حرکات تکتونیکی علت پیدایش بیابان های ایران

حرکات تکتونیکی مهم ایران که در تشکیل سازندهای تبخیری و نهایتا تشکیل بیابانهای طبیعی مؤثر بوده‌اند بشرح زیر است:

۱- حرکات کوهزایی سیمرین پسین

اگرچه رخداد کوهزائی سیمرین پسین را به اواخر ژوراسیک (در حدود 140 میلیون سال قبل) مربوط می دانند، ولی مطالعات انجام شده بیانگر حرکات فاز کوهزایی سیمرین پسین در ژوراسیک فوقانی است که سبب چین‌خوردگی در بخشهای زیادی از ایران نیز شده است.

در اثر این چین‌خوردگی دگرشیبی بسیار آشکار و مشخصی در ایران مرکزی و شرق ایجاد گردیده به طوریکه سنگهای کرتاسه در این مناطق به طور دگرشیب به روی سنگهای قدیمی‌تر قرار گرفته‌اند. طی این فاز کوهزایی بخش بزرگی از کوه‌های دامنه جنوبی البرز و آذربایجان از آب خارج شده است هر چند در بخشی از کوه‌های البرز وآذربایجان دگرشیبی خاصی قابل مشاهده نیست و سنگهای آواری مانند ماسه سنگ قرمز، برش و کنگلومرا با ضخامت بسیار اندک قابل مشاهده‌اند و این موضوع نشانگر پیشروی دریای کرتاسه می‌باشد.

(نبوی 1355). در واقع می‌توان گفت که فاز کوهزایی مزبور در حدفاصل بین ژوراسیک و کرتاسه عمل نموده و طی آن بخشهای ساحلی و مرکزی ایران از آب خارج شده است به طوریکه حدفاصل بین ژوراسیک و کرتاسه در بیشتر این نواحی توسط یک خلاء رسوب‌گذاری و یا رسوبهای سرخ‌آواری قاره‌ای مشخص شده است. اثرات کوهزایی سیمرین پسین در استان مرکزی در شمال غرب خمین به صورت سنگهای دگرگون شده مشاهده می شود که در طی مرحله سیمرین دگرگون شده اند . این ناحیه از شیست های کوارتزیتی، پاراگنیس و آمفیبولیت تشکیل شده که سن آن ژوراسیک پایانی است.

در استان تهران از شواهد وقوع این فاز می‌توان به لایه‌های تبخیری گچ در کرتاسه پایینی اشاره کرد که در شمال شرق تهران در شرق کوه دماوند دیده می‌شود. در استان خراسان رسوبگذاری پیوسته میان ژوراسیک و کرتاسه فقط در حوزه کپه داغ و جنوب سبزوار شناخته شده است (سیدامامی، 1350). بنظر می‌رسد که فاز کوهزایی سیمیرین پسین باعث پسروی دریا در منطقه کپه داغ گردیده و سازند تبخیری شوریجه در چنین شرایطی نهشته شده است. رسوبات تبخیری مربوط به این فاز کوهزایی در محدوده استان هرمزگان برونزد ندارند ولی شرق استان یزد را دستخوش چین خوردگی و بالازدگی قرار داده بطوریکه مجدداَ گسلهای شمالی ، جنوبی را فعال کرده است.

2- حرکات کوهزایی کرتاسه

در کرتاسه پایانی، فاز کوهزایی لارامید روی داده و سبب بالاآمدگی ناحیه‌ای و در پی آن بروز فاز فرسایشی شدیدی در قسمتهایی از ایران شده است، از این رو سیستم ترشیر به طور ناپیوسته بر روی سنگهای چین خورده و هوازده پرکامبرین تا کرتاسه پسین، با سطح فرسایشی قرار گرفته است (نبوی، 1971).

شدت فاز کوهزایی مزبور در شمال و مرکز ایران شدید بوده و سبب ایجاد دگرشیبی زاویه دار شده است. در خاتمه کرتاسه و در حد فاصل آن با ترشیاری حرکات کوهزایی مربوط به فاز لارامید در شمال و مرکز ایران به شدت تأثیر کرده است و عموماً دگرشیبی زاویه‌ای بارز میان رسوبات این دوره موجود است. در استان خراسان، در منطقه کپه داغ این فاز بصورت حرکات خشکی ‌زایی عمل کرده است. فاز لارامپر در منطقه کپه داغ منجر به عقب نشینی دریا شده و سازند تبخیری پسته لیق در پالئوسن در حوضه کپه داغ تشکیل شده است (سیدامامی، 1352).

تشکیلات تبخیری نظیر مارن ژیپس دار و توفهای مارنی ژیپس در ائوسن در مناطق مختلف استان نظیر سبزوار، کاشمر، جاجرم، تایباد و بیرجند دیده می‌شود.

حرکات کوهزایی کرتاسه و بویژه فاز کوهزایی لارامید تاثیر بسزایی در ایجاد شرایط تبخیری و تشکیل این سازندها داشته است. تشکیل سازند کنگلومرایی کرمان در پالئوسن زیرین را نیر می‌توان از اثرات فاز کوهزایی لارامید در بشمار آورد. در استان تهران طی این فاز کوهزایی لایه گچی قاعده سازند زیارت تشکیل شده است که می‌توان رخنمون آن را بطور پراکنده در جنوب شرق تهران مشاهده کرد. در استان اصفهان، در نزدیکی معدن سرب نخلک رسوبات کرتاسه بالائی با دگرشیبی زاویه دار روی رسوبات تریاس و بین نائین و انارک آهکهای اربیتولین دار با دگر شیبی روی سکانس دگرگونی پرونزوئیک را می پوشاند همچنین کرتاسه بالائی در نواحی جنوب دشت کویر در حوالی دهکده چوپانان و هفت تومان ، در نواحی خور و جندق و عقدا- اردکان دیده می شوند.

رسوبات کرتاسه در شمال شرق اصفهان، در ناحیه زفره بیرون زدگی دارد که از نظر لیتولوژی تا حدود زیادی شباهت به ناحیه کلاه قاضی داشته ولی از نظر ضخامت مختلف است. در شمال نائین آهکهای کرتاسه بالائی معمولا همراه با لایه های نازک سیلیسی یا چرتی بوده و در اثر تکتونیک شدید چین خوردگی و شکستگی زیادی را تحمل نموده اند. نمونه های مورد مطالعه در شمال نائین شامل دو تیپ رخساره کربناته است یکی رخساره آهکی حاوی گلوبوترانکانا متعلق به کرتاسه بالائی و دیگری رخساره آهکی مارنی مربوط به پالئوسن که در برخی قسمتها با کنگلومرای قاعده ای روی تشکیلات قدیمیتر قرار می‌گیرد.

پیشروی دریایی کرتاسه منجر به تشکیل رسوبات کنگلومرا ، ماسه سنگ ، شیل و آهکهای اربیتولین دار در استان یزد ( شیرکوه ) ، بافق و سایر نواحی ایران مرکزی شده است. در کرتاسه بالایی به علت حرکات شدید کوهزایی و فرسایش زیاد ، تغییرات رخساره ای شدید بوده ، لیکن گسترش آنها به اندازه کرتاسه زیرین نبوده است . رسوبات عمیق به همراه سنگهای افیولیتی در اثرحرکات تکتونیکی به هم آمیخته شده ومجموعه ای به نام آمیزه رنگین( کالروملانژ) را تشکیل داده اند. در ایران مرکزی در اثر حرکات اواخر کرتاسه – اوایل سنوزوئیک (ارامید) دگر شیبی ایجاد شده که نظیر آن را می توان در کوه دوسر جنوب شرق یزد مشاهده کرد. سنگهای کرتاسه با گسترش کم در مسیر جاده فوجرد- تفرش در غرب استان قم نیز قابل مشاهده اند. در استان قزوین یک دگرگونی ناحیه ای در حد شیست سبز در منطقه آبگرم مشاهده می شود.

3- حرکات تکتونیکی پیرنه

فازکوهزایی مزبور در حدفاصل بین ائوسن پایانی الیگوسن آغازین رویداده و شکل کنونی بلندیهای ایران ترسیم شده است. طی این فاز کوهزایی رشته کوه‌های مرکزی ایران پدیدار شده و میان آنها فرو رفتگی‌های کنونی و حوضه نمک در مرکز ایران تشکیل شده است (اشتوکلین،1968). طی حرکات کوهزایی لارامید، البرز شمالی طی پالئوژن از آب خارج شده و تنها رسوبهای دریایی میوسن میانی به طور دگرشیب بر روی رسوبهای کرتاسه و قدیم‌تر از آن قرار گرفته‌اند. سنگ‌های ائوسن دامنه جنوبی البرز به وسیله رسوبهای میوسن (سازندهای معادل قرمز پایینی و بالایی) به طور دگرشیب پوشیده می‌شود که نشان دهنده حرکات کوهزایی پیرنه است.

تشکیلات رسوبی الگیوسن در البرز مرکزی قابل مشاهده نبوده ولی تشکیلات قاره‌ای متشکل از سیلتستون، ماسه سنگ و کنگلومرا در آن دیده می‌شود (سازند هزار دره) که آن را معادل سازند قرمز بالایی در سازند قم می‌دانند و به طور دگرشیب بر روی تشکیلات ائوسن قرار گرفته است (دلنباخ، 1964، خسرو تهرانی و درویش‌زاده، 1363). پس از جنبش‌های آغازین الیگوسن، پیشروی دریا سبب تشکیل رسوبهای سازند قم در ایران و البرز مرکزی شده که این رسوب‌گذاری تا میوسن ادامه داشته و بخشهای گسترده‌ای از ایران را پوشانده است (بزرگ‌نیا 1966).

وجود سازند قرمز زیرین در سراسر ایران مرکزی نشانه عملکرد این فاز در این زون ساختاری است (گانسر، 1995).این حرکات سبب ایجاد لایه گچی در بخش فوقانی سازند کند و سازند قرمز تحتانی شده است که رخنمون آنها با گسترش فراوان در جنوب و جنوب شرق استان تهران دیده می شود. در استان خراسان حرکات خشکی زایی ائوسن پایانی – اولیگوسن آغازین موجب بالاآمدگی کامل ناحیه کپه داغ و در نتیجه عقب‌نشینی دریا شده است.

این عقب نشینی در اواخر ائوسن از غرب کپه داغ شروع و موجب پسروی دریا از غرب به شرق کپه داغ شده است (افشار حرب، 1979). این خشکی زایی متأثر از فاز کوهزایی پیرنه می‌باشد. رسوبات نئوژن کپه داغ اغلب از نوع کنگلومرا، ماسه سنگ و لایه‌های رس سنگ قرمز بوده و در محیط قاره‌ای تشکیل شده است. نهشته‌های تبخیری نئوژن (عمدتاً میوسن) در اغلب مناطق استان دیده می‌شود.

این رسوبات در حوضچه‌هایی تشکیل شده است که در آنها رسوبات قاره‌ای از نوع پلایا ته‌نشت می‌شده است. در این حوضچه‌ها لایه‌هایی از رس، مارن، سیلت، ماسه و بویژه رسوبات تبخیری از نوع گچ و نمک نهشته شده است. نهشته‌های تبخیری نئوژن در مناطق کاشمر، جاجرم، سبزوار، تربت جام و برخی نقاط دیگر دیده می‌شود. حرکات کوهزایی پیرنه موجب یک نا پیوستگی زاویه دار مشخص در سازند قرمز زیرین در ناحیه قزوین شده است. حرکات قبل از اکوتانین که توسط فعالیت آتشفشانی و ماگماتیسم بوجود آمده در ناحیه رزن دنبال می گردد. طی این حرکات کوهزایی، البرز شمالی از آب خارج شده و رسوبات دریایی میوسن میانی به طور دگر شیب بر روی رسوبات کرتاسه و قدیمی تر قرار گرفته اند.

4- حرکات کوهزایی استرین (17 میلیون سال قبل)

طی حرکات کوهزایی استرین (میوسن میانی)، تمام ایران تحت تأثیر حرکات کوهزایی مهمی قرار گرفته که این حرکات با شروع دومین مرحله بازشدگی دریای احمر و خلیج عدن (پنج میلیون سال نسبت به عهد حاضر) همزمان است در اثر حرکات مزبور در ایران مرکزی سازند قم از آب خارج شده و سازند قاره‌ای قرمز فوقانی در سرتاسر ایران مرکزی بر روی آن تشکیل می‌شود. در اثر عملکرد این فاز کوهزایی بر ارتفاع کوههای ایران افزوده شده و فرسایش شدیدی بر آنها حاکم شده است که نتیجه آن پرشدن گودی‌ها از رسوبهای آبرفتی ـ کوهپایه‌ای است که طی آن رسوبهای آبرفتی ـ کوهپایه‌ای مانند کنگلومرای هزار دره، معادل هزار دره و بختیاری تشکیل شده است. سازند مزبور را می‌توان بطور گسترده‌ای در جنوب، شرق و جنوب شرق استان تهران مشاهده کرد که بخشهای M1 و M3 آن حاوی کانیهای تبخیری است. در استان خراسان سازندی بنام قرمز فوقانی نامگذاری نشده است اما معادل سازند قرمز فوقانی موجود بوده و در اغلب مناطق استان دیده می‌شود. نهشته‌های قرمز رنگ ماسه‌سنگ، مارن ژیپس دار، کنگلومرا و سیلت استون معادل سازند قرمز فوقانی می‌باشند.

این نهشته‌ها از نوع قاره‌ای و خشکی بوده و در بین آنها نهشته‌های تبخیری نظیر مارنهای ژیپس دار نیز دیده می‌شود.در استان قزوین طی این حرکات کوهزایی سازند قرمز فوقانی تشکیل شده است که حاوی کانی های تبخیری شامل گچ و نمک است و در ناحیه آوج رخنمون قابل ملاحظه ای از آن وجود دارد.

5- فاز کوهزایی پاسادنین (8/1 میلیون سال پیش)

در انتهای پلیوسن وآغاز کواترنر مهمترین رویداد تکنونیکی در ایران (پاسادنین) روی داده است (نبوی،1976) که بر اثر آن رخدادهای بسیاری اتفاق افتاده و فلات ایران شکل امروزی خودرا بازیافته است. از جمله حوادثی که در طی این فاز کوهزایی رویداده است می‌توان به چین‌خوردگی کنگلومرای هزار دره و آغاز پویایی آتشفشانهای پلیوکواترنر اشاره کرد (درویش زاده، 1370). بربریان و کینگ (1981) معتقدند که رسوبهای نئوژن خزر و کنگلومرای پلیوسن فوقانی (سازند آقچاگیل)، طی همین فاز چین خورده‌اند. در کواترنر بخشهای زیادی از ایران با نهشته‌های این زمان پوشیده شده است که شامل مخروط افکنه‌ها، دشت‌های سیلابی، کفه‌های نمکی، تپه‌های ماسه‌ای، نهشته‌های آب شیرین و آتشفشانها می‌باشند (بربریان، 1974).


6- کوهزایی بایکالین یا کاتانگایی

این کوهزایی در پرکامبرین پسین اتفاق افتاده است. بر اثر این کوهزایی، سنگهای پیش از اینفراکامبرین ایران دچار گسل خوردگی، چین خوردگی و دگرگونی شد و همزمان با آن فعالیت ماگمایی نیز شروع گردید. بر اثر کوهزایی کاتانگایی، پی سنگ پرکامبرین ایران بصورت پلاتفرم نسبتاً‌پایدار در آمده و دریای کم عمقی آنرا پوشانده است که بیشتر رسوبات آن از نوع تخریبی و در پاره‌ای موارد تبخیری است.

این وضعیت احتمالاً تا اواخر پالئوزوئیک ادامه داشته است. گسلهایی که امروزه بنام هریرود، نهبندان، نایبند و کلمرد شناخته می‌شوند به احتمال زیاد در نتیجه کوهزایی‌های کاتانگایی بوجود آمده‌اند (نبوی، 1355). در بخشهایی از شمال استان خراسان در ممبر  سازند میلا به همراه سنگ آهک به طور محلی اشکال دروغین نمک وجود دارد. ضمناً در مناطقی از خراسان نظیر منطقه فردوس سازند کالشانه رخنمون دارد.

وجود لایه‌های گچی، دولومیتی و شیلی که دارای اشکال کاذب نمکی است دلیل آن است که در طی کامبرین میانی در ایران شرایط تبخیری حاکم بوده است (نبوی، 1355) و این مسئله احتمالاً با حرکات خشکی زایی کاتانگایی در ارتباط است. ضمناً تشکیل سازند باروت را می‌توان از شواهد دیگر وقوع این فاز کوهزایی بشمار آورد. سازند باروت از مهمترین سازندهای تخریبی – تبخیری است که در دریای کم عمق کامبرین تشکیل شده است. در قسمت بالای این سازند، کانیهای تبخیری ایندریت در داخل دلومیت‌ها دیده می‌شود که این موضوع بیانگر تشکیل این بخش از سازند در شرایط تبخیری می‌باشد.
7- کوهزایی کالدونین

حرکات کوهزایی کالدونین را به بسته شدن اقیانوس کالدونین مربوط می‌دانند. در مورد حرکات کوهزایی یا خشکی‌زایی کالدونین در ایران اتفاق نظر وجود ندارد ولی مسلم شده است که طی عملکرد این کوهزایی، قسمت اعظم ایران از آب خارج بوده است. در خراسان دو زون ایران مرکزی در مناطقی نظیر فردوس، گناباد، تایباد و بجنورد سازند تبخیری پادها طی دوره دونین تشکیل شده است. این سازند که عمدتاً شامل ماسه سنگ قرمز، دلومیت و گچ است ناشی از تاثیرات خشکی‌زایی حرکات کالدونین می‌باشد (بربریان و کینگ 1981، اشتوکلین 1968).

8- حرکات هرسی نین

در پالئوزوئیک پسین در نتیجه برخورد قاره گندوانای شمالی با قاره اروپا کوههای هرسی نین بوجود آمد (دات و همکاران 1981). اغلب زمین‌شناسان و محققین نظیر اشتوکلین (1974)، نبوی (1355)، بربریان (1976) و اشتامپلی (1978)، تاثیر فاز هرسی‌نین در ایران را از نوع خشکی‌زایی می‌دانند ولی مطالعات جدید، دلایلی حاکی از حرکات کوهزایی هرسی‌نین در ایران را به اثبات رسانده است.

تشکیل سازند تبخیری گچال در منطقه طبس را می‌توان از نتایج حرکات خشکی‌زایی هرسی‌نین در جنوب استان خراسان محسوب نمود. ممبر 4 این سازند از شیل، دلومیت ژیپس دار و لایه‌های ژیپس تشکیل شده است. از دیگر شواهد تاثیر حرکات خشکی‌زایی هرسی‌نین در خراسان، تشکیل سازند تخریبی – تبخیری سرخ شیل می‌باشد. این سازند در چند نقطه از استان و از جمله در نواحی طبس، گناباد، بیرجند و فردوس دیده می‌شود این در حالی است که عملکرد فاز خشکی زائی هرسینین فقدان وجود رسوبات کربونیفر در استان اصفهان را سبب شده است.

9- حرکات سیمرین پیشین (اواخر تریاس)

از آغاز تریاس زیرین، قسمت اعظم ایران بوسیله دریای کم عمق اپی‌کنتیننتال پوشیده شده و راه این دریا بطرف جنوب باز بوده است. در قسمت مرکزی ایران، جزیره نعلی شکل ساغند وجود داشت که مرداب لوت آنرا از شمال و غرب احاطه می‌کرد (Reppin، 1365). این وضعیت کم و بیش تا تریاس میانی برقرار بود. در تریاس میانی، تقریباً در سراسر ایران رسوبات دلومیتی ته نشین می‌شد که سازندهای دولومیتی الیکا و دلومیت شتری (ناحیه طبس) از نمونه‌های آن می‌باشند.

در حد بین تریاس میانی و فوقانی (بعد از لادینین و قبل از نورین یعنی حدود 195 تا 210 میلیون سال قبل)، فاز کمپرسیونی مهمی ایران را تحت تاثیر قرار داده است که در نتیجه بطور محلی بالا آمدگی‌ها، چین‌خوردگیها و دگرگونی‌هایی رخ داده و حوضه‌های رسوبی جدیدی بوجود آمد (بربریان و کینگ، 1981).

به عقیده اشتامپلی (1978) کوهزایی سیمیرین پیشین در ایران اساساً حالت خشکی زایی دارد بویژه البرز شرقی، سلسله کوههای طبس – کرمان، بلوک لوت و منطقه مشهد تحت تاثیر این فاز قرار داشته است. در اثر حرکات سیمیرین پیشین، بخشهایی از ایران از آب خارج و محیط گرم و مرطوب برای توسعه جنگلهای عظیم فراهم شد. فرسایش سازندها و تشکیل رسوبات لاتریتی و خاک نسوز در شرایط آب و هوایی گرم بفراوانی در کشور در این زمان رخ داد. سازند تبخیری بغمشاه، سازند سنگ آهک پکتن و ژیپس دار، سازند نار، سازند ژیپس مگو و لایه‌های قرمز گره‌دو غالباً در شرایط دریایی کم عمق و یا در حوضه‌هایی که ارتباط خود را با دریا از دست داده‌اند، تشکیل شده‌اند و احتمالاً حرکات سیمیرین پیشین در تشکیل این گونه سازندهای تبخیری مؤثر بوده است.

نظرات بسته شده است، اما بازتاب و پینگ باز است.