گسل‌هاي البرز باختري و آذربايجان
گسل‌هاي البرز باختري و آذربايجان
گسل اروميه – زرينهرود: روند عمومي اين گسل شمال باختري – جنوب خاوري است كه از ماكو آغاز و پس از عبور از كنارة باختري درياچة اروميه به رودخانة زرينهرود ميرسد. فروافتادگي درياچة اروميه مديون حركت اين گسل است (شكل 9-2).روند عمومي آن هماهنگي با گسل‌هاي پركامبرين دارد، ولي نقش آن در زمان پركامبرين دانسته نيست. در هر حال، در نتيجة عملكرد اين گسل، نواحي باختر درياچة اروميه به فرابومهاي پركامبرين تبديل شده كه در بعضي نقاط تا پرمين ادامه داشته است.
در باختر اين گسل، ستبراي رسوبات پرمين به چندين هزار متر ميرسد و نشانگر آن است كه در زمان پرمين، حوضة عميقي در باختر اين گسل وجود داشته است. در رخداد سيمرين جوان، بار ديگر در اثر عملكرد اين گسل باختر درياچة اروميه به فرابوم بلندي تبديل شده كه با حذف رسوبات ژوراسيك – ترياس همراه بوده است. بررسي تاريخچة زمينشناسي نواحي محدود به اين گسل نشان مي‌دهد كه حركات آن بيشتر از نوع قائم بوده و چگونگي حركت افقي اين گسل مشخص نيست. وجود بازانيت، لوسيتيت و تفريت در حاشية باختري درياچة اروميه و به سن 8/7 ميليون سال (معين وزيري و امين سبحاني، 1365) و نقش اين گسل در شكلگيري درياچة اروميه در 6500 تا 8500 سال قبل (شهرابي، 1981) نتيجة جوانترين حركتهاي اين گسل دانسته شده است.
گسل آستارا (تالش) : گسل تراديس آستارا، يكي از گسل‌هاي شمالي – جنوبي ايران است كه در طول 1400 كيلومتر از ناحية آستارا تا قفقاز كشيده شده است. دربارة اين گسل دانستههاي زيادي در دست نيست ولي بدون شك در ريختشناسي ناحيه نقش بزرگي داشته و فروافتادگي درياي خزر در خاور آن بسيار آشكار است. ريختشناسي ناحيه، اشاره به عملكرد يك گسل معكوس با افت خيلي زياد بين ارتفاعات تالش و درياي خزر دارد به طوري كه، نهشته‌هاي پالئوزوييك را در كنار نهشته‌هاي جوان قرار مي‌دهد.سازوكار ژرفي اين گسل، نشانگر شيب بسيار ملايم صفحة گسل به سوي جنوب باختر است. اين گسل توان لرزهاي دارد و در زمين‌لرزه‌هاي 1978 و 1953 قفقاز، سازوكار فشاري داشته است (بربريان، b 1976).
گسل تبريز: گسل تبريز يكي از ساختارهاي خطي ايران است كه در يك طول 100 كيلومتري از كوههاي ميشو (در باختر) تا بُستانآباد (در خاور) قابل رديابي است (شكل 9-12). بهترين اثر آن در بلا فصل شمال تبريز ديده مي‌شود به همين دليل گسل تبريز نامگذاري شده است. روند عمومي آن شمال 115 درجة شرق و شيب آن قائم است. به نظر بربريان (1977) بخش جنوبي اين گسل (دشت تبريز – صوفيان) حدود 40 متر فروافتاده، ولي نبوي (1355) از مقايسة كوههاي مرو و ميشو به يك جابهجايي راستگرد اعتقاد دارد.از صوفيان به سمت باختر، اين گسل پس از گذشتن از شهرستان خوي به طرف ماكو و سپس به كوههاي آرارات در تركيه ميرسد. ادامة جنوب خاوري آن كوههاي سلطانيه در جنوب شرق زنجان است كه ممكن است به گسل زفره – قم برسد (نبوي، 1355).
افتخارنژاد (1975)، گسل شمال تبريز را يكي از گسل‌هاي قديمي ايران مي‌داند كه از فروافتادگي زنجان – ابهر، شمال تبريز، شمال باختر آذربايجان گذشته و تا قفقاز ادامه مي‌يابد. در زمان دونين زيرين، اين گسل منطقة آذربايجان را به دو بلوك تقسيم ميكرد. بلوك شمال خاوري فروافتاده و بلوك جنوب باختري، تا پايان كربنيفر فرابوم بوده است. بنابراين ممكن است فعاليت اين گسل از دورة دونين آغاز شده باشد، هرچند كه سن قديميتر آن محتمل است.
اگرچه در شمال فرودگاه تبريز، سنگ‌هاي ميوسن بر روي رسوبات آبرفتي كواترنري رانده شده‌اند ولي، بررسي زمين‌لرزه‌هاي تاريخي و 100 سال گذشتة تبريز، هيچ نشاني از فعاليت اين گسل ندارد. گفتني است كه بربريان (1977)، حركت دوبارة گسل همراه با زمينلرزهاي ويرانگر را محتمل مي‌داند.
گسل سلطانيه : گسل فشاري سلطانيه، گسلي است با درازاي حدود 140 كيلومتر و راستاي شمال باختري – جنوب خاوري كه از فاصلة 8 كيلومتري جنوب جنوب باختري شهر سلطانيه زنجان مي‌گذرد. شيب اين گسل به سمت جنوب باختر است و ديوارة فرسودة گسل را مي‌توان به روشني در تمامي درازاي آن ديد. جنبشهاي فشاري گسل سلطانيه ممكن است در شكلگيري فرونشست ابهر – زنجان نقش داشته باشد. در ضمن احتمال دارد زمينلرزة سال 1803 ميلادي سلطانيه به سبب جنبش اين گسل باشد (بربريان b 1976)
گسل‌هاي البرز
گسل البرز : اين گسل در دامنة شمالي البرز، در طول 550 كيلومتر، از لاهيجان تا جنوب گنبدكاووس ادامه دارد. روند عمومي آن كم و بيش خاوري – باختري است ولي، به دليل خمش به سمت جنوب، بخش مياني آن، سيمايي كماني دارد. اگرچه در بيشتر گزارشها (نبوي، 1355، بربريان، 1983) شيب گسل البرز به سمت جنوب دانسته شده است ولي در نقشة زمينساخت خاورميانه (علوي، 1991) گسل البرز نوعي راندگي با شيب به سمت شمال است. در باختر لاهيجان، گسل چپگردي به نام گسل سفيدرود با روند شمال خاوري – جنوب باختري اين گسل را جابهجا كرده است.گسل البرز جداكنندة البرز از حوضة ترشيري حاشية جنوبي خزر است و اين احتمال وجود دارد كه اين گسل نشانگر محل تقريبي زميندرز تتيس كهن باشد. گسل البرز در ريختزمينساخت منطقه اثرگذار است. ياسيني (1970)، اختلاف ارتفاع رأس واحدهاي قارهاي پليوسن در دو سوي گسل البرز را حدود 1000 تا 1500 متر مي‌داند. ولي بربريان (1983)، به جابهجايي حدود 3000 متر طي 2 ميليون سال اعتقاد دارد. موسوي روحبخش (1380)، با توجه به حفاري نفتي در دو طرف گسل البرز، اين اختلاف ارتفاع را بين 1900 متر در خاور تا 2300 متر در باختر مي‌داند. بلوك شمالي اين گسل، در بيشتر زمانها حركت رو به پايين داشته است. شايد نخستين حركت رو به پايين در زمان ميوسن بوده كه در نتيجة آن رخسارههاي دريايي ميوسن (رخسارة خزر) در شمال اين گسل نهشته شده‌اند. ولي آغاز فرونشيني ممكن است به زمان ژوراسيك برسد. در حال حاضر گسل البرز به شدت فعال به نظر ميرسد و احتمال دارد بسياري از زمين‌لرزه‌هاي گيلان و مازندران نتيجة جابهجايي در طول اين گسل باشد (شكل 9-13).
گسل سمنان : گسل سمنان كه در شمال بلافصل اين شهر و در پهلوي شمالي كوه چنَدران قرار دارد، نوعي راندگي با روند شمال خاوري – جنوب باختري است كه به سمت جنوب جنوب خاوري شيب دارد. حركتهاي افقي گسل سمنان دانسته نيست، فقط در قسمتهايي اثرات راندگي با شيب به سمت جنوب در آن تشخيص داده مي‌شود. از نگاه نبوي (1355) ويژگيهاي چينهنگاري سنگي توالي پالئوزوييك (به ويژه دونين) دو سوي اين گسل تفاوت آشكار دارند، به گونه‌اي كه در بلوك جنوبي رخسارههاي ايران مركزي و در بلوك شمالي رخسارههاي البرز برونزد دارند، به همينرو گسل سمنان مرز بين دو پهنة ايران مركزي و البرز معرفي شده است. اگرچه درازاي اين گسل از دامغان تا گرمسار محتمل دانسته شده، ولي بهترين اثر آن تنها در كوه چندران ديده مي‌شود كه بيش از چند صدمتر درازا ندارد. با توجه به تدريجي بودن گذر ايران مركزي به البرز، پذيرش گسل سمنان به عنوان مرز اين دو پهنه چندان ساده نيست.
گسل مُشا – فشم : در دامنة جنوبي البرز، درحد فاصل آبيك – فيروزكوه – شاهرود – گسلي از نوع راندگي وجود دارد كه دست كم از زمان لياس (نبوي، 1355) تاكنون، بر حوضة رسوبي، ساختار كهن و به ويژه ريختزمينساخت امروز البرز اثر درخور توجه داشته است. گسل مُشا – فشم (دلنباخ، 1964، چالنكـو، b 1974)، راندگي اصلي جنوبي (لورنز، 1964)، راندگي ميگون – مشاء (آسرتو، 1966)، راندگي اصلي (كارتيه، 1971)، گسل آبيك- فيروزكوه- شاهرود (نبوي، 1355) نام‌هاي متفاوتي است كه به اين گسل داده شده است. گسل مورد سخن در حقيقت يك پهنة گسلي به پهناي حدود 10 كيلومتر و طول حدود 400 كيلومتر است. خط گسل موجدار است، در شمال باختري داراي روند WNW- ESE ميباشد. در بخش مركزي به تدريج خميده مي‌شود ولي در خاور، روند خاوري – باختري دارد. شيب صفحة گسلي، متناسب با نوع سنگ‌هاي مجاور، بين 35 تا 70 درجه به سمت شمال متغير است. در حوالي لواسان (خاور تهران)، گسل شمال تهران به اين گسل ميرسد و به صورت واحد، به سمت خاور ادامه مييابند (شكل 9-14). آسرتو (1966)، اين گسل را از انواع ژرف و بنيادي البرز مي‌داند كه در بعضي نواحي بالا راندهUpthrust ، و در بعضي نقاط روراندهOverthrust است. اگرچه اشتوكلين (1968)، آخرين حركت اين گسل را به سن پليوسن – پليستوسن مي‌داند، ولي چالنكو (1974)، اين گسل را از نوع لرزه‌زا و زمين‌لرزه‌هاي آه مبارك (1930) و زمينلرزة مشا (1955) را نتيجة رها شده انرژي در امتداد اين گسل مي‌داند.
گسل كندوان : يكي از گسل‌هاي عمده و به احتمال كهن البرز، گسل كندوان است كه روند باختر شمال باختر دارد و شيب صفحة گسلي حدود 30 تا 90 درجه به سمت شمال است. راندگي كندوان (آسرتو، 1966)، گسل كندوان (اشتالدر، 1971)، راندگي طالقان (ددوال، 1967)، روراندگي گرمابدر (آسرتو، 1966)، گسل برگشتة بايجان (آلنباخ، 1966)، گسل رود والار و شاهان دشت (در خاور دماوند) نامهايي است كه به بخشهاي مختلف اين گسل داده شده است.در ناحية كندوان، شيب گسل 30 تا 60 درجه به سمت شمال است (گلاس، 1965) اما به سوي باختر، در ناحية عَلَمكوه، شيب آن به 70 تا 90 درجه ميرسد. در ناحية انگوران (باختر زنجان) حركتهاي قائم اين گسل تا 1000 متر برآورد شده است. در حالي كه، در باختر انگوران حركت اين گسل افقي گزارش شده است. به نظر ميرسد كه گسل كندوان، مرز شمالي درياي ائوسن را مشخص كند.
گسل شمال تهران : در گسترة تهران، گسل‌هاي كوچك و بزرگ بسياري وجود دارد كه به طور عمده رديف‌هاي رسوبي ترشيري و كواترنري را بريده و جابهجا كرده‌اند. يكي از عمده‌ترين اين گسل‌ها، پهنة گسل شمال تهران است كه با راستاي خاوري – باختري در شمال تهران بين كوه و كوهپايه قرار دارد (شكل 9-15). نخستين بار ريبن (1955)، به وجود يك گسل اصلي و مهم در مرز ميان كوهپايه و توفيت‌هاي سبز سازند كرج ناحية تهران توجه كرد كه در اثر عملكرد آن، ارتفاعات البرز بر روي آبرفت‌هاي كواترنر تهران رانده شده است. چالنكو (1974) هم، اختلاف ارتفاع ناگهاني ميان تهران و بلندي‌هاي توچال را مديون حركت يك گسل عمده دانسته است. اين گسل با راستاي متوسط خاور - شمال خاوري و با درازاي 108 كيلومتر از لواسان و نيكنام ده (شمال خاور تهران) تا باختر وليان (باختر كرج) ادامه دارد كه كمي به سمت جنوب خميدگي دارد و شيب آن به سمت شمال است. مقدار شيب در نواحي مختلف متغير است و از 10 درجه تا 80 درجه اندازه‌گيري شده است. بهترين اثر گسل، در درة كن گزارش شده است. در اين محل، توفيت‌هاي سازند كرج، به عنوان فرا ديواره، به روي فرو ديواره‌اي از سازند هزار دره رانده شده‌اند.
در خاور درة كن، نهشته‌هاي تراورتن در طول بخشي از گسل رخنمون پيدا كرده‌اند. بنا به گزارش چالنكو و همكاران (1974)، گسل شمال تهران از چند قطعه همپوشان en echelon تشكيل شده كه حركت امتداد لغز چپگرد دارند. مطالعات اخير قاسمي و همكاران (1381) نشان مي‌دهد كه پهنة گسلي واقع در شمال تهران، در واقع از يك گسل راندگي اصلي (گسل شمال تهران) و يك پهنة گسلي چپگرد معكوس تشكيل شده است كه از راستاي راندگي شمال تهران پيروي مي‌كنند. درازاي پهنة مورد نظر 62 كيلومتر است و از خاور به باختر از 7 قطعه به نام‌هاي گسل نيك نام دره، سبو كوچك، سوهانك، سوهانك – محموديه، دارآباد، سعادت‌آباد، گلاب‌دره – كن، باغ اناري و قطعه ازگيل‌دره تشكيل شده است. بخش عمدة اين قطعه‌ها مرز بين سازند كرج در فرا ديواره و سازند هزار دره در فرو ديواره را تشكيل مي‌دهند، اما در مواردي، قطعه‌هاي مذكور به طور كامل در درون سازند كرج يا سازند هزار دره و واحدهاي جوان‌تر قرار مي‌گيرند. خطي بودن اين قطعه گسل‌ها، با وجود توپوگرافي متغير، حكايت از شيب زياد سطح آنها دارد كه مولفة راستالغز آنها بر مؤلفة شيب لغز چيره است.
زمان آخرين حركت گسل شمال تهران، به سبب نداشتن سن دقيق نهشته‌هاي آبرفتي كواترنر دانسته نيست. گفتني است كه گسل شمال تهران از نوع لرزه‌زا است و پاره‌اي از زمين‌لرزه‌هاي تهران حاصل حركت زمين در امتداد اين گسل دانسته شده است.
گسل دامغان : گسل دامغان از 10 كيلومتري شمال شهر دامغان مي‌گذرد و با برش نهشته‌هاي كواترنري، معرف يك گسل كواترنري است (شكل 9-16). نخستين بار كرينسلي (1970)، 5/14 كيلومتر از طول گسل مذكور را مطالعه و آن را نوعي گسل نرمال با شيب به سوي جنوب همراه با فرو افتادن بخش جنوبي دانست.
بنا به گزارش بربريان و همكاران (1375)، درازاي اين گسل حدود 100 كيلومتر برآورد مي‌شود و از دو بخش بنيادي خاوري و باختري ساخته شده است. بخش خاوري (از شمال دامغان تا ده‌ملا)، به طول 53 كيلومتر، گاهي از ميان كنگلومراي چين‌خوردة نئوژن پسين و بادزن آبرفتي كهن و جوان كواترنر و گاهي در ميان سيلت‌هاي رسي كواترنري است، و بلوك جنوبي آن پايين افتادگي دارد. در بخش باختري گسل دامغان (از شمال دامغان تا گردنة آهوان) بلوك شمالي فرو افتاده و بلوك جنوبي معرف نوعي گسل فشاري با شيب به سوي جنوب است.هيچگونه داده لرزه‌خيزي از گسل دامغان در دست نيست. امكان دارد زمين‌لرزه‌هاي 22 دسامبر 856 ميلادي قومس و زمينلرزة 9 ژانوية 1982، نتيجة جنبش گسل دامغان باشد (بربريان،1363).
گسل عطاري : گسل عطاري از حدود 25 كيلومتري خاور سمنان آغاز و به سمت خاور تا حوالي روستاي قوشه ادامه مي‌يابد. علوي ناييني (1972)، اين ساختار خطي را نوعي گسل شمال خاوري – جنوب باختري با شيب به سوي جنوب خاور مي‌داند كه ضمن بريدن پهنة جام - آبخوري، نوعي گسل بنيادي است كه از زمان كامبرين تا كرتاسة پسين بر حوضه‌هاي رسوبي دو سوي خود اثر گذار بوده است. از نگاه علوي ناييني نقش اين گسل به گونه‌اي است كه مي‌توان آن را جداكنندة دو پهنة ساختاري – رسوبي البرز و ايران مركزي دانست (شكل 9-17). بربريان و همكاران (1375) گسل عطاري را نوعي راندگي كوتاه به طول 5/32 كيلومتر مي‌دانند كه سبب راندگي سنگ‌هاي سازند كرج (از سوي جنوب) برروي كنگلومرا، ماسهسنگ و مارن‌هاي ژيپس‌دار ميوسن و كنگلومرا و ماسهسنگهاي پليوسن – پليستوسن (در شمال) شده است . هيچگونه داده سني و يا لرزه‌خيزي از راندگي عطاري در دست نيست. (شكل 9-17)
این وبلاگ تمامی موضوعات و مقالات و اطالاعات تخصصی زمین شناسی را که از سایتهای علمی جهان برگرفته شده در اختیار بازدیدکنندگان محترم قرار می دهد.گفتنی است که مطالب موجود در این وبلاگ در نوع خود بی نظیر بوده و از هیچ وبلاگ ایرانی ای کپی برداری نشده است و اگر هم شده منبع آن به طور کامل ذکر شده است.