریفی سازند تاربور به سن ماستریشتین، شواهدی هستند که بسته شدن تتیس جوان را در زمان پیش از ماستریشتین تداعی می‎کنند.شکل 1-5- ب

* شواهدی که به بسته شدن تتیس جوان در زمان نئوژن اشاره دارند نظیر پایین بودن مقدار استرنسیم و هم روند بودن توده‎های نفوذی کرکس، سرچشمه، جبال‎بارز با زون فرورانش تتیس جوان فقط ممکن است نشانه‎هایی از تکرار فرورانش در زمان نئوژن باشند.به این ترتیب می‎توان گفت که واژة تتیس مفهوم گسترده‎تری دارد که از نظر‎های موقعیت جغرافیایی، زمان شکل‎گیری، زمان بسته‎شدن، اثر بر زمین ‎شناسی ایران ویژگی‎های متفاوت زیر را دارند.