۲-۱-۱-زاگرس
کمربند کوهزایی زاگرس در ایران قسمتی از رشته کوههای آلپ-هیمالیا است که گستره ای در حدود ۲۰۰۰ کیلومتر با روند شمال غرب جنوب شرق از شرق گسل آناتولی تا خط عمان در جنوب ایران را شامل می شود((Alavi, 1994. جایگاه تکتونیکی زاگرس در اثر همگرایی و برخوردی که بین صفحه عربی و ایران صورت گرفته ، شکل گرفته است. این همگرایی در شرق به ناحیه فرورانش مکران تبدیل می شود(Farhoudi and Karig, 1977).
بر مبنای مطالعات زمین شناختی برخورد قاره ای بین صفحه عربستان با ایران مرکزی قبل از ۲۳ تا ۲۵ میلیون ساال پیش آغاز شده است. این برخورد از شمال غرب شروع و به تدریج به جنوب شرق رسیده است (Agard et al., 2005). از نگاه ساختاری کمربند چین خورده تراستی زاگرس از گسل های رورانده با زاویه بالای باز فعال شده ای تشکیل شده است که عملکرد آنها چین های مرتبط با گسل را باعث شده است. علاوه بر این، گسل های راستا لغز نیز تاثیر گسترده ای بر تغیر شکل این کمربند داشته اند (Paul et al., 2010).
سیستم گسل امتداد لغز کازرون یکی از مهمترین این گسل ها است که کمربند را به دوقسمت شرقی و غربی با ویژگی های سنگ شناختی و ساختاری متفاوت تقسیم کرده است (Paul et al., 2010). این سیستم علاوه بر زاگرس کمریند دگرگونی سنندج- سیرجان را نیز تحت تاثیر قرار داده است (Safaei, 2009). بر پایه مطالعات توموگرافی لرزه ای و ناهمسانگردی لرزه ای سنندج – سیرجان و زاگرس بر روی سنگ کره عربی قرار دارند (Kaviani et al., 2009). تقسیم بندی های متفاوتی برای این، یکی از جوانترین کوهزایی‌های روی زمین ارائه شده که از این میان می‌توان به علوی ((Alavi, 1994 اشاره کرد که این ناحیه کوهزایی را بر اساس مطالعات چینه‌شناسی به سه قسمت تقسیم کرده است که شامل:
( اینجا فقط تکه ای از متن درج شده است. برای خرید متن کامل فایل پایان نامه با فرمت ورد می توانید به سایت feko.ir مراجعه نمایید و کلمه کلیدی مورد نظرتان را جستجو نمایید. )
کمربند چین‌خوردگی ساده زاگرس
کمربند دگرگونی سنندج-سیرجان
کمربند ماگمایی ارومیه-دختر
بربریان(Berberian, 1995) زاگرس را بر اساس توپوگرافی، لرزه‌خیزی و چینه شناسی به پنج واحد مورفوتکتونیکی تقسیم کرده که شامل:
کمربند تراستی زاگرس مرتفع
کمربند چین‌خوردگی ساده
پیش ژرفا زاگرس
دشت ساحلی زاگرس
سرزمین‌های پست خلیج فارس و بین النهرین
و آخرین و جامع‌ترین تقسیم بندی ارائه شده توسط Sarkarinejad and Azizi, 2008 ، بر اساس مطالعات تحلیل و سنتز ساختاری بوده که شامل:
کمربند چین خورده ساده زاگرس
کمربندرانده، چین خورده زاگرس
سیستم تراست زاگرس
زمین درز زاگرس و زون افیولیت‌ها
کمربند دگرگونی فشار بالا-دمای پائین/فشار پائین-دمای بالا سنندج-سیرجان
کمربند ماگمائی ارومیه –دختر
کمربند کوهزایی زاگرس متشکل از رسوبات اینفراکامبرین تا میوسن است که ضخامتی بیش از ۱۰ کیلومتر را شامل می شود (Stocklin, 1974; Stonely, 1981) و این رسوبات در حاشیه غیر فعال صفحه عربی نهشته شده‌اند. این کمربند متاثر از فعالیت و حرکت گسله های رانده و امتداد لغز راستگرد دچار تغییر شکل شده است. بیشتر تغییر شکلی که در زاگرس رخ می دهد به صورت غیر لرزه ای بوده و همراه با چین خوردگی است به طوری که تنها ۵% از تغییر شکلی که در زاگرس رخ می‌دهد به صورت لرزه‌ای است و ۹۵% تغییر شکل حاصل از همگرایی صفحه‌های عربی و اوراسیا در زاگرس به صورت چین خوردگی و یا خزش بر روی گسله‌ها است(Masson et al., 2005).
چین‌ها در زاگرس از لحاظ هندسه و اندازه متفاوت هستند و دارای طول موجی از چند صد متر تا ۱۰ کیلومتر و طول آنها از چند کیلومتر تا صدها کیلومتر است(Sepehr et al., 2004). نوع ساختارها و الگوی تغیر شکل در امتداد زاگرس متفاوت است. از نظر ساختاری در جنوب خاوری کمربند زاگرس روند NW-SE ساختارهای رورانده-چین خورده در HZB به تاقدیس‌های نامتفارن بزرگ با یال‌های باز ZSFB (Zagros Simple Folded Belt) در جنوب باختری که از خود یال SW پر شیب‌تری را نشان می‌دهند تغییر می‌یابد که به طور کلی دارای اثر سطحی گسلش بسیار کمی هستند (Berberian, 1995). در قسمت خاوری کمربند زاگرس روند چین‌ها E-W با یک انحنا ساختاری که نمایانگر Fars arc است. ناحیه گذار بین فارس و قسمت‌های شمال باختری زاگرس بوسیله گسله‌های امتداد لغز راستگرد که از لحاظ لرزه‌ای فعال هستند مشخص میشود.
تخمین‌هایی که بر پایه مقاطع عرضی که بر اساس نقشه‌های تهیه شده در سازمان زمین شناسی و شرکت ملی نفت ایران بنا شده نشان دهنده کوتاه شدگی بر اثر چین خوردگی و راندگی در پوشش رسوبی زاگرس که در ناحیه لرستان ۵۷ کیلومتر در ناحیه دزفول ۸۵ کیلومتر و در فارس ۶۷ کیلومتر بوده است(Mc Quarrie, 2004).
کمربند زاگرس مرتفع
این ناحیه از زاگرس بخشی از کمربن کوهزایی زاگرس است که بیشترین مقدار بالا آمدگی و فرسایش را دارد (Navabpur et al., 2007). کمربند تراستی باریک با عرضی بیش از ۸۰ کیلومتر، میزان بارندگی در آن بیش از دیگر قسمت‌ها است و ارتفاع آن به ۴۰۰۰ متر می‌رسد. این کمربند توسط تعداد بسیار زیادی گسل تراستی بریده بریده شده است. از دیگر ویژگیهای بارز این کمربند کمبود و یا نبود فعالیت لرزه‌ای و طاقدیسهای بزرگی است که بر روی گسله‌های تراستی ایجاد شده و از نوع چین در ارتباط با گسل هستند(Bereberian, 1995) چین‌ها و راندگی‌ها با روند NW-SE پدیده‌های تکتونیکی رایج در زاگرس مرتفع است. این ساختارها تبدیل به ساختارهای Highly imbricated به سمت شمال خاور می‌شوند((Navabpur et al., 2007 . این ساختارها به خوبی مورد مطالعه و تحقیق قرار گرفته‌اند(Molinaro et al., 2004;2005) بیشتر واحدهای سنگی در این محدوده مارن‌ها و آهک‌های محیط‌های دریایی باز و بر قاره‌ای صفحه عربی هستند که در محیط تکتونیکی passive margin نهشته شده‌اند(Ramsay et al., 2008).
زاگرس مرتفع توسط سیستم تراست زاگرس ZTS(Zagros Thrust system) (Sarkarinejad and Azizi, 2008) در شمال که مرز این واحد ساختاری با زون دگرگونی سنندج-سیرجان SSMZ(Sanandaj-Sirjan Metamorphic Belt) است و گسل زاگرس مرتفع HZF(Haigh Zagros Fault) (Berberian, 1995) در جنوب، که مرز این واحد با واحد ساختاری چین‌خوردگی ساده ZSFB است محدود میشود. بر پایه مطالعات صحرایی که در جنوب خاوری HZB انجام شده(Navabpour et al., 2007) چین‌ها و راندگی‌های اصلی در یک رژیم تکتونیکی فشارشی با میانگین جهت ،N032° تشکیل شده‌اند. در طی میوسن ساختارهای امتداد لغز تحت سه رژیم استرس امتداد لغز به وجود آمده‌اند که جهت‌گیریهای متفاوتی داشته‌اند در میوسن پیشینN053° در میوسن پسین و پلیوسن پیشین N026° و پس از پلیوسنN002° ساختارهای کششی تحت تابعی از رژیم‌های فوق بوده است. بازسازی میدان استرس پیشنهاد دهنده چرخش پادساعت محور افقی در طی برخورد است و تغیر در استرس‌های عمودی و در طی شکل‌گیری چین‌ها و روراندگی‌ها است.
۲-۱-۲-سنندج سیرجان
کمربند دگرگونی سنندج- سیرجان با پهنایی بین ۱۵۰ تا ۲۰۰ کیلومتر، در حدود ۱۵۰۰ کیلومتر درازا دارد. این کمربند از غرب دریاچه اورومیه آغاز و تا گسل میناب در شمال بندرعباس امتداد دارد. این پهنه دگرگونی از نگاه ساختاری توسط گسل های رورانده متعدد و چین های ایزوکلاین بسته مشخص می شود. مرزهای این زون ساختاری به موازات سیستم تراست زاگرس در جنوب و کمربند آتشفشانی ارومیه- دختر روندی شمال غرب – جنوب شرق دارد (Sarkarinejad et al., 2010). این پهنه در اثر فرایند فرورانش صفحه عربی به زیر ایران مرکزی و برخورد قاره ای بعد از آن شکل گرفته است (Alavi, 1994). ضخامت پوسته در این کمربند به ۶۰ کیلومتر می رسد. برخورد بین خرده قاره ایران مرکزی با صفحه عربی و اثر حرکت های رورانده دلایلی است که برای این افزایش ضخامت پیشنهاد شده است (Dehghani and Markis, 1984).
۲-۱-۲-مکران
گوه بر افزایشی مکران در حاشیه ساحل جنوب شرقی ایران از گسل میناب در غرب تا پاکستان مرکزی گسترده شده است (Schluter et al., 2002). این پهنه زمین ساختی توسط فرورانش پوسته اقیانوسی به زیر ایران شکل گرفته است. از ترشیاری پایینی تا حال حاضر رسوبات صفحه عربی آن را شکل داده اند (Berberian and King, 1981; Harms et al., 1984; Kopp et al., 2000) فرورانش احتمالاً از پالئوسن آغاز شده است (Byrne et al., 1992). گوه های بر افزایشی جدید مکران از میوسن بالائی شروع به شکل گیری کرده اند (Platt et al., 1992). نرخ حال حاضر توسعه آنها به سمت دریا تقریباً ۱۰ میلیمتر در سال است (White, 1982). دو پدیده باعث شده است که این پهنه نسبت به مناطق مشابه در دنیا متفاوت باشد.
ضخامت رسوبی بر بالای صفحه اقیانوسی بسیار زیاد و در حد ۶ کیلومتر می باشد.
زاویه فرورانش در آن بسیار کم بوده و در حد °۵ می باشد(Byrne et al., 1992).
۲-۱-۳-البرز
رشته کوه های البرز در اثر برخورد خورده قاره ایران مرکزی با اوراسیا در تریاس بالایی شکل گرفته است (Sengor et al., 1988). از نظر مورفولوژی این رشته کوه از یک کمان با تحدب رو به جنوب تشکیل شده است. عرضی بین ۶۰ تا ۱۲۰ کیلومتر داشته و طول آن به ۶۰۰ کیلومتر می رسد و ایران مرکزی را از حوضه دریای خزر جدا می کند. میانگین ارتفاع آن ۳۰۰۰ متر در کمربند میانی و کمینه ارتفاع آن به ۲۸- در سواحل دریای خزر می رسد. این رشته کوه در شرق به کوههای کوپه داغ و از غرب به کوههای تالش محدود می شود. مهمترین قله این رشته کوه که در واقع بلند ترین قله ایران است، قله آتشفشانی دماوند با ارتفاع ۵۶۷۱ متر به سن کواترنر می باشد. این قله در مرکز این رشته کوه قرار دارد. این رشته کوه از سه کمربند جنوبی، مرکزی و شمالی تشکیل شده است.
تمام تغییرشکل حاصل از حرکت بین ایران مرکزی و حوضه خزر در البرز تجمع پیدا می کند(Jackson et al., 2002). این تغییر شکل شامل بیش از ۳۰ کیلومتر کوتاه شدگی در عرض جغرافیایی تهران است که از پلیوسن پایینی تا عهد حاضر ادامه دارد (Allen et al., 2003).
میزان کوتاه شدگی حال حاضر البرز در حد ۷ تا ۳ میلی متر در نقاط مختلف ان است و بین ۲ تا ۶ میلی متر حرکت در گسل های امتداد لغز چپ گرد دیده می شود (Vernant et al., 2004). بر اساس مشاهدات لرزه خیزی و تکتونیکی حرکت چپ گرد در امتداد البرز در گسل های تراستی و امتداد لغز تفکیک شده است. هر دو نوع موازی با روند البرز هستند (Jackson et al., 2002; Allen et al., 2003; Ritz et al., 2006). اولین مطالعه صورت گرفته بر روی ضخامت پوسته در البرز بر مبنای آنالیز امواج سطحی صورت گرفته که ضخامتی در حد ۴۵ کیلومتر را پیشنهاد نموده است (Asudeh, 1982) . بر مبنای مطالعات گرانی سنجی ضخامت پوسته در این پهنه کمتر از ۳۵ کیلومتر است (Dehghani and Markis, 1984). اما در دیگر مطالعات لرزه شناسی صورت گرفته این ضخامت بین ۴۴ تا ۴۸ کیلومتر برای قسمت مرکزی و ۵۲ تا ۵۴ کیلومتر برای قسمت جنوبی بوده است (Javan Doloei and Roberts, 2003; Radjaee 2007; Rham, 2009).
۲-۱-۴-کوپه داغ
برخی کوپه داغ را ادامه رشته کوه های البرز دانسته (Alavi, 1996)، اما تاریخچه و ساختار آن بسیار ساده تر از البرز است. این کمربند روندی با N120° و طولی حدود ۷۰۰ کیلومتری دارد. از نگاه زمین ساختی همچون دیگر پهنه های زمین ساختی ایران فعال است. این پهنه از شرق سواحل دریای خزر و در امتداد مرز ترکمنستان تا افغانستان کشیده شده است. کوپه داغ کمربندی چین خورده – تراستی از نوع بر قاره ای به سن میوسن بالایی است (Zamani et al., 2008). این سیستم از سه کمربند هزارمسجد، بینالود و جغتای تشکیل شده است. بر اساس مطالعات موقعیت سنجی بیشتر همگرایی بین صفحه عربستان و اوراسیا در مکران صرف می شود. نرخ همگرایی صفحه عربی و اوراسیا در مکران در حدود ۱۷ تا ۲۱ میلی متر در سال است و این در حایلی است که نرخ کوتاه شدگی حاصل از این فرایند در کوپه داغ بین ۴.۵ تا ۸.۵ میلی متر در سال است.
این کمربند ایران مرکزی را از صفحه اوراسیا یا توران جدا می کند. از نظر سنگ شناسی و ساختاری کوه های هزار مسجد در شمال کوپه داغ، از ایران مرکزی جدا و مرتبط با پلتفرم توران است. در مقابل کوه های بینالود بسیار شباهت به کوه های البرز دارد. پلتفرم توران توسط سکانس رسوبی پیوسته ای از تریاس بالایی به بعد پوشیده شده و تقریباً این پوشش رسوبی تغیر شکل نیافته باقی مانده است این در حالی است که سازندهای همسن در کوپه داغ تغیر شکل یافته اند. این دو پهنه توسط گسل عشق آباد از هم تفکیک می شوند. بر اساس مکانیسم زلزله ها جهت بیشینه استرس فشارشی در این پهنه N32°E است.
۲-۱-۵- ایران مرکزی و حوضه شرق ایران
ایران مرکزی در واقع تجمعی از بلوک ها ی که توسط گسل های امتداد لغز بزرگ با روند شمالی- جنوبی قابل تفکیک هستند، است. این پهنه تقریباً مثلثی شکل از شمال به کوپه داغ و البرز، از جنوب به زاگرس و مکران و از شرق به کوه های شرق ایران محدود می شود.
بلوک لوت در شرق این پهنه طولی معادل ۹۰۰ کیلومتر دارد. این بلوک توسط دو گسله نایبند در غرب و گسل نهبندان در شرق محصور شده است. مرز شمالی آن گسل امتداد لغز درونه و از جنوب به پهنه مکران محدود می شود. فعالیت ماگمایی زیادی در این بلوک به سن ترشیاری و کواترنری رخ داده است. توپوگرافی مسطح از ویژگی های بارز آن است.
بلوک طبس در غرب بلوک لوت قرار دارد و مرز غربی آن گسل کلمرد-کوهبنان است. این بلوک از نگاه ساختاری از مناطقی با الگوی ساختاری مختلف تشکیل شده است. کوه های شتری در شمال شرقی و در کنار گسل نایبند قرار دارد این کوه ها ۱۰۰ کیلومتر درازا و ارتفاع متوسط ۱۷۰۰ متر و فرو افتادگی طبس و دو خرده بلوک نایبند و راور-مزینو در شمال و غرب این بلوک مناطق ساختاری متفاوت این بلوک هستند.
حوضه فیلیشی شرق ایران یا زمین درز سیستان، حاصل بسته شدن اقیانوس باریک و کم عمری است که در اثر کافت رخ داده بین بلوک لوت و هیرمند ایجاد شده است. به دلیل عمر کوتاه این اقیانوس میزان پوسته اقیانوسی ایجاد شده بسیار کم بوده و به همین دلیل این حوضه نسبت به انواع تکامل یافته آن بسیاری از ویژگی های زمین ساختی همچون کمان آتشفشانی و کمربند دگرگونی معمول در این حوضه ها را بسیار توسعه نیافته دارد. با بسته شدن این اقیانوس فرو رانشی به سمت شمال خاور رخ داده و با بسته شدن کامل آن بلوک لوت با بلوک هیلمند در شرق برخورد می کند و ساختارهای معمول در زون های برخورد قاره ای در آن شکل می گیرد(Tirral et al., 1983). متوسط ارتفاع کوه های شرق ایران ۱۶۰۰ متر و بیشینه ارتفاع آن بیش از ۳۰۰۰ متر است. این حوضه طولی در حدود ۸۰۰ و پهنایی ۳۰۰ کیلومتری دارد. متوسط ضخامت پوسته در این ناحیه به کمتر از ۳۵ کیلومتر می رسد. مرز شرقی آن گسل امتداد لغز هریرود و مرز غربی آن گسل نهبندان است.
فصل سوم : داده های مورد استفاده و روش مطالعه
مقدمه
در قسمت اول این فصل به توضیح داده های مورد استفاده در این رساله و منابع آنها مانند داده های ثقل سنجی و توپوگرافی، داده های ساختار پوسته در منطقه مورد مطالعه پرداخته می شود. در قسمت دوم به تشریح چگونگی فرایند محاسبه ضخامت الاستیک در ایران با بهره گرفتن از روش موجک ارائه شده توسط Kirby and Swain, 2006 پرداخته می شود.
۲.۳ داده های مورد استفاده
اطلاعات مورد استفاده در این مطالعه شامل توپوگرافی و گرانش می باشد. اطلاعات توپوگرافی مورد استفاده در این مطالعه از مدل Smith and Sandwell, 1997 استخراج شده و در شکل ۳- ۱ نشان داده شده است. این مدل شامل اطلاعات ارتفاعی رقومی برای خشکی ها و بستر دریاها و اقیانوس ها می باشد. فواصل بین هر نقطه ۱۵۰۰ متر می باشد که با توجه به مقیاس مورد مطالعه و قدرت تفکیک مکانی اطلاعات گرانشی قابل قبول می باشد.
شکل ۳-۱ نقشه توپوگرافی و مدل سایه رقومی ایران بر مبنای اطلاعات استخراج شده از مدل های ماهواره ای (Smith and Sandwell, 1997).
داده های گرانشی مورد استفاده در این مطالعه شامل مدل Sandwell and Smith, 2001 که بر مبنای اطلاعات ماهواره ای بدست آمده است. این داده ها به صورت آنومالی هوای آزاد در این رساله مورد استفاده قرار گرفته و در شکل ۳-۳ نمایش داده شده است. با بهره گرفتن از داده های ماهواره ای هوای آزاد و میزان آنومالی بوگر برای محدوده مورد مطالعه محاسبه شده که در تصویر۳-۴ نمایش داده شده است. اطلاعات پیمایش های زمینی که از Dehgani and Markis, 1983 گرفته شده است در شکل ۳-۲ نمایش داده شده است . اطلاعات زمینی به صورت آنومالی های هوای آزاد و آنومالی های بوگر ارائه شده است. اطلاعات ماهواره ای به صورت آنومالی های هوای آزاد می باشد.
