بررسی الگوی ساختاری و معرفی سطوح جدایشی رشته کوه البرز در شمال دامغان
محورهای موضوعی :زینب تسلیمی 1 , عبدالله سعیدی 2 * , منوچهر قرشي 3 , مهران آرین 4 , علی سلگی 5
1 - دانشگاه آزاد اسلامی واحد علوم و تحقیقات
2 - سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور
3 - دانشگاه آزاد تهران شمال
4 - دانشگاه آزاد اسلامی واحد علوم و تحقیقات
5 - دانشگاه آزاد اسلامی واحد علوم و تحقیقات
کلید واژه: رشته‌کوه‌های البرز# چین‌خوردگی# گسلش راندگی# چین¬های مرتبط با گسل# سطوح جدایشی#,
چکیده مقاله :
گستره مورد پژوهش بخشی از شرق البرز مرکزی از حاشیه دشت دامغان تا گسل شمال البرز می باشد. رشته کوه های البرز که بلندی های شمال ایران زمین را شکل داده اند، حوضه فرو افتاده کاسپین را از پهنه ایران مرکزی جدا کرده است. پوسته البرز در فاز کوهزایی سیمرین و آلپی دگرشکل شده و این دگرشکلی تا زمان کنونی به‌طور پیوسته ادامه داشته است. این پژوهش بر پایه داده-های برگرفته از تصویرهای ماهواره ای، نقشه های زمین‌شناسی، برداشت های میدانی و رسم برش های ساختارها و ردیف های رسوبی تشکیل‌دهنده این بخش از رشته کوه های چین و رانده البرز انجام شده است. گستره از تاقدیس و ناودیس های زیادی تشکیل شده که از جنوب به شمال شامل تاقدیس تویه- دروار، تاقدیس صبور، تاقدیس تلمادره، ناودیس علیخانی، تاقدیس ترکام، تاقدیس و ناودیس ببرچشمه می باشند. تعدادی از این ساختارها، چین های مرتبط با گسلش می باشند و به‌طور معمول در اثر تداوم کوتاه شدگی و گسلش، الگوی اولیه خود را از دست داده اند. در بین این چین ها تنها ناودیس علی خانی است که یک چین متقارن و باز می باشد. کارکرد گسل های بزرگ و به‌ویژه گسل های راندگی نقش بزرگی در الگوی کنونی چین های برشمرده بازی کرده اند. با توجه به روند ساختارها و محور چین های شکل گرفته فشار مؤثر بر منطقه دارای راستای شمال، شمال غرب - جنوب، جنوب شرق است که عمود بر این روند می باشد. ویژگی های فیزیکومکانیکی سازندهای تشکیل‌دهنده پوسته البرز در این گستره سبب پدید آمدن گسل های راندگی از سطوح گسست موجود در واحدهای سنگی یا سطوح جدایشی1 شده است. شدت کوتاه شدگی و جابجایی های بزرگ مقیاس در منطقه گاه سبب ناپدید شدن یکی از یال های برخی چین ها و یا حذف کامل یک ساختار چین‌خورده شده است. در این پژوهش در ردیف رسوبی تشکیل‌دهنده پوسته البرز سه سطح جدایشی در نهشته های پرکامبرین تا ائوسن میانی شناخته و ثبت شده است.
The studied area is a part of Eastern central Alborz, bestween southeastern piedmont of Alborz (NW of Damghan) and North Alborz Fault (South of Sari). The Alborz Mountain range which forms the heights of northern territory, separated the Caspian Depression from Iran central plateau. The Alborz is one of the Iranian mountain ranges that were deformed during two Cimmerian and Alpine organic events. This deformation is continued until the present day. This research is based on the satellite images, field investigations, drawing structural sections, stratigraphic sequences from the folded and thrusted parts of Alborz Mountains. The studied area is composed of numerous anticlines and synclines from South to North as Tuyeh- Darvar anticline, Sabour anticline, Talma- Darreh anticline, Alikhani syncline, Tarkan anticline, Babr cheshmeh syncline and anticline. Some of these folds are related to faulting which occured due to the typical continuous shortening and faulting of Alborz crust and destroyed their original patterns. The function of main faults and specially thrust faults played an essential role on the present models of mentioned folds. Regarding the axes of the folds, the effective compression over the area has a North, North Waste-South, South-East direction. This direction is perpendicular to axial trend of folds. The physico-mechanical properties of Alborz geological units caused development of detachment surfaces on main faults. The shortening intensity and large displacements have led to disappearance of a limb or whole fold. In this study the three surfaces of detachment were introduced inside the stratigraphic sequences from Precambrian to middle Eocene based on the well-known and documented data.
سعیدی، ع. و اکبرپور، م.ر.، 1371. نقشه 1:100000 زمین‌شناسی کیاسر، سازمان زمین‌شناسی کشور.
سعیدی، ع.، حسینخان ناظر، ن.، خوشدونی فراهانی، م.، میرزایی، م. ر.، 1394. نقشه¬های زمین‌شناسی و زمین‌شناسی مهندسی لیگوش و کالج، البرز مرکزی، سازمان زمین‌شناسی کشور.
سعیدی، ع.، 1389. ژئودینامیک ایران، جلد دوم، در دست چاپ،240.
سعیدی، ع. و وحدتی ،ف.، 1358. نقشه 1:100000 زمین‌شناسی چهار گوش ساری. سازمان زمین‌شناسی کشور.
سعیدی، ع.، حمیدی. م.، ایگدری، س.، خوشدونی فراهانی، م.، 1390. نقشه¬ها و گزارش¬های زمین‌شناسی گرگان، زیارت، حاجی‌آباد و .... مقیاس 1:25000، سازمان زمین‌شناسی کشور- تهران.
بربريان، م.، قرشي، م.، طالبيان، م.، و شجاع طاهري،ج.، (1375). پژوهش و بررسي نو زمین‌ساخت لرزه زمین‌ساخت و خطر زمین‌لرزه، گسلش در گستره سمنان، سازمان زمین‌شناسی و اكتشافات معدني كشور، 266.
تسلیمی، ز.، (1396). مکانیسم حرکتی سفره‌های رورانده البرزجنوبی در منطقه دامغان و ارائه الگوی برش تعادلی از مرزجنوبی تا خط الراس آن. پایان‌نامه دکتری، دانشکده علوم پایه،دانشگاه علوم و تحقیقات تهران، 148.
حاجیان نژاد، م.، (1385). تحلیل ساختاری منطقه تویه-دروار(غرب دامغان). پایان‌نامه کارشناسی ارشد، دانشکده علوم، دانشگاه شهید بهشتی، 128.
رحیمی، ب.، 1381. مطالعات ساختاری رشته کوه البرز در شمال دامغان.دانشکده علوم، دانشگاه شهید بهشتی، 208.
Aghanabati, A. and Saidi, A., 1981. Tectonic movement of Bathonian (Middle Jurassic) in Central Iran. Geological survey of Iran, Tehran, Iran.
Alavi, M., 1992. Thrust tectonics of the Binalood region, NE Iran. Tectonics, 11, 360-370.
Alavi, M., 1996. Tectonostratigraphic synthesis and structural style of the Alborz mountain system in northern Iran. Journal of Geodynamics, 21, 1–33.
Allen, M., Ghassemi, M.R., Shahrabi, M. and Qorashi, M., 2003. Accommodation of late Cenozoic oblique shortening in the Alborz range, northern Iran. Journal of Structural Geology, 25, 5, 659–672.
Asserto, R., 1966. Geological map of upper Djadjerud and Lar valleys (Central Elburz, Iran). Institute of Geology, University of Milan, scale 1: 50,000
Axen, G.J., Lam, P.S., Grove, M., Stockli, D.F. and Hassanzadeh, J., 2001. Exhumation of the west-central Alborz Mountains, Iran, Caspian subsidence, and collision-related tectonics. Geology, 29, 559–562.
Berberian, M., 1983. The southern Caspian: a compressional depression floored by a trapped, modified oceanic crust. Canadian Journal of Earth Sciences, 20, 163–183.
Fursich, F. T., Wilmsen, M., Seyed-Emami, K. and Majidifard, M. R., 2009a. Lithostratigraphy of the upper triassic–middle jurassic Shemshak group of Northern Iran. geological society, London, Special Publications, 312, 129–160.
Fursich, F. T., Wilmsen, M., Seyed-Emami, K. and Majidifard, M. R., 2009b. The Mid-Cimmerian tectonic event (Bajocian) in the Alborz Mountains, Northern Iran: evidence of the break-up unconformity of the South Caspian Basin. Geological Society, London, Special Publications, 312, 189–203.
Fleuty, M. J., 1964. the description of folds. Proceedings of the Geologists Association, Geological Society of London, 75, 461-492
Nazari, H., 2006. Analyes de la tectonique recente et active dans l’Alborz Central et la region de Tehran: Approche morphotectonique et paleoseismologique. Science de la terre et de l’eau. Montpellier, Montpellier, 247.
Ramsay, J. G., 1967. Folding and Fracturing of Rocks. Mc-Graw Hill, New York, 568.
Saidi, A. and Ghasemi, M.R., 1991. Geological map of Baladeh. scale 1/100000. Geological Survey of Iran
Saidi, A., Brunet, M. F., and Rico, L. E., 1977. continental accretion of the Iran Block to Eurasia as seen from Late Paleozoic to Early Cretaceous subsidence curves. Geodynamica Acta (Paris), 10, 5, 189-208.
Saidi, A., 1991. Calendrier de la migration permo-triasique et morcelle- ment mésozoıque des éléments continentaux de l'Iran, Thèse, University Pierre et Marie-Curie, Paris, France, 291.
Saidi, A., 1995. Calendrier de la migration permo-triasique et morcelle- ment mésozoıque des éléments continentaux de l'Iran, Thèse, University. Pierre et Marie Curie, Paris, France, 298.
Steiger, R.,1966: Die Geologie der West-Firuzkuh-Area (Zentral-Alborz/Iran). Geological Institute at ETH University of Zurich, 68.
Shahidi, A., 2008. Evolution tectonique de nord de l’Iran (Alborz et Kopeh Dagh) depuis le Mesozoique. Ph.D these, Universite´ Pierre et Marie Curie, Paris (in French), 500.
Sheikholeslami, M, R., 2018. Tectonosedimentary evolution of the basins in Central Alborz, Iran, GEOSCIENCES 106 (2018), 29-38.
Stocklin, J., 1968. Structural History and Tectonics of Iran A Review. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 52, 1229-1258.
Stocklin, J., 1974a, Northern Iran: Alborz Mountains, In Spencer, A., Ed., Mesozoic -Cenozoic orogenic belts; data for orogenic studies; Alpine-Himalayan orogens: Geological Society [London] 4, 213–234.
Takin, M., 1972. Iranian Geology and Continental Drift in the Middle East. Nature, 235, 147-150.
Wilmsen, M., Fürsich, T., Seyed-Emami, K., Majidifard, M. R. and Taheri, J., 2009. The Cimmerian Orogeny in northern Iran: tectono-stratigraphic evidence from the foreland. Terra Nova, 21, 211–218.
Zanchi, A., Zanchetta, S., Berra, F., Mattei, M., Garzanti, E., Molyneux, S., Nawab, A. and Sabouri, J., 2009. The Eo-Cimmerian (Late? Triassic) orogeny in north Iran. Geological Society, London, Special Publications, 312, 1, 31-55
بررسی الگوی ساختاری و معرفی سطوح جدایشی رشته کوه البرز در شمال دامغان
زینب تسلیمی1، عبدالله سعیدی(2و*1)، منوچهر قرشی 3، مهران آرین 4، علی سلگی5
1. دانشجوی دکترا،گروه زمین شناسی-تکتونیک، دانشکده علوم پایه، دانشگاه آزاد اسلامی واحد علوم و تحقیقات، تهران،ایران
2.استادیار پژوهشکده علوم زمین، سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، تهران، ایران
3.دانشیار گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه آزاد اسلامی واحد تهران شمال، تهران، ایران
4.استاد گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه آزاد اسلامی واحد علوم و تحقیقات، تهران،ایران
5.استاد گروه زمین‌شناسی، دانشکده علوم پایه، دانشگاه آزاد اسلامی واحد علوم و تحقیقات، تهران،ایران
چکیده
گستره مورد پژوهش بخشی از شرق البرز مرکزی از حاشیه دشت دامغان تا گسل شمال البرز میباشد. رشته کوههای البرز که بلندیهای شمال ایران زمین را شکل دادهاند، حوضه فرو افتاده کاسپین را از پهنه ایران مرکزی جدا کرده است. پوسته البرز در فاز کوهزایی سیمرین و آلپی دگرشکل شده و این دگرشکلی تا زمان کنونی به‌طور پیوسته ادامه داشته است. این پژوهش بر پایه دادههای برگرفته از تصویرهای ماهوارهای، نقشههای زمین‌شناسی، برداشتهای میدانی و رسم برشهای ساختارها و ردیفهای رسوبی تشکیل‌دهنده این بخش از رشته کوههای چین و رانده البرز انجام شده است. گستره از تاقدیس و ناودیسهای زیادی تشکیل شده که از جنوب به شمال شامل تاقدیس تویه- دروار، تاقدیس صبور، تاقدیس تلمادره، ناودیس علیخانی، تاقدیس ترکام، تاقدیس و ناودیس ببرچشمه میباشند. تعدادی از این ساختارها، چینهای مرتبط با گسلش میباشند و به‌طور معمول در اثر تداوم کوتاه شدگی و گسلش، الگوی اولیه خود را از دست دادهاند. در بین این چینها تنها ناودیس علیخانی است که یک چین متقارن و باز میباشد. کارکرد گسلهای بزرگ و به‌ویژه گسلهای راندگی نقش بزرگی در الگوی کنونی چینهای برشمرده بازی کردهاند. با توجه به روند ساختارها و محور چینهای شکل گرفته فشار مؤثر بر منطقه دارای راستای شمال، شمال غرب - جنوب، جنوب شرق است که عمود بر این روند میباشد. ویژگیهای فیزیکومکانیکی سازندهای تشکیل‌دهنده پوسته البرز در این گستره سبب پدید آمدن گسلهای راندگی از سطوح گسست موجود در واحدهای سنگی یا سطوح جدایشی1 شده است. شدت کوتاه شدگی و جابجاییهای بزرگ مقیاس در منطقه گاه سبب ناپدید شدن یکی از یالهای برخی چینها و یا حذف کامل یک ساختار چین‌خورده شده است. در این پژوهش در ردیف رسوبی تشکیل‌دهنده پوسته البرز سه سطح جدایشی در نهشتههای پرکامبرین تا ائوسن میانی شناخته و ثبت شده است.
واژه‌های کلیدی: رشته‌کوه‌های البرز، چین‌خوردگی، گسلش راندگی، چینهای مرتبط با گسل، سطوح جدایشی.
Investigation of structural pattern and introduction of Detachment surface of Alborz Mountain Range in the north of Damghan
Taslimi, Z.1, Saidi, A.2, Ghoreshi, M.3, Arian, M.4 and Solgi, A.5
1.Department of Geology, College of Basic Sciences, Tehran Science and Research Branch, Islamic Azad University, Tehran, Iran
2.Assistant Professor, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Islamic Azad University, Science and Research Branch, Tehran, Iran
3. Associate Professor, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Islamic Azad University, Science and Research Branch, Tehran, Iran
4.Professor, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Islamic Azad University, Science and Research Branch, Tehran, Iran
5. Professor, Department of Geology, Faculty of Basic Sciences, Islamic Azad University, Science and Research Branch, Tehran, Iran
Abstract
The studied area is a part of Eastern central Alborz, between southeastern piedmont of Alborz (NW of Damghan) and North Alborz Fault (South of Sari). The Alborz Mountain range which formed the height of northern territory, has been separated the Caspian Depression from Iran central plateau, The Alborz is one of the Iranian mountain ranges that has been deformed during two Cimmerian and Alpine organic events. This deformation is continued until the present day. This research is based on the satellite images, field investigations, planning of structural sections, stratigraphic sequences from this fold part and thrust Alborz Mountains. This studied area is composed of numerous anticline and syncline from South to North as Tuyeh- Darvar anticline, Sabour anticline, Talma- Darreh anticline, Alikhani syncline, Tarkan anticline, Babr cheshmeh syncline and anticline. Some of these folds are related to faulting which is due to the typical continuous shortening and faulting of Alborz crust and have been destroyed their original models. The function of main faults and specially thrust faults has been played an essentially role on the present models of mentioned folds. Regarding to axial of the folds, the effective compression over the area has a North, North Waste-South, South-East direction which is perpendicular to axial trend of folds.
The physic-mechanical properties of Alborz geological units caused detachment surfaces on the appearance of main faults. The shortening intensity and large displacements have led to disappearance of a limb or complete of a fold. In this study the researchers introduce three surfaces of detachment inside the stratigraphic sequences from Precambrian to middle Eocene and register their data.
Keywords: Alborz Mountains range, Fold, thrust fault, Folds related fault, Detachment surface
[1] * نویسنده مرتبط: abdollahsaidi@yahoo.fr
1- Detachment surface
مقدمه
منطقه مورد پژوهش با مختصات جغرافیایی ¢30˚53- ˚54 طول شرقی و ¢30˚36-˚36 عرض شمالی در غرب و شمال غربی شهرستان دامغان جای دارد و به‌سوی شمال تا شمال کیاسر گسل شمال البرز (گسل شمال البرز) ادامه مییابد (شکل 1). از نظر زمین‌شناسی بخشی از کوهزاد البرز است که ردیف رسوبی آن را نهشتههای پرکامبرین تا میوسن پسین تشکیل میدهند (شکل 1). این رشته کوه در درازای خود از شرق به غرب ریخت منحنی داشته و راستای ساختارها از شمال غرب- جنوب شرق، شرق- غرب، شمال شرق- جنوب غرب تا شمالی- جنوبی تغییر میکند. از نگاه ساختاری این کوهزاد یک رشته چین و رانده است به‌گونه‌ای که گسلهای معکوس دامنه جنوبی، به‌سوی شمال و گسلهای معکوس دامنه شمالی، به‌سوی جنوب شیب دارند. مرز شمالی رشته کوه البرز با کوههای کپه داغ زمین، درز تتیس کهن است و مرز جنوبی آن با ایران مرکزی گسلهای راندگی پیشانی کوهستان میباشد. این رشته کوه بخشی از کمربند کوهزایی جوان آلپ- هیمالیا است و از نظر ویژگیهای زمین‌شناسی و ساختاری تفاوت زیادی با سایر بخشهای این کمربند کوهزایی دارد( Alavi 1996; Stoklin, 1968، سعیدی و همکاران،1394). در این پژوهش با انتخاب گسترهای از شرق البرز مرکزی در شمال غرب دامغان تلاش شده است تا برداشتهای میدانی و کسب دادههای چینه نگاشتی و ساختاری شامل اندازه‌گیری ویژگیهای هندسی چینها و لایههای تشکیل‌دهنده ساختمان چینها و نیز گسلها در امتداد شمال، شمال غرب- جنوب، جنوب شرق یک برش ساختاری از الگوی چینها و برهم کنش آنها تهیه و موازنه شود. نیاز به یادآوری است که برش ساختاری موازنه شده به‌وسیله نرم‌افزار Move و با روش به حالت اولیه برگردانده شدن انجام شده است.
شکل 1. موقعیت جغرافیایی منطقه مورد مطالعه در اندیکس نقشههای زمین‌شناسی سازمان زمین‌شناسی و معدنی کشور به همراه نقشه گستره دوران‌های زمین‌شناسی در این گستره ( برگرفته از نقشه زمین‌شناسی 1:100000 کیاسر (سعیدی و اکبرپور، 1371)
جایگاه زمین‌شناسی
رشته کوههای البرز بخشی از کمربند بزرگ آلپ-هیمالیا است که پوسته آن در طی رویدادهای دو کوهزایی سیمرین و آلپی دچار دگرشکلی شده و ساختارها بر هم نهاده شدهاند. از این‌رو نسبت به سایر رشته کوههای ایران، دارای پیچیدگیهای ویژهای میباشند (Saidi, 1995; Alavi, 1992) Assereto, (1966) در بازه زمانی مطالعه و تهیه نقشههای زمین‌شناسی البرز مرکزی که بسیاری از سازندهای پالئوزوئیک و مزوزوئیک را شناسایی و معرفی کرده است، به یک دسته گسلهای راندگی اشاره دارد که در جنوب شیب به‌سوی شمال و در شمال شیب به‌سوی جنوب دارند و سوی رانش آنها به هر دو جهت است. Stocklin (1968) ، با توجه به جهت شیب گسلهای راندگی در دامنههای شمالی و جنوبی، رشته کوه البرز را یک ناودیس ژرفی با روند شرقی- غربی دانسته که پهلوهای شمالی و جنوبی آن شامل چندین گسل راندگی است. به باورNazari (2006)، این گسلها حتی پی‌سنگ را نیز تحت تأثیر قرار دادهاند و در مدلی که ارایه کرده رشته کوه البرز را یک ساختار گل مانند مثبت معرفی کرده (شکل 2-ت).
Alavi (1992) ، با بررسیهایی که در نواحی بینالود جنوب گرگان، کیاسر، شمال تهران و تالش انجام داده البرز را با الگویی شکل گرفته از مجموعهای از ورقههای رو رانده در نظر گرفته که یک ساختار بزرگ تاقگون پشت خوکی1 با گرایش به‌سوی جنوب را میسازد. در این الگو پی‌سنگ دگرگونه پرکامبرین دگر ریخت نشده و دگرشکلی از نوع نازک پوسته بیان شده است (شکل2-الف). بر پایه بررسیهای نوین Allen et al. (2003) کمربند چین خورده-رانده شده البرز در یک سامانه ترا فشارشی دگر ریخت میشود. در این سامانه نوعی بخش شدگی دگر ریختی صورت گرفته است و کوتاه شدگی مایل بر روی گسلهای راستالغز و راندگی نزدیک به موازی با کوهزایی رخ داده است. شیب گسلهای راندگی به‌سوی داخل رشته کوه است و سبب شکل‌گیری یک ساختار گل‌سرخی مثبت شده است (شکل2-پ). تاکنون برشهای ساختاری گوناگونی با اندکی تغییر نسبت به الگوی اشتوکلین (شکل2-ب). بازسازی شده است که مشهورترین آن الگوی Nazari (2006) میباشد.
[1] - Piggy back
شکل2. مدل‌های ساختاری ارائه شده برای البرز، الف) مدل ساختاري البرز)به نقل از(Alavi, 1992 ، ب) برش ساختاري البرز)به نقل از(Stocklin,1974a ، پ) برش ساختاری البرز(اقتباس از Allen et al., 2003)، ت) برش ساختاري ساده و موازنه شده (به نقل از (Nazari, 2006
خاستگاه زمین ساختی منطقه
رشته کوه البرز تحت تأثیر دو کوهزایی سیمرین و آلپی چین‌خورده و دگرشکل شده است (Nazari, 2006; Saidi, 1995; Alavi, 1996). بنابراین از دیدگاه ساختاری نسبت به دیگر رشته کوههای بلوک ایران دارای پیچیدگیهای زمین‌شناسی و ساختاری میباشد (سعیدی و همکاران، 1394). از رخدادهای مؤثر بر منطقه که میتوان از آن نام برد، فاز برخورد قاره- قاره بلوک ایران و توران (بخش جنوبی اوراسیا) در تریاس میانی (ابتدای کارنین) (;Saidi et al, 1977 Saidi, 1995) است که سبب دگرشکلی نهشتههای حوضه تتیس کهن و بالا آمدن این نهشتهها و ایجاد رشته کوههای ناشی از این فاز شده است. فرسایش پس از کوهزایی سبب نهشته شدن افقهای بوکسیتی-لاتریتی در مرز سازند الیکا (تریاس پیشین- میانی)، سازند هم‌زمان و پیش از کوهزایی و سازند شمشک (تریاس پسین- ژوراسیک) با رخساره تخریبی- قارهای (سازند پس از کوهزایی) همراه با ناپیوستگی رسوبی و دگرشیبی زاویهای به‌ویژه سازند شمشک و نهشتهای پالئوزوئیک در جای‌جای رشته کوههای البرز (Saidi et al; 1977; Saidi, 1995; Shahidi, 2008; Wilmsen et al., 2009;) شده است (شکل 3-الف). در فاصله بین این کوهزایی و سیستم کوهزایی جوان آلپی، رویدادهای دیگری در چارچوب فازهای سیمرین میانی و پسین، پوسته البرز را تحت تأثیر قرا داده است. از آن جمله میتوان به رویداد باژوسین (سیمرین میانی) در رشته کوه البرز و ایران مرکزی (Aghanabati and Saidi, 1981; Wilmsean et al., 2009; Foursich et al., 2009a) اشاره کرد. دیگر رویداد (سیمرین پسین) در فاصله زمانی آلبین- سنومانین و به‌ویژه تورونین است که در البرز سبب ناپیوستگی رسوبی بین نهشتههای کرتاسه میانی و پسین شده است. نماد این رویداد نهشته شدن رخساره کنگلومرا و یا برون ریخت بازالتهای سازند ژیپس و ملافیر (Saidi and Ghasemi, 1981; Steiger , 1966) در البرز مرکزی است. دیگر رویداد بزرگ کوهزایی آلپی که مرحله آغازین آن با برخورد قاره- قاره صفحه عربی (تازی) با صفحه ایران (Takin, 1972; Stocklin, 1974a; Berberian 1983; Alavi, 1996; Nazari, 2006). در فاصله زمانی کامپانین- ماستریشین (کرتاسه پسین) و دانین (پالئوسن) روی‌داده است. نشانه این رویداد دگرشیبی نهشتههای دریایی کرتاسه پسین (سنومانین) و نهشتههای تخریبی- قارهای پالئوسن در دامنههای جنوبی و بخش مرکزی رشته کوههای البرز و ایران مرکزی است. نیاز به یادآوری است که خشکی‌زایی ناشی از این رویداد سبب پس‌روی دریا به‌سوی شمال شده و رسوب‌گذاری پیوسته کرتاسه پسین (ماستریشتین)- پالئوسن (دانین) شاهد این پس‌روی و محیط دریایی در بخش شمالی البرز و سرزمینهای شمالی است (سعیدی و وحدتی،1358، سعیدی و اکبرپور 1358و Saidi and Ghasemi, 1991) (شکل3-ب). رخداد دیگر که عامل اصلی چین‌خوردگی و فراخاست رشته کوههای البرز شده است، مربوط به فاز کوهزایی آلپ میانی میباشد که نبود نهشتههای ائوسن پسین- تا میوسن پسین در بیشتر نقاط البرز به‌ویژه در ناحیه مورد پژوهش شاهدهایی بر این رخداد هستند (Stocklin, 1974a ; Alavi, 1996; Saidi et al; 1977; Allen et al, 2003; Zanchi et al. 2009; Axen et al., 2001; Nazari, 2006; Shahidi, 2008; Wilmsen et al. 2009; Sheikholeslami, 2018 و تسلیمی، 1396). چین‌خوردگی و دگرشکلی نهایی رشته کوه البرز مربوط به آخرین فاز کوهزایی آلپی از میوسن پسین- پلیوسن) میباشد. گسلهای اصلی منطقه با امتداد شمال شرق- جنوب غرب همگی دارای مؤلفه چیره شیب‌لغز معکوس میباشند و کارکرد آنها سبب رانده شدن سازندهای گوناگون بر روی یکدیگر و نیز سبب به وجود آمدن ورقههای رورانده در منطقه گردیده است که ناشی از آخرین فاز آلپی میباشد این حرکتها و همچنین راندگیهای بزرگ مقیاس در منطقه، گاهی با حذف پهلوی چینها و یا برگشتگی یالهای چینهای بزرگ همراه است، به‌گونه‌ای که اثر سطح محوری این چینها موازی با گسلهای راندگی است. در نقشه زمین‌شناسی (شکل 4) گستره مورد بررسی و روند گسلها و چین‌خوردگی‌ها نشان داده شده است.
شکل3. موقعیت لایه‌ها بر روی زمین و همچنین نقشه زمین‌شناسی گستره مورد بررسی (برگرفته از نقشه زمین‌شناسی 1:100000 کیاسر (سعیدی و اکبرپور، 1371). الف) افق بوکسیت و لاتریت در بین سازند ماسه‌سنگی شمشک و سازند دولومیتی الیکا (دید به‌سوی شمال غرب)، ب)همبری ناپیوسته سنگ آهک‌های کرتاسه پسین و سازند فجن با وجود ناپیوستگی(دید به‌سوی غرب)
روش مطالعه
الگوی ساختارهای منطقه
جهت درک بهتر اشکال ساختاری موجود در منطقه، ویژگیهای هندسی لایه‌بندی تاقدیس و ناودیسهای شکل گرفته در این ناحیه به همراه ویژگیهای هندسی گسلهای راندگی موثر در شکل‌گیری آنها برداشت شد ( شکل 5) و با توجه به این داده‌ها برش عرضی تاقدیس و ناودیسهای مورد بررسی رسم شد. روند اثر محوری ساختارهای چین‌خورده موجود در این منطقه همگی هم‌راستا با روند کلی البرز و به‌صورت شمال شرقی- جنوب غربی میباشد و از جنوب به‌سوی شمال منطقه، تاقدیسها و ناودیسها به ترتیب شامل: تاقدیس تویه-دروار، تاقدیس صبور، ناودیس علیخانی، تاقدیس تلمادره، تاقدیس ترکام، تاقدیس و ناودیس ببرچشمه میباشد (شکل 4).
شکل4. نقشه زمین ساختاری تهیه شده از منطقه مورد مطالعه برگرفته از نقشه زمین‌شناسی کیاسر(سعیدی و اکبرپور، 1371). اسامی محلی تاقدیس‌های به ترتیب از جنوب به شمال بر طبق شماره‌های گذاشته شده، 1)تاقدیس تویه-دروار2) تاقدیس صبور،3) ناودیس علیخانی،4) تاقدیس تلمادره، 5)تاقدیس ترکام 6) تاقدیس و ناودیس ببرچشمه
شکل5. استریوگرام ویژگیهای هندسی لایه‌بندی منطقه در نقاط و ایستگاه‌های مورد بررسی بر روی نقشه 1:100000 زمین‌شناسی کیاسر(سعیدی و اکبرپور، 1371) ، برای نمایش بهتر تغییرات و انحراف لایه‌ها از سیستم عمومی (استریوگرام‌های سیاه لایه‌بندی‌ها و استریوگرام‌های سرخ‌رنگ ویژگی صفحه گسلها را نشان میدهد)
تاقدیس تویه – دروار
سازندهایی که در ساخت این تاقدیس شرکت دارند از بیرون به درون هسته شامل: سازندهای الیکا (TRe1-TRe2-TRe3)، جیرود(Dg)، میلا(ϵm)، لالون(ϵ1)، زاگون(ϵ2)، باروت(ϵb) اند و در نهایت سازند سلطانیه(ϵs) که هسته تاقدیس را میسازد و از دولومیت خاکستری تیره و توده‌ایی تشکیل شده است. در همبری بالایی آن سنگ آهک‌های دولومیتی به رنگ خاکستری تیره در تناوب با شیل‌های سبز و خاکستری رنگ سازند باروت میباشد که در محل برون‌زدگی این تاقدیس در دامنه جنوبی میلا کوه میتوان آنها را دید. شیب یال جنوبی تاقدیس از جنوب به شمال به سمت هسته آن به‌تدریج افزایش مییابد،درحالی‌که شیب لایههای یال شمالی تاقدیس به نسبت یال جنوبی بیشتر است و به حدود 85 درجه می‌رسد. این تفاوت شیب به دلیل عملکرد گسل راندگی تویه-دروار در یال شمالی است که سبب رانده شدن واحدهای دونین با لایه‌بندی منظم از نازک تا ستبر لایه روی یال شمالی این تاقدیس شده است. همچنین عملکرد راندگی و حرکت شمال به جنوب واحدهای فرادیواره گسل راندگی سبب مدفون شدن سازندهای یال شمالی تاقدیس تویه-دروار شده است، به‌گونه‌ای که در یال شمالی تاقدیس سازندهای جیرودو میلا دیده نمی‌شوند و به‌وسیله ورقههای راندگی مزوزوئیک پوشیده شدهاند.زاویه بین یالی حدود 70 درجه این چین را بر اساس طبقه‌بندیFleuty (1964)، در رده چینهای باز قرار میدهد و با توجه به اینکه بخش زیادی از لایه‌بندی این چین در بخش میلا کوه به‌صورت یک برش عرضی رخنمون یافته میتوان آن را بر اساس رده‌بندی Ramsay (1967)، در رده 1c قرارداد. (شکل6-الف) ویژگیهای هندسی و کینماتیکی تاقدیس تویه-دروار و برش عرضی آن نشان داده شده است.
تاقدیس صبور
این تاقدیس با روند اثر محوری شمال شرقی-جنوب غربی از نظر سنگ‌شناسی لایه‌ها، بسیار شبیه به تاقدیس تویه-دروار است. یال شمالی این تاقدیس بر اثر جابه‌جایی‌های بزرگ مقیاس راندگی صبور که در شمال این تاقدیس پدید آمده پوشیده شده است. سازندهای پالئوزوئیکی این تاقدیس به‌وسیله واحدهای مارنی نئوژن پوشیده شده است و بنابراین نمی‌توان الگوی چین را برمبنای ویژگیهای هندسی زاویه بین یالی به‌سادگی تفسیر کرد. بااین‌حال با اندازه‌گیری‌های صورت گرفته در یال جنوبی این تاقدیس و همچنین با استفاده از شیب و امتداد لایههای سازندهای تشکیل‌دهنده این تاقدیس و دادههای Dem منطقه برش عرضی شماتیکی از این تاقدیس رسم شده که در (شکل6-ب) نشان داده شده است.
شکل6. الف) برش ساختاری رسم شده تاقدیس تویه-دروار همراه با سازندهای تشکیل‌دهنده و موقعیت برش عرضی تاقدیس بر روی نقشه زمین‌شناسی کیاسر به همراه ویژگیهای هندسی و کینماتیکی لایههای تشکیل‌دهنده تاقدیس، ب) برش ساختاری تاقدیس صبور و جایگاه آن بر روی نقشه زمین‌شناسی کیاسر و ویژگیهای هندسی و کینماتیکی آن، پ) برش ساختاری تاقدیس تلمادره و موقعیت برش بر روی نقشه و ویژگیهای هندسی و کینماتیکی آن، ت) برش ساختاری تاقدیس ترکام و موقعیت و ویژگیهای هندسی و کینماتیکی آن، ث) برش ساختاری ناودیس کوه علیخانی و موقعیت برش بر روی نقشه زمین‌شناسی و ویژگیهای هندسی و کینماتیکی آن، ج) برش عرضی ناودیس و تاقدیس ببرچشمه و جایگاه برش بر روی نقشه زمین‌شناسی و ویژگیهای هندسی و کینماتیکی ساختار چین‌خوردگی
ناودیس علیخانی
ناودیس علیخانی در شرقی‌ترین بخش برگه کیاسر به مقیاس1:100000 (سعیدی و اکبرپور، 1371) جای گرفته و روند محوری ناودیس شمال شرقی–جنوب غربی است. سازندهای تشکیل‌دهنده یالهای این ناودیس واحدهای سنگی مزوزوئیک و بیشتر سنوزوئیک است. سازند کرج(Ek) هسته ناودیس میباشد و لایههای یال شمالی این ناودیس سنگ آهک‌های کرتاسه پسین(K2l1) میباشد که به‌صورت دگرشیب در زیر کنگلومرای فجن(Pgfc) به سن پالئوسن جای گرفته‌اند. پیرامون این ناودیس گسلهای راندگی آگره شمالی و جنوبی نمایان شده است که عملکرد این گسل سبب بالا آمدن و همچنین متفاوت شدن واحدهای زمین‌شناسی این بخش از منطقه نسبت به بخشهای دیگر شده است. اندازه زاویه بین یالی نزدیک به 90 درجه، این ناودیس را با توجه به رده‌بندی Fleuty (1964)، در رده چینهای باز قرار میدهد. ویژگی هندسی و کینماتیکی برش عرضی این ناودیس در (شکل6-ث) نشان داده شده است.
تاقدیس تلمادره
نام این تاقدیس از روستای تلمادره که کم‌وبیش در هسته این تاقدیس جای دارد انتخاب شده است. روند محوری تاقدیس شمال شرقی-جنوب غربی میباشد و اندازه‌گیری‌های صورت گرفته برروی یالهای این تاقدیس نشان میدهد که از هسته تاقدیس به‌سوی لایههای جوان‌تر یعنی از واحدهای دونین شیب یالهای شمالی هم سو با شیب یالهای جنوبی میباشد، همچنین در یال شمالی با توجه به شیب لایه‌ها واحدهای کهنتر بر روی واحدهای جوان‌تر نشسته‌اند که رسم برش عرضی یک تاقدیس برگشته را نشان داد که ناشی از تاثیر فشارش دراز مدت در این بخش و همچنین جابه‌جایی زیاد گسل راندگی لنگر در یال شمالی این تاقدیس میباشد ( شکل-6پ ) نمای شماتیک این تاقدیس برگشته و همچنین ویژگیهای هندسی و کینماتیکی آن نشان داده شده است. از نظر رده‌بندی نیز چین بر مبنای زاویه بین یالی بر اساس رده‌بندی Fleuty (1964)، در رده چینهای هم‌شیب جای می‌گیرد.
تاقدیس ترکام
هسته تاقدیس سازند خوش ییلاق(Dkh) میباشد و بخش بیرونی و آخرین لایه‌بندی این تاقدیس را هم سازند آهکی فوزولین دار روته(Pr) تشکیل میدهد. روند اثر محوری این تاقدیس در راستای شمال شرقی-جنوب غربی است و با توجه به اندازه‌گیری‌های شیب و امتداد لایه‌بندی‌های این تاقدیس و رسم برش عرضی این تاقدیس در رده چینهای باز قرارمی گیرد. که برش عرضی تاقدیس ترکام و ویژگیهای هندسی تاقدیس ترکام، در (عکس6-ت) نشان داده شده است.
ناودیس و تاقدیس ببرچشمه
اثر محوری این ساختار راستای شمال شرقی - جنوب غربی دارد و از نظر درجه‌بندی بر اساس زاویه بین یالی نزدیک به 70 درجه در رده چینهای باز جای می‌گیرند. همچنین از نظر تقارن یک چین نامتقارن میباشد. عملکرد گسل معکوس شمال البرز و بی‌شک حرکت شمال به جنوب این گسل سبب حذف بخش زیادی از یال شمالی تاقدیس ببر چشمه شده است. هسته ناودیس ببرچشمه را سنگ‌آهک‌های سازند الیکا(TRe1, TRe2) به سن تریاس زیرین و میانی تشکیل میدهند. در یال جنوبی ناودیس ببرچشمه در لایههای سازند درود(Pd) و مبارک(Cm) تغییرات چشمگیر شیب لایه‌ها دیده میشود و با تکرار زیاد شیب لایه‌بندی از شمال به جنوب و برعکس تغییر میکند و درنهایت در لایههای سازند خوش ییلاق تا حدودی این تغییرات کم شده و شیب ثابت میشود. مجموعه تاقدیس و ناودیس ببرچشمه بخش زیادی از شمال برگه کیاسر را تشکیل داده است. (شکل6-ج) برش عرضی رسم شده از این ناودیس و تاقدیس کوچک کناری آن به همراه ویژگیهای هندسی و کینماتیکی آنها که با استفاده از برداشتهای صحرایی و دادههای ارتفاعی-رقومی تهیه شده است را نشان میدهد.
گسلهای موثر در شکل‌گیری منطقه
آنچه حتمی است رشته کوه البرز، در کمربند زمین ساختی آلپ- هیمالیا واقع شده و چین‌خوردگی البرز و شکل گرفتن آن، در فاز چین‌خوردگی آلپی نهایی شده است، ولی پس از آن نیز، فعالیت‌های زمین ساختی، همواره رشته کوههای البرز را تحت تأثیر داشتهاند. میتوان این‌گونه بیان داشت که تکتونیک البرز، یک تکتونیک جوان و پیوسته پرتکاپو بوده و اکنون نیز این جنبش‌ها ادامه دارد. از نظر ساختمانی، منطقه مورد مطالعه، از ورقههای متعددی که روی یکدیگر رانده شدهاند به وجود آمده است(Alavi, 1996) که شواهد همگی نشان از راندگی از شمال به سمت جنوب این گسلها است. در ادامه به بررسی ساختار و ویژگیهای هندسی و کینماتیکی گسلهای معکوس و راندگی موجود در منطقه پرداخته شده است.
گسل گیو
گسل گیو که در غرب منطقه گیو تنگه در جنوب شرقی‌ترین بخش برگه کیاسر(سعیدی و اکبرپور، 1371( و در یال جنوبی تاقدیس تویه-دروار با روند شمال شرقی-جنوب غربی پدید آمده دارای درازایی در حدود 10 کیلومتر در منطقه مورد بررسی میباشد. بر اساس بررسیهای انجام شده یک گسل معکوس کوچک زاویه (راندگی) میباشد. حرکت رو به جنوب این گسل راندگی سبب رانده شدن سازند دولومیتی و مقاوم الیکا(TRe1,TRe2) به سن تریاس زیرین و میانی برروی شیل‌هایی با سختی کم و ماسه سنگی سازند شمشک(Js) به سن تریاس پسین- ژوراسیک شده است. حرکت رو به جنوب سبب برگشتگی شیب لایههای کم مقاومت شیلی سازند شمشک شده است. اندازه‌گیری‌های صورت گرفته از گسل گیو در منطقه گیوتنگه و همچنین در ورودی روستای تویه - دروار امتداد این گسل را N15E و شیب این گسل را 17 درجه به‌سوی شمال غرب نشان میدهد.عملکرد این راندگی در این منطقه سبب رورانده شدن نهشتههای پالئوزویئک بر روی مزوزوئیک شده است. در(شکل7-A. الف) ویژگیهای هندسی و کینماتیکی این گسل راندگی و همچنین رانده شدن سازند الیکا بر روی سازند شمشک به سبب جابه‌جایی و حرکت رو به جنوب این راندگی نشان داده شده است(شکل7-B. الف).
گسل تویه
این گسل که در شمال روستای تویه و در یال شمالی تاقدیس تویه-دروار با روند کلی شمال غربی-جنوب شرقی پدید آمده است، یکی دیگر از گسلهای طولی و مهم منطقه میباشد. این گسل با درازای تقریبی 20 کیلومتری در منطقه، از شرق گیو تنگه آغاز شده و در ادامه در غرب روستای تویه به بخش انتهای شرقی گسل میلا می‌پیوندد. بررسیهای صورت گرفته بر روی گسل راندگی تویه نشان میدهد که گسل،از نوع راندگی میباشد و زاویه شیب آن پیرامون 40 درجه به‌سوی شمال و امتداد آن N50E میباشد. حرکت بلوک‌های فرادیواره از شمال به‌سوی جنوب این گسل راندگی سبب شده که سنگ‌آهک‌های دونین با لایه‌بندی منظم از نازک تا ستبرلایه و مقاوم بر روی یک توده دیوریتی رانده شده و به‌موجب این حرکت و جابه‌جایی تمامی سری‌های کامبرین یال شمالی تاقدیس تویه-دروار که شامل سازندهای لالون ،زاگون و باروت میشود را بپوشاند. در فاصله کمی از پهنه گسل و برروی فرادیواره گسل، سنگ آهک‌های خوب لایه‌بندی شده به‌شدت دچار چین‌خوردگی و بریدگی شدهاند. شدت چین‌خوردگی ناشی از عملکرد این گسل راندگی میباشد و بیانگر نقش مهم این گسل معکوس در کوتاه شدگی و شکل‌گیری این منطقه از البرز جنوبی است. در (شکل7-A. ب) ویژگی هندسی و کینماتیکی گسل تویه و همچنین جابه‌جایی واحدهای آهکی به سن تریاس و رانده شدن آنها برروی واحد دیوریتی دونین نشان داده شده است(شکل7-B. ب).
گسل صبور
گسل معکوس صبور با روند شمال شرقی-جنوب غربی و شیبی حدود 60 درجه به‌سوی جنوب، از جنوب دشت فولاد محله آغاز شده و تا انتهای کوه صبور (تاقدیس صبور) ادامه مییابد و دارای درازای نزدیک به 30 کیلومتر در منطقه میباشد. عملکرد این گسل در منطقه مورد بررسی در محل تاقدیس صبور سبب رانده شدن سنگ آهک‌های کرم رنگ و مقاوم تریاس الیکا بر روی ماسه سنگ‌های سرخ رنگ سازند لالون شده است(شکل7-B. پ). نتیجه این جنبش حذف یال شمالی تاقدیس صبور بوده است. در(شکل7-A. پ) این راندگی و ویژگی هندسی و کینماتیکی این گسل نشان داده شده است.
گسل آگره
گسل راندگی آگره در شمال و جنوب ناودیس کوه علیخانی جای گرفته است و با توجه به این نحوه قرارگیری میتوان آن را در هر دو یال شمالی و جنوبی ناودیس علیخانی برداشت نمود. روند ساختاری این گسل شمال شرقی-جنوب غربی میباشد. درازای آن در بخش یال جنوبی ناودیس علیخانی نزدیک به 50 کیلومتر میباشد.
جنبش این گسل در شمال سبب رانده شدن واحدهای کرتاسه بالایی (جوان‌تر) بر روی واحدهای ژوراسیک (کهنتر) و حذف بخش بزرگی از این واحدها شده است. در یال جنوبی ناودیس نزدیک به دشت فولاد محله نیز این گسل سبب رانده شدن سازند کرج بروی سازندهای شمشک و ائوسن میانی با رخساره کربناتی و نیز سازندهای پالئوزوئیک شده است.این روراندگی سبب حذف و از بین رفتن سازند فجن به‌سوی غرب و نیز زیر گرفتن یال شمالی تاقدیس صبور شده است. شیب گسل آگره در بخش یال جنوبی ناودیس علیخانی بسیار کم و کمتر از 15 درجه است و این شیب کم و حرکت رو به جنوب ورقه رورانده سبب شیب‌دار کردن و برگشتگی لایههای سازندهای پالئوزوئیک شده است. در (شکل7-B. ت) صفحه گسل و همچنین مورفولوژی ایجاد شده از عملکرد این گسل راندگی و ویژگیهای هندسی و کینماتیکی آن در (شکل7-A. ت) نشان داده شده است.
گسل لنگر
گسل راندگی لنگر با درازای نزدیک به 40 کیلومتر و شیبی پیرامون 18 درجه به‌سوی جنوب در این منطقه در یال شمالی تاقدیس تلمادره و همچنین در یال جنوبی تاقدیس ترکام جای گرفته است و به‌طورکلی روندی شمال شرقی-جنوب غربی دارد.
این گسل با توجه به موقعیت جای‌گیری آن در یال شمالی تاقدیس تلمادره ویال جنوبی تاقدیس ترکام سبب رانده شدن واحدهای سنگی با سن‌های متفاوت بر روی یکدیگر شده است. برای نمونه در اطراف یال شمالی تاقدیس تلمادره رانده شدن واحدهای کهن سنگ آهک و دولومیت تریاس پسین بر روی واحدهای جوان‌تر شیل و ماسه‌سنگ سازند شمشک دیده میشود(شکل7-B. ث). در اطراف یال جنوبی تاقدیس ترکام واحدهای سنگی جوان‌تر شیل و ماسه سنگ شمشک بر روی واحدهای دولومیتی کهنتر که سازند روته میباشد، رانده شده است.
گسل راندگی لنگر در منطقه بین دو تاقدیس تلمادره و ترکام دارای پهنه برشی و عملکرد گسترده‌ای و با توجه به ساختارهای چین‌خورده متعدد شکل گرفته در این بخش، میتوان باور داشت که گسل راندگی لنگر یکی از موثرترین گسلهای راندگی این ناحیه در شکل‌گیری ساختاری چین‌خورده و همچنین کوتاه شدگی در این بخش میباشد. در( شکل7-A. ث) ویژگی هندسی و کینماتیکی این گسل نیز نشان داده شده است.
گسل بادله
گسل معکوس کوچک زاویه بادله با درازای نزدیک به 45 کیلومتر در این منطقه، در شمال منطقه مورد بررسی با یک روند کلی شمال شرقی-جنوب غربی و شیبی به‌سوی شمال پدید آمده است. جنبش‌های این گسل سبب رانده شدن واحدهای سنگی کهن پالئوزوئیک به سن دونین(سازند خوش ییلاق) بروی واحدهای سنگی جوان‌تر به سن تریاس پسین-ژوراسیک (سازند شمشک) شدهاند. در(شکل7-A. ج) ویژگی هندسی و کینماتیکی این گسل و نیز در شکل (شکل7-B. ج) رانده شدن سازند خوش ییلاق بر روی سازند شمشک نشان داده شده است.
گسل شمال البرز
گسل معکوس شمال البرز با درازای نزدیک به 45 کیلومتر هم‌راستا با گسل معکوس بادله، روندی شمال شرقی-جنوب غربی دارد. در این از رشته کوه البرز و در منطقه مورد بررسی عملکرد گسل سبب جای گرفتن نهشتههای مزوزوئیک بر روی نهشتههای میوسین پسین جنوب کاسپین شده و در پهنه آن چین‌خوردگی شدید در نهشتههای موزوزوئیک (تریاس) به‌صورت تاقدیس و ناودیسهای باریک و فشرده موازی با گسل دیده میشود. این گسل در بخش غربی با اینکه بیرون از منطقه مورد مطالعه قرار داشته مورد بررسی قرار گرفته است. و با توجه به اندازه‌گیری‌های صورت گرفته و تحلیل ویژگی هندسی و کینماتیکی، این بخش از گسل شمال البرز با شیبی پیرامون 75 درجه به‌سوی شمال (شکل7-A. چ) در دسته گسلهای معکوس جای می‌گیرد.
در ایستگاهی که گسل شمال البرز بررسی شده است واحدهای کرتاسه پسین که شامل سنگ آهک و مارن‌های روشن میباشد از شمال به جنوب بر روی واحدهای سنگی آهکی کمی خاکستری رنگ به سن تریاس پسین- میانی رانده شدهاند(در شکل7-B. چ)این پدیده سبب ایجاد یکسری چینهای کوچک مقیاس در بخش فرادیواره گسل شمال البرز شده است. در بررسیهای صورت گرفته پیشین ( Alavi, 1996 و سعیدی و اکبرپور، 1371) بر روی تکه‌هایی از گسل شمال البرز، شیب آن بیشتر به‌سوی جنوب نشان داده شده ولی در این نقطه از منطقه مورد پژوهش، در گستره جنوب روستای خارخون و حاشیه رودخانه زارم رود، شیب گسل بسیار زیاد است و دچار کمی برگشتگی شده است و شیب این بخش از گسل با شیبی نزدیک به قائم به‌سوی شمال میباشد.
شکل 7. A. ویژگی هندسی و کینماتیکی گسلها در مسیر پیمایش از جنوب به شمال بر روی نقشه 1:100000 زمین‌شناسی کیاسر(سعیدی و اکبرپور، 1371) نشان داده شده است که به ترتیب شامل گسل. الف) گسل گیو، ب) گسل تویه، پ) گسل صبور، ت) گسل آگره، ث) گسل لنگر، ج) گسل بادله، چ) گسل شمال البرز
شکل7- B. الف) همچنین نگاره رانده شدن سازند الیکا در فرادیواره گسل گیو بر روی سازند شمشک در فرودیواره (دید به‌سوی شرق)، ب) رانده شدن واحدهای آهکی تریاس برروی واحد دیوریتی در امتداد گسل تویه (دید به‌سوی شرق)، پ) رانده شدن واحدهای آهکی تریاس برروی واحد ماسه سنگی سرخ لالون بر روی گسل صبور (دید به‌سوی شرق)، ت) صفحه گسل و شیب راندگی گسل آگره و رانده شدن سنگ آهک‌های کرتاسه بالایی بر روی سازند لار به سن ژوراسیک (دید به‌سوی غرب)، ث) پهنه برش گسلی لنگر و رانده شدن سنگ آهک‌های کرتاسه بالایی بر روی سازند لار به سن ژوراسیک (دید به‌سوی شرق)، ج) رانده شدن سازند خوش ییلاق بر روی سازند شمشک در امتداد گسل بادله (دید به‌سوی شمال غرب)، چ) رانده شدن واحدهای کرتاسه بالایی بر روی واحدهای سنگی تریاس در امتداد گسل شمال البرز(دید به‌سوی شمال غرب) که به‌طور محلی شیب گسل در این ناحیه به‌سوی شمال است
افقهای جدایشی1 منطقه
رشته کوههای البرز دو دوره دگرشکلی را در کوهزایی‌های سیمیرین و آلپی پشت سر گذاشته است. دو عامل تنش و رئولوژی سنگ‌های تشکیل‌دهنده پوسته البرز سبب شده است که ساختارهای گوناگون با الگوهای متفاوتی شکل گیرد و در بسیاری از موارد تحلیل این الگوها فرآیند آسانی نمی‌باشد.
سنگ‌های ستبر لایه با ویژگیهای مقاوم در برابر این تنش‌ها دچار شکستگی و سنگ‌هایی با ویژگیهای فیزیکی شکل‌پذیر دچار چین‌خوردگی و تغییر شکل شدهاند. در این پژوهش با توجه به برداشتهای میدانی و دادههای موجود، ستون چینه‌شناسی این بخش از البرز مرکزی از کهن به جوان تهیه شده است (شکل 8) و واحدهای سنگی تشکیل‌دهنده هر بخش و جایگاه و ارتباط هرکدام از این واحدها با ساختارهای چین‌خورده و گسلهای راندگی و معکوس تاثیر گذار بر این چین‌خوردگی‌ها در منطقه بررسی شد. پس از بررسیهای صورت گرفته، شکل‌گیری راندگیهای موثر در منطقه را میتوان به سطوح گسستگی موجود در واحدهای سنگی تشکیل‌دهنده منطقه نسبت داد. این واحدهای سنگی سست می‌توانند لایههای شیل، مارن و یا سنگ آهک‌های مارنی تشکیل‌دهنده سازندهای منطقه باشند که در بازه زمانی کوتاه شدگی پوسته به‌صورت سطوح جدایشی2 عمل کرده و سبب شکل‌گیری گسلهای فشارشی، گسترش و بالا آمدن به‌سوی سطح شده باشند. با توجه به بررسیهای صورت گرفته در منطقه مورد پژوهش، سه سطح جدایشی به‌عنوان منشاء پدید آمدن گسلهای راندگی معرفی شدهاند (شکل9) که به ترتیب از کهن به جوان عبارتند از: 1) عضو 5 سازند میلا به سن اردوویسین، 2) واحدهای شیلی سازند مبارک به سن کربونیفرپسین، 3) واحد شیل و مارن سازند شمشک به سن تریاس پسین- ژوراسیک.
[1] - Decollement horizon
[2] - Detachment surface
شکل8. ستون چینه شناسی ردیفهای رسوبی از منطقه مورد پژوهش (با اقتباس ازSaidi, 1991 )
شکل9. سطوح جدایشی معرفی شده در منطقه مورد پژوهش بر روی ستون چینه‌شناسی نقشه 1:100000 زمین‌شناسی کیاسر(سعیدی و اکبرپور، 1371) که به ترتیب از پایین به بالا، عضو5 سازند میلا به سن کامبرین- اردوویسین(سازند لشگرک)، واحدهای شیلی سازند مبارک به سن کربونیفر و واحد شیل و مارن سازند شمشک به سن تریاس پسین- ژوراسیک میباشد
نتیجه‌گیری
مطالعات میدانی و اندازه‌گیری ویژگیهای هندسی و کینماتیکی ساختارهای موجود در گستره مورد پژوهش در طی هشت مأموریت یک هفتهای نشان میدهد که در منطقه بیشتر چینهای برداشت شده از نوع چینهای انتشار گسلی، مرتبط با گسل، نامتقارن و بندرت از نوع چینهای باز میباشند، بنابراین بیشتر چینهای این بخش از کوهزاد البرز الگوی اولیه خود را در طی دورههای دگرشکلی از دست داده و تخریب شدهاند. گسلهای بزرگ معکوس و راندگی نقش بزرگی در این تغییر و تحولات داشتهاند. تاقدیس تلمادره در مرکز منطقه یک چین نامتقارن است که یال شمالی آن بر روی سطح گسل راندگی لنگر برگشته است. گرچه ممکن است پیش از فاز سیمرین نهشتههای گندوانایی پوسته البرز فراز و فرودهایی نشان دهند، ولی هیچ‌گاه چین‌خوردگی و دگرشیبی در آنها وجود ندارد. دگرشیبی نهشتههای تریاس پسین (سازند شمشک) با نهشته کهنتر (پالئوزوئیک و تریاس پیشین- میانی) گواه آغازین فاز کوهزایی سیمرین در کارنین (برخورد قاره- قاره) صفحه ایران با صفحه توران (بخش جنوبی ابر قاره اوراسیا) میباشد.
گسلهای گستره مورد مطالعه بیشتر از نوع گسلهای معکوس میباشند که برخی از آنها گسلهای معکوس بزرگ زاویهاند1، بیشتر گسلهای معکوس، کوچک زاویه2 یا راندگی میباشند. دگرشکلی کنونی این بخش از پوسته البرز و تغییر الگوی اولیه چینها نتیجه سازوکار و عملکرد گسلهای راندگی است. گسلهای رده پارگی3 نیز در منطقه فراوانند و در جهت عمود بر حرکت ورقههای رورانده با سازوکار راستالغز راست یا چپ بر پدید آمدهاند. برای رسم برشهای ساختاری، پیمایشهایی عمود بر روند ساختارهای منطقه انجام شده است که نتیجه آن ارایه این برشها و تعیین الگوی ساختارها، به‌ویژه چینها میباشد: الگوی دگرشکلی منطقه مورد پژوهش در )شکل10) نشان داده شدهاند. در این برشها تلاش شده است رابطه بین گسلش و کارکرد آنها بر روی تغییر الگوی تاقدیسها و ناودیسها به درستی ارایه شوند. در این پژوهش که برای نخستین بار بررسی عوامل دگرشکلی پوسته این بخش از البرز انجام شده، سه سطح جدایشی معرفی شدهاند که گسلهای بزرگ توانستهاند در این سطوح پدید آمده و در پی رشد آنها به‌سوی بالا در سطح پدیدار شده و سبب دگرشکلی شدند.
[1] 1-High angle reverse fault
[2] 2 - Low angle reverse fault
[3] - Tear Faults
|
شکل10. الگوی ساختاری چین‌خوردگی‌ها و گسلهای راندگی منطقه به همراه خط سیر برش عرضی آن بر روی نقشه 1:100000کیاسر(سعیدی و اکبرپور، 1371). در گستره بخش سرخ رنگ شکل لایههای سازند درود مورد پی جویی قرار گرفته اند و در بخش سبز رنگ لایه های سازند زاگون دنبال شدهاند، در بخش آبی نیز به‌دلیل عملکرد گسل راندگی آگره سازندها با بخشهای شمالی و جنوبی با توجه به رخنمون‌های سطحی کامل جدا شدهاند و امتداد دیگری جز در این بخش ندارند. یخش سرخ رنگ، که بخش اول از شمال به جنوب برش الگوی ساختاری ارائه شده از منطقه می باشد، لایههای ماسه سنگ، شیل و آهکی سازند روته به سن پرمین دنبال شده است و همان‌گونه که در شکل نیز دیده میشود، عملکرد گسل راندگی بادله در شمال و گسل راندگی لنگر سبب حذف دو ساختار ناودیسی و پهلوهای سازنده آن شده است، در بخش سبزرنگ، الگو و شکل ساختاری لایه های ماسه سنگی سرخ لالون به سن کامبرین بالایی دنبال شده است و همانطور که در شکل نیز دیده می شود عملکرد گسلهای راندگی تویه، صبور و راندگی جنوبی گسل آگره سبب حذف یک ناودیس و پهلوهای شمال یک تاقدیس شده است. لازم به ذکر است که بخش آبی رنگ از الگوی ساختاری ارائه شده فقط از یک ناودیس تشکیل شده و در مورد امتداد و یا دنبال کردن لایه های آن در دیگر قسمت‌های منطقه مورد مطالعه با توجه به نبود لایه های آن نمی‌توان نظر بیشتری داد |