بررسی زمین شناسی کرمان



فصل اوّل
موقعیت جغرافیائی منطقه

فصل اول
1-1موقعیت جغرافیایی منطقه
محدوده مورد مطالعه بخش شمال باختری از نقشه کرمان 000/250/1 کرمان می باشد و بخش اعظم نقشه حرجند1 را در بر می گیرد. و دارای مختصات جغرافیایی به شرح زیر است:
طول خاوری
عرض شمالی
مساحت منطقه که دارای طول 95 کیلومتر در مسیر طول جغرافیایی و 55 کیلومتر و در سیر عرض جغرافیایی شمالی است. بالغ برKm2 5225 می باشد.

آبادی بزرگ حرجند که نقشه منطقه استفاده شده نیز به همین نام می باشد. معروترین آبادی در منطقه می باشد که در 72 کیلومتری شمال خاوری کرمان قرار گرفته است.
2-1 راه های دسترسی به منطقه مورد:
جاده آسفالته کرمان به واحد از بخش باختری محدوده عبور می کند. جاده خاکی درجه دو در محل آبادی هروز بالا2 از جاده آسفالته منشعب شده و پس از
گذشتن از آبادی حرجند به سمت شرق و جنوب شرق تا آبادی دهران ادامه پیدا می کند.
3-1 ریخت شناسی منطقه مورد مطالعه
بجز قسمت های خاوری محدوده که دشت نسبتاً همواری است بقیه محدوده را رشته کوهها تشکیل می دهد که روند آنها شمال باختری- جنوب خاوری می باشد.
مرتفع ترین نقطه منطقه 3048 متر ارتفاع و در غرب هر روز قرار دارد.
4-1 آب و هوای منطقه مورد مطالعه
در بخشهای خاوری به ویژه شمال خاوری به دلیل نزدیکی به کویر لوت آب و هوا گرم و خشک و میزان بارندگی خیلی کم است ولی در سمت غرب و جنوب غربی از خشکی هوا کاسته شده و به میزان بارندگی افزوده دمی شود. میانگین سالیانه 15 تا 20 درجه سانتی گراد میباشد.
میزان بارندگی سالیانه در بخش غربی و جنوب غربی محدوده نزدیک به 158 میلیمتر می باشد. تقریباً تمام آبهای سطحی منطقه به ویژه رودخانه هایی مانند شیرین رود (در شمال منطقه)، رودخانه دهنه غاز (قسمت مرکزی) رودخانه خرشکن و شهداد در قسمت جنوبی به سوی کویر لوت جریان پیدا می کنند در این رودخانه ها در طول سال معمولاً آب جاری است.
5-1 پوشش گیاهی منطقه مورد مطالعه
در منطقه به دلیل جنس خاک، اختلاف شدید درجه حرارت کمبود ریزش باران و بادهای موسمی فقدان یک پوشش گیاهی ممتد و چهره برهنه و بی گیاه زمین جز در واحدها به طور صریحی به چشم می خورد در اینجا تنها گیاهانی می تواندن رشد کنند که در مقابل خشکی و گرمای هوا و جنس نامساعد خاک مقاومت داشته باشند. انواع گوناگون درخت و درختچه گز و جاهائی که سفره آب زیرزمینی وجود داشته باشد نخل خرما مهمترین گیاهانی هستند که در این بیابانها امکان رویش دارند.
پسته عمده ترین محصول این منطقه و با مواد غذایی فراوان اهمیت صادراتی نسبتاً زیادی دارد.
6-1 فعالیت های اقتصادی منطقه مورد مطالعه
به دلیل کم بودن زمین های کشاورزی بخشی از اهالی در معادن زغال سنگ منطقه مثل زغال سنگ هجدک و باب نیزو فعالیت دارند.
در کوهستانها و کوهپایه ها کشاورزی، باغداری، دامداری و قالی بافی رونق دارد. به طوری که بخش زیادی از اهالی آبادی حرجند در خانه هایشان دار قالی دارند و مشغول قالی بافی هستند. فعالیت های تجارتی صنعتی و خدماتی از دیگر فعالیت های اقتصادی مردم منطقه است.
7-1 سابقه مطالعات منطقه مورد مطالعه
منطقه مورد بررسی از دیدگاه تکتونیک ایران زمین در زون ایران مرکز قرار دارد اشتوکلین 3 (1968) نوگل سادات (1978) در تقسیمات ساختاری ایران این منطقه را در شمار (مثلث میانی) قلمداد نموده اند. در حقیقت این منطقه در بخش جنوب خاوری مثلث میانی قرار دارد.
در این منطقه بررسی های بسیاری صورت گرفته است که عمده ترین آنها عبارتند از‍:
1- هوکریده همکاران (1962) نقشه منطقه بین ساغند- کرمان را تهیه نموده اند که گزارش زمین شناسی آن نیز توسط آنان منتشر شده است.
2- نقشه کرمان توسط مهندس سهندی و همکاران (1369) تهیه شده و توسط سازان زمین شناسی کشور منتشر گشته.
3- نواری (1370) دولومیت های شتری و رخساره نای بند بلبلوئیه کرمان را مورد بررسی قرار داده است.
4- زمین شناسی و کانی سازی لاتریت ناحیه بلبلوئیه کرمان توسط سبزه ئی و همکاران (1370) مورد بررسی قرار گرفته است.
5- نقشه حرجند که توسط محمدرضا سهندی تهیه شده و در سازمان زمین شناسی کشور به چاپ رسیده
6-نقشه توپوگرافی کرمان که توسط سازمان جغرافیائی کشور در سال 1351 منتشر گردیده است.
7-مطالعه ساختاری جنوب کرمان- پایان نامه کارشناسی ارشد توسط مهندسی علی سگلی 1381
افزون بر این کارها تعداد بسیار زیادی گزارش های متفرقه در مورد منطقه منتشر شده است که ذکر همه آنها در اینجا مقدور نمی باشد. همچنین نقشه های توپوگرافی منطقه توسط سازمان نیروهای مسلح منتشر شده است.

فصل دوّم:
زمین شناسی عمومی منطقه مورد مطالعه

1-2 موقعیت زمین شناسی منطقه
1-1-2 ایران مرکزی
ایران مرکزی یکی از واحدهای اصلی و عمده است که به شکل مثلث در مرکز ایران قرار دارد و جزو بزرگترین و پیچیده ترین واحدهای زمین شناسی به شمار می رود. در این واحد قدیم ترین سنگهای دگرگون شده (پرکامبرین) تا آتشفشان فعال و نیمه فعال امروزی وجود دارد . در واقع این منطقه را می توان محل قدیم ترین قاره در ایران محسوب داشته که حوادث زمین شناسی فراوانی را به خود دیده است.
بر اساس تقسیم بندی زمین شناسی ایران از نظر اشتوکلین4 1968 ایران مرکزی به شکل مثلثی است که از شرق به بلوک لوت از شمال به رشته کوههای البرز و از جنوب به منطقه سیرچ محدود می شود. آذربایجان در شمال غربی و منطقه تربت حیدریه در شمال شرقی ایران مرکزی قرار گرفته است. با وجود آنکه آذربایجان از نظر جغرافیایی بخشی از مرکز ایران به شمار نمی آید، از نظر زمین شناختی ویژگی های مرکز ایران را نشان می دهد.
ایران مرکزی از منطقه سنندج- سیرجان به وسیله فرورفتگی های زیادی مانند دریایچه ارومیه، توز لی گل، گاوخونی و بالاخره جازموریان جدا می شود و در تمام مدت دوران پالئوزیک 5 وضعی مشابه سایر قسمت های ایران را داشته است به طوری که یک حالت سکون در آن فرما بوده و کویر بزرگ (فرورفتگی ایران مرکزی احتمالاً حوضه وسیع کم عمقی را تشکیل می داده است.) دردوران مزووئیک 6 و سنوزوئیک 7 ایران مرکزی از نظر زمین ساختی منطقه پرتحرکی بوده است چنانچه علاوه بر چندین دگرشیبی کاملاً مشخص. فعالیت ماگمائی به صورت سنگهای آتشفشانی و توده گرانیتی نفوذی نیز در آن دیده می شود. در دوره کواترنر علاوه بر گسلهای جوان فعالیت سنگ های خروجی با ترکیب بازالتی خاص این دوره نیز در چند محل مشاهده شده است.
ضخامت بیرون زدگی که سنگ های پره کامبرین پیشین در ایران مرکزی متجاوز از ده هزار متر و خود از فرسایش سنگ های آذرین قدیم تری به وجود آمده است. این مجموعه بر اثر حرکات کوهزائی کاتانگائی، شدیداً دگرگون شده و پلاتفرم ایران مرکزی را تشکیل داده است. که از پرکامبرین پیشین تا تریاس رسوبات قاره ای یا دریایی کم عمق های آن را می پوشانند و به پوشش پلاتفرم موسوم است ولی حرکات خشکی زائی که اغلب موجب جابجائی قائم زمین ها در طول گسل ها شده باعث دگرشیبی های فرسایشی و تغییرات رخساره ای شده اند. به طوری که گاهی رسوبات بتخیری نیز در اینفرا کامبرین و در برخی از دوره های دوران اول تشکیل گردیده اند.
اشتال در نقشه های زمین شناسی وجود چند رشته کوه در شرق ایران را خاطر نشان کرده است که روند شمالی به جنوبی دارد. در سال 1941 نورن نیز در شرق ایران مرکزی به سازندهای چین خورده پالئوزوئیک بالائی اشاره کرده است که عموماً به طور شمالی- جنوبی امتداد دارد. وی با ارائه نظریه محور اورال- عمان که به نظر اشتال تا ماداگاسکار نیز ادامه دارد و معتقد است که در امتداد این چین خوردگی از شرق ایران نیز عبور می کند و علاوه بر چین خوردگی مذکور در اثر حرکت کوهزائی هرسی نین یا واریسکین8 است.
بایر عقیده دارد که قسمتی از سنگ های دگرگونی ایران مرکزی که اشتال آنها را به دوره آرکئن 9 نسبت می دهد. مربوط به دوره ژوراسیک است و این سنگ ها عموماً تحت تاثیر جنبشهایی از نوع آلپی به شدت چین خورده است و در بسیاری از نقاط ایران مرکزی به ویژه در شمال شرقی رواندگی بزرگ زاگرس گسترش دارد. کشف بایر نظریه توده میانی را به طور کلی رد می کند به نظر وی کوههای شمالی و جنوبی ایران دوباره تحت تاثیر کوهزائی قرار گرفته است همچنین وی ایران مرکزی را نوعی ائوژئوسنکینال و در کوهزائی آلپی دانسته است.
بنا به نظر اشتوکلین (1968) چین خوردگی اصلی ایران مرکزی به فاز کوهزائی آلپی مربوط است. به طوری که پنج فاز اصلی چین خوردگی آلپ در تریاس- لیاس اوایل کرتاسه- اوایل، اواسط و اواخر دوران سنزوئیک در این منطقه مشاهده شده است. روند عمومی چین خوردگی یکنواخت نیست بلکه در شمال روند شرقی- غربی است و در شرق به موازات بلوک لوت (شمالی- جنوبی) و جنوب غربی به موازات منطقه سنندج سیرجان (شمال غرب- جنوب شرقی) است.
افتخار نژاد (1359)، بخشی از ایران مرکزی را که در جنوب غربی گسل سلطانیه- تبریز واقع و به صورت نوار باریک از حواشی گلپایگان تا همدان کشیده شده به نام بخش سلطانیه میشو معرفی می کند که به نظر وی از نظر زمین شناسی تا اواخر تریاس به زاگرس شبیه بوده است.
اشتامپلی 1978 گودال ولکانو- مولاسی مهم تر سیر را در ایران مطرح می کند.
بخشی میان ایران مرکزی را شکستگی های متعدد به جهتهای مختلف مشبک در آورده و قطعات شکسته شده نسبت به هم حرکات داشته که در نتیجه بالا آمدگی ها و فرورفتگی ها ها ساختار فروزمین و فرازمین به وجود آمده است.
پی سنگ متبلور ایران مرکزی و پوششی پلاتفرمی آن لااقل از دوران پالئوزوئیک در امداد گسل های بزرگ شکسته و با توجه به نبودهای چینه شناسی در برخی از مناطق آن حرکات قائم مداومی را متحمل شده است که در پیدایش آتشفشانهای ترسیم نیز بی تاثیر نبوده است.
خائن (1972) ایران مرکزی را نوعی توده مقاوم و پایدار می دانست ولی بررسی های زمین شناسی جدید نشان داده که ایران مرکزی در دوران اول ویژگی های یک پلاتفرم را داشته و در دوران دوم و سوم یک منطقه پر تحرک و کوهزا تبدیل شده به طوری که پدیده های شدید کوهزائی نوع آلپ بر آن اثر داشته است در نتیجه دگرشیبی های تند، تزریقات گرانیتی، دگرگونی و شکستگی های عمده فراوان رویداه است بدین ترتیب نتیجه گیری شد که فرضیه توده میانی10 برای تمام ایران مرکزی صادق نیست (اشتوکلین 1968) تاریخچه رسوبی و ساختاری ایران مرکزی کاملا مشابه کوههای البرز است:
بطوریکه:
1- می توان کوههای البرز طاقدیسهای حاشیه ای ایران مرکزی دانست
2- واحدهای چینه نگاری هر دو ناحیه رخساره ای کاملا یکسان دارند.
3- هر دو ناحیه در زمان جنبش های کوهزائی آلپی با شدت و الگوی مشابه چین خورده اند معذا تفاوت های بین این دو پهنه وجود دارد که باعث جدا نمودن آنها می شود.
1- پرتحرک بودن ایران مرکزی در زمان مزوزوئیک
2- دگرشیبی های عمده مزوزوئیک که در ایران مرکزی فراوان ولی البرز تمامی اثراتی را به صورت دگرشیبی موازی در بردارد.
3- توده های نفوذی مزوزوئیک ایران مرکزی در کوههای البرز وجود ندارد.
4- کمپلکس رادیولاریتی- افیولیتی متعلق به کرتاسه بالای که در بسیاری از جاهای ایران مرکزی دیده می شود در البرز وجود ندارد.
به طور خلاصه مطالعات زمین شناختی چند سال اخیر محققان می توان نتایج زیر را به دست آورد:
الف- رسوبات پالئوزوئیک تا سنوزوئیک ایران مرکزی و شمال ایران در شرایط ائوژئوسنکینال به وجود نیامده بلکه بیشتر از رسوبات پایانی و کم عمق تشکیل شده اند.
ب- زمین ناودیس ایران مرکزی به صورتی که بایر بدان اشاره کرد است (ائوژئوسنکلینال) با مشاهدات انجام یافده مطابقت ندارد.
ج- ساختار چینه شناسی دامنه جنوبی رشته کوههای البرز به ایران مرکزی شباهت زیادی دارد.
د- برخلاف نظریه توده میانی ایران مرکزی دوران پرتحرکی را پشت سر گذاشته است.

نگاره 1-2 گسیختگی در اثر زلزله در منطقه مورد مطالعه که شاهدی بر تحرک منطقه است

نگاره 2-2 ویرانه های زمین لرزه 1988 گلبافت جنوب شرقی شهداد که مشاهدی دیگر بر تحرک ایران مرکزی می باشد.
2-1-2 بلوک لوت
بلوک لوت خاوری ترین بخش از پهنه ایران مرکزی است که به وسیله گسلهای شمالی جنوبی نای بند و در باختر و نهبندان در خاور در برگرفته شده است روی نقشه تکتونیک ایران حد شمالی این بلوک محدود به فرورفتگی جنوب کاشمر و در حد جنوبی آن فرورفتگی جازموریان دانسته شده است.
از نظر زمین شناسی بلوک لوت تا چند سال پیش ناشناخته بود و تصور می شد مواد آتشفشانی دوران سئوزیک یا رسوبات قاره ای جوان پوشیده شده است.
برای اولین بار در سال 1342 توسط سازمان زمین شناسی کشور وجود سازنده پرمین و ژوراسیک در چند محل آن تشخیص داده شد و بررسی های بعدی وجود مقدار زیادی افیولیت و سنگهای آمیزه رنگین مربوط به کرتاسه بالائی، را در مرز شرقی آن به اثبات رساند.
در سال 1968 اشتوکلین بلوک لوت را به صورت یک توده مقاوم با روند شمالی- جنوبی دانست و امتداد شمالی کوههای واقع در غرب و شرق این بلوک را به سخت بودن بلوک لوت نسبت داد. بعدها با پیدا شدن رسوبات پالئوزوئیک دگرگون مقاوم بودن بلوک لوت زیر سوال رفت.
در شمال لوت در ناحیه دشت بیاض- سنگهای خروجی پالئوژن به شدت چین خورده اند یکی از دلایلی که با پایداری بلوک لوت مغایرت دارد وجود حدود جهل مخروط آتشفشانی کواترنر است که با داشتن ترکیب بیشتر پیروکسن آندزیت سنگهای قدیمی را بریده اند و بالاخره زلزله دشت بیاض به شدت 3/7 ریشتر و زلزله های مشابه که از سال 1900 تاکنون در این پهنه به ثبت رسیده است همگی دلالت بر عدم پایداری بلوک لوت دارد.
در سال 1968 اشتوکلین این بلوک را به دو بخش خاوری و باختری تقسیم نموده و بلوک لوت در شرق بلوک طبس در غرب و رشته کوههای شتری حاصل این جدایش دانست. یافته های جدید نشان می دهد که تاریخچه زمین شناسی و رویدادهای زمین ساختی در بلوک لوت کاملاً متفاوت با بلوک طبس است.
نواحی طبس تنها منطقه ای از ایران است که در آن رسوبات دوران مزوزوئیک چین نخورده باقی مانده است به علاوه فعالیت های آتشفشانی جوان با ترکیب بازالتی در حاشیه شرقی بلوک لوت اهمیت زیادی دارند.
در ناحیه چهار فرسخ شیل ها و ماسه سنگ های معادل سازند شمشک دگرگون شده اند. دگرگونی این سنگها همراه با تزریق توده های گرانیتی با سن ژوراسیک پایانی و گرانیت شاهکوه نمودار شده از حرکات کوهزائی کیمیرین پسین است نظر بر آنکه رویداد کوهزائی کیمیرین پسین بلوک لوت را به صورت یک بلوک نیمه پایدار آورده است به طوری که حرکات زمین ساختی بعدی چنان اثر مهمی بر نداشته است معذا روند عملکرد شمالی- جنوبی سنگهای جوانتر که با چین خوردگی خیلی آرام وکم دامنه همراه است نشانگر آن است که فازهای زمین ساختی جوان آلپی بر این ناحیه اثر نداشته اند.
همانطور که در بالا آمده است بیشتر زمین شناسان برآنند که فرایند تکتونیکی که باعث تشکیل ناحیه لوت و نواحی مجاور شده است مربوط به کوهزائی کیمیرین پسین11 (ژوراسیک – کرتاسه) است.
که باعث گردید تا قسمتی از ناحیه دگرگون و پایدار گردد و به گونه ای که حرکات زمین ساختی بعدی بر آن اثر نداشته باشد ولی:
1- هرچند که رسوبات پلیوست- پلیوسن (سازندلوت) افقی و بدون دگرشکلی است اما همین سازند در حاشیه غربی بلوک لوت به ویژه در مجاورت با قسمت های گسله دارای چین های نامتقارن با دامنه های پرشیب و حتی برگشته است (1979 entrad)
2- ولکانیکهای حاشیه غربی بلوک لوت تا اندازه ای بدور از تنش های زمین ساختی می باشد معهذا گسلش نسبتاً شدید آنها و به ویژه ادامه گسل ها در رسوبات آبرفتی نشانه ی جنبا بودن این قسمت از بلوک لوت است.

نکاره 3-2یکی از شاخه های فرعی گسل نای بند که باعث رانده شدن کنگلومرای کرمان بر روی کواترنر شده است.

3-
تحرک بلوک لوت در حاشیه خاوری آن به مراتب گویاتر است. در این ناحیه به ویژه در حاشیه تماس با پهنه فلیش زابل، باریکه ای و جود دارد که گسلش راندگی، خردشدگی و دگرگونی به طور چشم گیر پیشرفت کرده است. و در همین محل تشکیلات پالئوزوئیک (پرمین) وفروزوئیک دارای چین خوردگی فشرده و پرشیب بود و حتی در نتیجه دگرگونی کم و بیش دگرسان شده اند.
نگاره 4-2 نمونه ای از خردشدگی در اثر گسلش در منطقه را نشان می دهد.

نگاره 4-2
4- در کواترنر ناحیه ی لوت با فعالیت های آتشفشانی زمین لرزه های مخرب و گسل خوردگی مهم همراه است.
شواهد فوق و همچنین چند گسل و خطواره ی جدید در بلوک لوت دلایلی هستند که سختی و پایداری این ناحیه را مورد تردید قرار می دهد.
2-2 تکامل ساختار ایران با تاکید بر ایران مرکزی
تکامل ساختاری ایران بستگی به دو عامل اساسی دارد:
1- وضعیت ابتدائی ایران زمین و حوادث واقع بر آن پس از سخت شدن پوسته اولیه
2- موقعیت زمین شناسی ایران در منطقه و تاثیر متقابلی که این سرزمین در دورانهای زمین شناسی نسبت به ممالک همجوار داشته است.
شواهد زیادی نشان می دهد که پس از رویداد کوهزائی کاتانگائی پوسته قاره ای ایران دچار چین خوردگی و شکستگی های عمیقی گردیده است و تدریجاً به صورت بخشهای برآمده و فرورفته درآمد. این امر باعث پیدایش حوضه های رسوبی جدا از هم گردید و در نتیجه در حوضه های رسوبی مجاور رسوبات متفاوتی در طی پالئوزوئیک تشکیل شده است.
با کوهزائی هرسی نین که در کربنیفر رخ داده است دریای موجود بین قاره اورازیا و گندوانا (تقیس قدیمی) در شمال ایران بسته و همزمان با این رویداد و بسته شدن تتیس12 کهن دریای جدید در محل تقریبی سوراندگی زاگرس شکل گرفت که به آن نتیس جوان می گویند.
با حرکات کوهزائی تریاس میانی بخش بیشتر ایران از آب خارج گردید و به نحوی که محیط مساعدی برای تشکیل رسوبات زغالسنگی فراهم گردید. در نتیجه کوهزائی آلپ پایانی که با ایجاد سلسله جبال آلپ- هیمالیا همراه بود مورفولوژی کنونی ایران شکل گرفته است.
1-3-2 موقعیت ایران در زمین ساخت جهان
بررسی های زمین شناسی و دلایل پارینه مغناطیس مبین آن است که حداقل تا دونین بالائی ایران جزئی از گندوانا13 بوده است. و در شمال شرقی این قاره بین عربستان- سومالی هند و چین واقع بوده است. اشتامپلی (1978) در تمام نوشته های خود از واحد ایران-افغانستان نام برده است. حرکت و مهاجرت اولیه ایران در طی دوره کربونیفر صورت پذیرفته و در تریاس میانی به قاره اوراسیا14 پیوسته.
باتوجه به بررسی های انجام شده توسط اشتوکلین و همکارانش در سال 1978 بر بریان و گینگ در سال 1981 و حسینی 1988 بسنک و همکاران 1989 موقعیت و تکامل زمین شناسی ایران را به طور خلاصه می توان چنین تفسیر کرد که ایران همانند کشورهای همسایه اش در پرکامبرین و پالئوزوئیک به ابر قاره گندوانا تعلق داشته است و برای تجزیه و تحلیل ساختار و زمین ساخت ایران اولیه میتوان از بررسی های که در موقعیت زمین شناسی آن کشور ها صورت گرفته استفاده کرد در بررسی های انجام شده برای موقعیت ایران زمین دو فرضیه عنوان شده است.
1-فرضیه زمین ناودیس 2-فرضیه تکتونیک ورقی
1- فرضیه زمین ناودیس اولین بار (Edurad suess فرضیه زمین ناودیس تتیس را عنوان کرد. ویژگی های ناودیس تتیس به ویژه میزان فرونشست آن در تمام گستره آن یکسان نبود. به گفته دیگر تمام بخش های این زمین ناودیس ویژگی ژئوسنکلاینی نداشته و هسته ای مقاوم جنوبی به نام توده میانی15 در مجارستان ترکیه ایران (بخش ایران مرکزی) وجود داشته است. با شروع مطالعه مشخص شد که در ایران مرکزی توده مقاومی نبود و از نظر زمین ساختی پر تکاپوتر از سایر قسمت های ایران است و اغلب سنگهای دگرگون شده است این هسته را که به زمان آرکئن نسبت داده شده بود در حقیقت سنگهای پالئوزوئیک و (مزوزوئیک هستند که تحت تاثیر رویداد زمین ساختی آلپی دگرگون شده اند اشتوکلین 1968 با ارائه اطلاعات زیقیمت وجود توده میانی را و همچنین انگاره ائوژئوسنکلاین البرز را مردود دانست.
1-نگاره زمین ساخت ورق:16
امروزه ایرانزمین به صورت باریکه سخت شده ای بین دو خشکی گندوانار و اوراسیا قرار دارد. بر طبق فرضیه های قبلی ایران جزئی از کمربند کوهزائی آلپ در نظر گرفته می شده که تا قبل از آن به هیچ یک از دو خشکی تعلق نداشته بلکه خود قسمتی از دریای تتیس با توجه به انگاره زمین ساخت ورقی کوههای البرز ایران مرکزی را بخشی از قاره اوراسیا و کوههای زاگرس را منتنهی به لبه شمالی سپرافریقا، عربستان (گندوانا) دانسته شده است.
سه دلیل عمده این بخش بندی عبارتند از:
1- تفاوت رخساره های سنگی و سرگذشت زمین ساختی رسوبات دوران اول و دوم زاگرس دیگر نواحی ایران
2- وجود سنگهای افیولیتی در امتداد زاگرس
3- وجود کمربند آتشفشانی ارومیه- بزمان
در زمان مزوزئیک در ابر قاره شمالی (اوراسیا شمال ایران مرکزی- البرز) اشتقاق کوچکی صورت گرفته که در نتیجه آن بخشی از اوراسیا شکسته شده و قاره کوچک ایران مرکزی و شرق ایران پدید آمده است که دورتا دور آن را حوضه ی اقیانوسی از نوع دریای سرخ احاطه کرده است. مجموعه های افیولیتی و کالرملانژها موجود در اطراف مرکز و شرق ایران نیز در ناحیه سبزوار و ارومیه بقایای این اقیانوس دانسته شده اند. بدین ترتیب اقیانوس و ایران مرکزی در شرق ایران در زمان مزوزوئیک پدید آمده و نسبت به اقیانوس تتیس که ممکن است از پالئوزوئیک و حتی پرکامبرین به وجود داشته جوان تر است. یکی از دلایل این ادعا وجود سنگواره های تریاس و ژوراسیک در رسوبات رادیولاریتی ناحیه نیریز و فقدان آن در اطراف ایران مرکزی است با بسته شدن اقیانوس دور ایران مرکزی افریقا- عربستان و اوراسیا به صورت یکپارچه درآمدند و تدریجاً به طرف جنوب شرق عقب نشسته است. در اواخر ترسی یر دوره فشاری جدید در جهت شمال شرقی حکم فرما بوده است به عقیده فالکون (1967) و بسیاری دیگر از زمین شناسان این نیروی فشاری در جهت باز شدگی و شکل گرفتن دریای سرخ- خلیج عدن و نیز حرکت قاره اوراسیا به سمت جنوب غرب است. این حرکات امروز همچنان ادامه دارند. بیشترین نیرو در مرز خشکی عربستان بوده که در نتیجه آن راندگی زاگرس فعال شده و ایران مرکزی بر روی عربستان رانده شده. یافته های جدید زیست شناختی در ایران نشان می دهد که انگاره زمین ساخت صفحه ای بیانگر واقعی جایگاه زمین شناختی ایران نیست و الگوی مزبور با واقعیت های ملموس در تضاد است که در زیر به دلایل از این تضاد اشاره می شود.
1- پی سنگ تمام پهنه ایرانزمین و عربستان از نظر نوع سنگها، شرایط تشکیل و ز.مان سخت شدگی شباهت زیاد دارد.
2- پس از سخت شدن پی سنگ از زمان پرکامبرین پیسن تا تریاس میانی شرایط حاکم بر محیط های رسوبی البرز ایران مرکزی و زاگرس، عربستان همانند بوده است و به گونه ای که در زمان پرکامبرین رسوبات تبخیری در خاور عربستان زاگرس و بخش جنوبی ایران انباشته شده اند و یا در زمان کامبرین پیشین رسوبات ماسه سنگی قرمز رنگ نه تنها در ایران، عربستان بلکه همچنان در پاکستان و ترکیه و اردن بر جای گذاشته شده است همانند رخساره های سنگی گفته شده ضمن نفی جدائی ایران مرکزی از زاگرس و عربستان نشان می دهد که حداقل در زمان های پرکامبرین پسین کامبرین و حتی اردویسین تمام نواحی یاد شده (پاکستان، ایران، ترکیه و اردن و عربستان) به یکدیگر پیوسته بوده اند.
با توجه به آنچه گفته شد می توان شکل گیری چهره کنونی ایران را به صورت خلاصه زیر بیان کرد:
– 5/1 میلیارد سال پیش ایران بخشی از تنها قاره پانگه آ بوده است
– 40/1- 8/0 میلیارد سال پیش جدایی این قاره باعث به وجود آمدن قاره اوراسیا در شمال گندوانا در جنوب و اقیانوس تتیس بین این دو قاره شده است.
– هر چند که سن سخت شدگی کهنسال ترین سنگ های ایرانزمین دانسته نیست ولی زمین های پرکامبرین و دوران اول ایران و عربستان از نظر جسن و سن شبیه یکدیگر است به عبارت دیگر ایران همچنین عربستان به بخش شمالی قاره گندوانا تعلق داشته است.
– در طی ردخداد زمین ساختی کاتانگائی پوسته ایران زمین دچار چین خوردگی دگرگونی شده و شکستگی های عمیق در آن پدید آمده است. در تمام مدت پرکامبرین پسین- پالئوزوئیک دریای کم ژرف سرزمین ایران را می پوشاند که در آن رسوبات از نوع قاره ای تا نزدیک قاره ای انباشته می گشته و هرچند گاه حرکات روبه بالای پوسته موجب عقب نشینی دریا پیدایش خشکی و بالاخره دوره های فرسایش کوتاه و یا دراز مدت می گردیده است.
در اواخر دوره کربونیفر در جریان رخداد کوهزائی هرسی نین، قاره گندوانا به سوی قاره اوراسیا حرکت کرده و اقیانوس تتیس که در شمال ایران بین دو قاره مذکور وجود داشته بسته شده است. در همین زمان اقیانوس آلپی زاگرس در جنوب ایران شکل گرفته و بدین ترتیب از زمان پرمین بخش جنوب باختری ایران (کوه های زاگرس) به تدریج از سایر قسمت های ایران جدا شده است. در تریاس میانی در نتیجه جنبش های تکتونیکی کیمبرین پیشین این جدایش به طور کامل انجام و از آن زمان تا پایان سیستم ترسی یر بخش جنوب باختری ایران، به حوضه آرام در حال نشست تبدیل شده است. در زمان کرتاسه و به قولی در زمان نئوژن پیشین درازگودال آلپی زاگرس بسته شده و ایران به صورت سرزمینی یکپارچه درآمده است. در زمان پلیوسن- پلیستوسن در نتیجه ی حرکات زمین ساختی آلپ پایانی سرزمین ایران به صورت خشکی و چهره کنونی ایران شکل گرفته است.
2-2-2 پارینه مغناطیس ایران مرکزی
زمین مانند آهن ربائی است که دو قطب مغناطیسی شمال و جنوب دارد. محل قطب شمال مغناطیسی جزیره ای در کانادا است که با محور چرخش زمین (قطب شمال جغرافیایی) حدود 1600 میکرومتر فاصله دارد.
پارینه مغناطیسی نشانگر آن است که محل قطبها مغناطیسی زمین در گذشته با امروز متفاوت بوده است که یکی از دلایل حرکات و جابجائی قاره ها در طول تاریخ زمین شناسی به شمار می آید. بنابراین با تعیین سنگ و تعیین جهت (مغناطیس ماندگار) می توان وضعیت قطب مغناطیسی زمان تشکیل سنگ را مشخص کرده و به کمک آن به موقعیت و وضعیت قاره ها و خشکی های قدیمی پی برد.
به طور کلی مشاهدات زمین شناسی ایران حاکی از اتصال و الحاق ایران به بخشی از گندوانا در طول دوره پرکامبرین پسین تا دوره پرمین بوده است. و این مسئله با نتایج و بررسی های پارینه مغناطیس تائید می شود. بر اساس مطالعات بکر و همکارانش در سال 1973 روی سنگها و کانسارهای آهنی ایران مرکزی در نواحی بافق از نظر پارینه مغناطیس انجام داده است و مکتینی 17 روی سنگ های پالئوزوئیک زیرین کوه گهکم و سورمه کمربند زاگرس از ماسه سنگهای ارغوانی رشته نمکی (کامبرین) پاکستان، ونسینک و همکارانش در سال 1972 روی سنگ های دونین بالائی کربونیفر زیر سازند جیرود البرز مرکزی و بالاخره سوفل18 و همکارانش در سال 1975 درباره سنگهای پرکامبرین اردوویسین و پرمین ایران مرکزی انجام داده اند مشخص کرده اند که قطبهای زمین مغناطیس با قطبهای مغناطیسی آفریقا و عربستان شباهت دارد این مشخصه و شباهت رسوب گذاری پالئوزئیک بیانگر آن است که در طی دوره کامبرین پسین و پالئوزوئیک ایران مرکزی زاگرس و در شرق و رشته نمکی و جنوب شرقی ترکیه جز خشکی گندوانا بوده اند.
3-2-2 تکامل ساختاری و بازسازی وضیت اولیه ایران مرکزی
در ایران مرکزی و در افغانستان مرکزی رسوب گذاری دریایی سکویی بافرونشینی قطع شدگی نبود رسوب گذاری آثار خشکی زائی حداقل تا پرمین همراه بوده است بنابراین سریهای پالئوزوئیک ایران مرکزی تا حدودی باسریهای بینالود و هندوکش غربی فرق دارد.
دلیل اختلاف بین سریهای مذکور بیشتر از این جهت است که در حاشیه جنوبی هندوکش و ادامه آن در بینالود (جنوب مشهد) تا نواحی شمالی نیشابور و جنوب دریای خزر رشته کوههایی از بیرون زدگی ها سنگ های سرپانتین و رادیولاریت همراه با شیست های متبلور پالئوزوئیک قدیمی مشاهده می شود در حالی که این وضع در پالئوزوئیک ایران مرکزی و افغانستان مرکزی وجود ندارد. چنین شواهدی از سنگ های اولترا باریک می تواند معرف یک فرو رانش باشد بدین ترتیب که صفحه افغانستان مرکزی، ایران مرکزی و بخشی از شمال ایران زیر صفحه ای پرورش می یابد که هندوکش غربی و بینالود حاشیه جنوبی آن است. این بیرون زدگی های می تواند حاکی از وجود یک ناحیه اقیانوسی کم و بیش عریض باشد.
به طور خلاصه مراحل تکامل زیر را می توان برای ایران مرکزی در نظر گرفت:
1- در زمان پرکامبرین قبل از 650 میلیون سال پیش ایران مرکزی زاگرس و البرز و بخش شمالی شبه جزیره عربستان جزئی از خشکی گندوانا بوده اند.
2- در فاصله زمانی 650- 400 میلیون سال پیش یعنی در زمان پرکامبرین و پسین- کامبرین پلاتفرم- ایران مرکزی- البرز زاگرس تحت تاثیر نیروهای کششی قرار گرفته اند که در نتیجه ی آن فرورفتگی هایی در ایران مرکزی- سنندج- سیرجان و زاگرس مرتفع ایجاد گشته است.
3- در 220 میلیون سال پیش یعنی اواخر سیلورین- اوایل پرمین حرکت دو قاره اوراسیا و گندوانا معکوس گردیده و در نتیجه ی نیروهای فشردگی، بالا آمدگی هایی در ایران مرکزی- سنندج- سیرجان و زاگرس مرتفع روی داده است. در همین زمان در بخش اوراسیا عمل فرو رانش صورت گرفته است که در نتیجه آن بسته شدن اقیانوس هرسی نین آغاز گردیده است.
4- در 210 میلیول سال پیش یعنی اواخر تریاس میانی- اقیانوس هرسی نین کاملا بسته شده و اقیانوس آبی زاگرس گسترش وسیع یافته که در آن منطقه سنندج-سیرجان ایران مرکزی و البرز به منطقه کپه داغ یعنی به قاره اوراسیا ملحق گردیده اند.
5- در فاصله زمانی 195-90 میلیون سال یعنی اوایل ژوارسیک تا سنونین 19 اقیانوس آلپی در اثر فرورانش در دو محل بسته شده ولی در وسط در اثر عمل ریفت زائی 20 وسعت آن افزوده شده است. در همین زمان حفره ریفتی نائین- بافت جغتای- درونه در ایران مرکزی و حوضه خزر جنوبی در شمال البرز شکل گرفته است.
6- در فاصله زمانی 85-60 میلیون سال یعنی کرتاسه بالا- اواسط بخشی از پوسته اقیانوسی بر روی ارتفاعات زاگرس رانده (obducr ) می کند و در بخش شرق عمل فرورانش ادامه می یابد و در همین زمان بخش جغتای- درونه و بافت نائین بسته می شود و مجموعه افیولیتی ملانژ ایران مرکزی به وجود می آید.

فصل دوم- بخش سوم
3- چینه شناسی
1-3 پالئوزئیک
1-1-3 سری دسو (P-d)21 پرکامبرین پسین- کامبرین آغازی
این واحد سنگ چینه ای یک مخلوط در هم و بهم ریخته ای است که شامل بخش رسوبی متشکل از گچ، شیل های سیلتی رنگارنگ به ویژه شیل های سیلتی میکادار به رنگ ارغوانی، ماسه سنگ های دانه ریز میکا دار ارغوانی، ماسه سنگ های کواترنر آرنایت، دولومیت های چرت دار و بدون چرت و سنگ آهک های خاکستری تیره و کریستالیزه و بخش آذرین که از دیاک های دیابازی توده های کوچک گابرو- دیوریت و ولکانیک های داسیت آندزیت تشکیل می شود. با توجه بوجود ولکانیک های داسیت آندزیت وابسته به دوره ائوسن در منطقه و دایک ها و توده های کوچک از سنگ های بازیک در سری پالئوزوئیک پایئن منطقه در پیوند یا مجاری تغذیه کننده22 ولکانیک های سیلورین و دونین به نظر می رسد که بخش آذرین این واحد سنگ چینه ای سنی جوانتر از سنگ های میزبان داشته و فشارهای تکتونیکی سبب آمیختن بخش های رسوبی سازنده دسو با اجزاء سازنده آذرین گردیده است. این واحد به دلیل فراوانی گچ و شیل در اثر فشارهای تکتونیکی به صورت مواد شکل پذیر عمل کرده و در محل های پرفشار تکتونیکی همانند هسته تاقدیس ها و گسل های رورانده پدیدار شده اند. سری دسو را می توان با سیری هرمز در ناحیه زاگرس قابل مقایسه دانست. نگاره 5-2 نمائی از این سازند را در منطقه روستای سهرنگ را نشان می دهد.

نگاره 5-2: نمائی از سازند دسو در روستای سهرنگ دید به سمت شمال شرقی
2-1-3- سازنده سلطانیه23 (): پرکامبرین پسین- کامبرین آغازین
در جنوب غرب آبادی ده زرگر واقع در جنوب رودخانه چترود، شیل های رنگارنگ گچ دار با میان لایه هایی از دولومیت چرت دار و سنگ آهک کریستالیزه که ضخامت اندکی داشته و در هسته تاقدیس پدیدار می شود به وسیله ضخامت درخور ملاحظه ای (حدود 250-300 متر) از دولومیت و سنگ های آهکی خاکستری تا خاکستری تیره. سبز لایه (cm100-50) چرت دار و بدون چرت پوشیده می شود. سنگ های آهکی دارای آهک از نوع استروماتولیت هستند و این واحد سنگی با همبری گسله به وسیله ماسه سنگ های لالون پوشیده می شود. به نظر می رسد که رخساره سری دسو به سمت جنوب باختری به رخساره کاملا کربناتی سازند سلطانیه تبدیل می گردد.

3-1-3 سازند باروت24 (): کامبرین پایین
در شمال آبادی برج قارون، قسمت بالای سازند دسو که از لایه های منظم گچ، سنگ آهک خاکستری تیره، دولومیت و ماسه سنگ کواتز آرنایت سفید تشکیل شده به طور پیوسته و هم شیب به وسیله واحد سنگ چینه ای که از تناوب افق های ماسه سنگ ریز دانه میکا دار با افق های کربنات درست شده است پوشیده می شود. افق های کربناتی از دولومیت های نخودی مایل به قهوه ای چرت دار و سنگ های آهکی کریستالیزه خاکستری تیره بدبو تشکیل شده است واحد سنگ چینه ای باروت به طور همساز و به تدریج به وسیله سنگ های لالون پوشیده می شود.
4-1-3 سازند زاگون ولالون25 (): کامبرین پائین
سازند باروت به طور همساز و به تدریج به وسیله واحد سنگ چینه ای نسبتاً ستبر (حدود 550 متر) برنگ هوازدگی صورتی تا قرمز آجری که از ماسه سنگ های آرکوزی تا نیمه آرکوزی درشت دانه میکا دار با میان لایه هایی از شیل های فورشی تا فورشسنگ تشکیل شده، پوشیده می شود. میان لایه های شیلی بیشتر در بخش های پائین و میانی واحد گسترش دارند لایه های ماسه سنگ، میان تا ستبر لایه (cm100-30) و دارای قطعات شیل نابجا و ساختارهای رسوبی مانند چینه بندی متقاطع چینه بندی تدریجی و نقش موج می باشند. در قسمت بالا هم به طور شیب و ناگهانی به وسیله واحد سفید رنگ کوارتز آرنایت کنگلومراتیک () که می توان آن را هم ارز با کوارتز آرنایت بالا در نظر گرفت، پوشیده می شود.
– واحد سنگ چینه ای کوارتز آرنایت (): کامبرین پائین- میانی
این واحد چهره ساز و به رنگ هوازدگی خاکستری تیره از ماسه سنگ های کوارتز آرنایت فلدسپات دار و ماسه سنگ های کواتز آرنایت کنگلومراتیک میانه تا سبتر لایه (cm100-30) سفید رنگ با یک افق 15 تا 10 متری درون لایه از ماسه سنگ های قرمز آرکوزی تشکیل شده است. قطعات کنگلومرا، ریزدانه در حد گرانول (mm4-2) و از جنس چرت سیاه رنگ می باشند. ضخامت این واحد کلیدی که از نظر موقعیت چینه شناسی بالا کوارتزیت بالای قابل مقایسه است و در کل منطقه بین سازندهای لالون و کوه بنان گسترش دارد. از 85-45 متر متغیر بوده و به طور هم شیب به وسیله سازند کوه بنان پوشیده می گردد. در نگاره 6-2 سازندهای لالون و زاگرس تفکیک نشده در شمال روستای سراشک دیده می شود.

نگاره 6-2 نمائی از سازندهای لالون و زاگون دید به سمت شرق
5-1-3 سازند کوه بنان (k): کامبرین میانی- کامبرین بالایی
این واحد از شیل های سیلتی، ماسه سنگ هایی ریز دانه میکادار قرمز روشن مایل به آجری در برخی از افق ها کم و بیش گچ دار و دولومیت های چرت دار و بدون چرت ستبر لایه تا متوسط لایه (cm150-50) برنگ زرد مایل به قهوه ای و سنگ های آهکی خاکستری تیره نازک تا ستبر لایه (cm100-5) فسیل دار تشکیل شده است. فسیل ها از نوع باز و پایان، تریلوبیت، Hyotithed و آلگ استروماتولیت می باشند. همبری پائین این واحد با واحد کوارتز آرنالیت کنگلومراتیک هم شیب و در قسمت بالا به صورت ناهمساز به وسیله ولکانیک های سیلورین پوشیده می شود.
این واحد در یال ناودیس هجدک به چهار پاره سازند تفکیک شده که از پائین به بالا عبارتند از:
الف- پاره سازند شیلی پائین () که از حدود 62 متر شیل های سیلتی و ماسه سنگ دانه ریز میکادار قرمز روشن با دو یا سه افق درون لایه دولومیتی چرت دار میانه تا ستبر لایه (cm90-40) تشکیل شده است.
ب-پاره سازند کربناتی پائین (1) که از حدود 36 متر دولومیت های ستبر لایه (cm150-50) و سنگ های آهکی خاکستری تیره نازک و ستبر لایه (cm100-50) نیل دار درست شده است. تریلوت های گردآوری شده از سنگ های آهکی نازک لایه:
Loparella CF. Wolcatti
Lioparella sp. Chuangia sp.
سن کامبرین میانی تا اوایل کامبرین بالایی را به این پاره سازند نسبت می دهد (ف-گلشنی- سازمان زمین شناسی کشور).
ج- پاره سازند شیلی بالا () که از حدود 67 متر شیل های سیلتی و ماسه سنگ هایی با دانه های بسیار ریز میکادار به رنگ قرمز آجری و با دو افق درون لایه دولومیت خاکستری مایل به قهوه ای متوسط تا ستبر لایه (cm150-300) درست شده است.
د- پاره سازند دولومیتی (dol) که از حدود 140 متر دولومیت های سبتر لایه (cm150-100) نخودی مایل به قهوه ای استروماتولیت دار با درون لایه های نازکی از شیل های دولومیتی تشکیل شده است. نگاره های 7-2 و 8-2 واحدهای کوه بنان را بر واحدهای کواترنر نشان می دهد.

نگاره 7-2 واحدهای کوه بنان بر روی کواترنر دید به سمت شرق

نگاره 8-2 واحدهای کوه بنان را بر روی کواترنر نشان می دهد. دید به سمت شرق
6-1-3 ولکاتیک سیلورین ()
سیلورین در شمال غرب آبادی سراشگ دریال شمالی ناودیس هجدک، واحد سنگ چینه ای کوه بنان به طور ناهمساز و به وسیله سنگ های ولکاتیکی متوسط تا بازیک پوشیده می شود که ضخامتی در حدود 15-100 متر دارد. این ولکاتیک ها از آندزیت و بازارلت های پبروکسن دار، پورفیریتیک و کاوکدار تشکیل شده است که میکلرولیت های پلاژیوکلاز و شیشه زمینه آن را تشکیل می دهد فنوکریست های پیروکسن به کلریت و آمفیبول نوع اورالیت تجزیه شده اند. این گدازه ها تا اندازه ای ساخت بالشی26 را هم نشان می دهد. مجاری تغذیه کننده این واحد ولکاتیکی که از رخساره های باریک نیم عمق مانند دیاباز ومیکرو گابرو درست شده است واحدهای سنگ چینه ای قدیمی موجود در این محل را قطع می کند. نگاره 9-2 سنگ های آذرین سیلورین را در جنوب روستای سراشک نشان می دهد

نگاره 9-2 سنگ های آذرین سیلورین دید به سمت شمال شرقی
سازند پادها (DP): دونین پائین 27
در غرب آبادی هر وز بالا و دریال ناودیس هجدک واحد ولکانیکی سیلورین به طور ناهمساز به وسیله واحد سنگ چینه ای چهره سازی به ضخامت حدود 200 متر پوشیده می شود که به طور عمده از ماسه سنگ های کوارتز ارنایت متوسط تا سبز لایه (cm150-300) با درون لایه هایی از شیل های سیلتی میلکادار به رنگ صورتی و لایه های دولومیت (cm60-40) با رنگ هوازدگی مایل به زرد تشکیل شده است. ماسه سنگ های کواترز آرنایت رنگ هوازدگی خاکستری تیره مایل به سیاه و در سطح شکست تازه رنگ صورتی روشن دارند و ساخت های رسوبی مانند چینه بندی متقاطع و چینه بندی تدریجی در آنها مشاهده می شود. بخش بالایی این واحد را شیل های سیلتی و ماسه سنگ های بسیار دانه ریز میکادار با دو درون لایه دولومیتی تشکیل می‏دهد که به طور هم شیب و ناهمساز به وسیله واحد دولومیتی هم ارز دولومیت سیب زار پوشیده می گردد. این بخش بالایی را می توان هم ارز واحدهای گچ دار و واحد کربناتی بین آن دو واحد در ناحیه ازبک کوه در محل مقطع تیپ دانست. نگاره 10-2 سازند پادها را در شمال روستای سراشک نشان می دهد.

نگاره 10-2 دگرشیبی تراسهای قدیمی روی سازند پادها دید به سمت جنوب شرقی
8-1-3 دولومیت سیب زار28 (Ds): دونین پائین
این واحد سنگ چینه ای از 30-20 متر دولومیت ستبر لایه (cm150-60) با رنگ هوازدگی نخودی مایل به قهوه ای که در سطح شکست خاکستری تیره هستند تشکیل شده است. دولومیت ها متراکم و از نوع دولومیت اولیه می باشند. این واحد به طور هم شیب و ناهمساز به وسیله واحد سنگ چینه ای بهرام و شیشتو پوشیده می شود. واحدهای سنگ چینه ای پادها سیب زار و ولکانیک های سیلورین در تمامی منطقه مورد بررسی پدیدار نمی شوند بلکه گسترش و برونزد آنها منحصر به یال ناودیس هجدک واقع در غرب گسل دهزنان می گردد.
9-1-3- سازنده های بهرام و شیشتو 29 () دونین میانی؟- بالائی
برعکس واحدهای سنگ چینه ای وابسته به دونین پائین که برونزد آنها محدود به یال ناودیس هجدک در غرب گسل دهزنان می باشد واحد سنگ چینه ای دونین میانی ؟ بالایی در بخش پهناوری از گستره نقشه پدیدار می شوند که بر روی واحدهای سنگ چینه ای مختلف قدیمی به طور ناهمساز قرار می گیرند. در پهلوهای تاقدیس
گدار لکرکوه، واحد سنگ چینه ای دونین بالا () از سنگهای آهکی فسیل دار با درون لایه هایی از شیل های خاکستری تیره مایل به سیاه تشکیل شده که به طور هم شیب ناهمساز و پیشرونده به وسیله ماسه سنگ کوارتز آزمایش بر روی ماسه سنگ های سازند لالون قرار گرفته است ضخامت نهشته های دونین بالا در این محل حدود 50-40 متری می باشد. و فسیل هایی از نوع بازو پایان، شکم پایان و کرینوئید دارند. بازوپایان گردآوری شده از این واحد در این محل:
Productella sp. Cyphotos Pir Fr ef. Schelonics Nalvikin Spriferd Genet sp.
می باشند و سن اشکوب Frasian را به آن نسبت می دهند. (ف. گلشنی- سازمان زمین شناسی کشور) نمونه های کنودونت که از این واحد در این مطالعه (ب- حمدی- سازمان زمین شناسی) شده اند:
Polygnathus sp. Lcrioduss sp.leriodos alternatus Branson and Mehl Fish skel. Fish tooth.
دریال ناودیس هجدک این واحد سنگ چینه ای () با ضخامتی در حدود 300 متر و سنگ های آهکی خاکستری تا خاکستری تیره فیل دار و دولومیت زرد رنگ متوسط تا بستر لایه (cm100-40) با درون لایه هایی از شیل تشکیل شده که توسط یک افق ماسه سنگی از نوع کوارتز آرنایت به طور هم شیب و ناهمساز بر روی دولومیت های سازند سیب زار قرار می گیرد. لایه های سنگ آهکی دارای فسیل های بازوپایان، شکم پایان، کرینوئید، مرجان Tentacu. Lites و بریوزا هستند. فسیل های پیدا شده در محل سن دونین بالا (آشکوبهای Fransian – Famennian) را به این واحد نسبت می دهند.

نگاره: 11-2 سازند بهرام و شیشتو در تنگل آبگرم دید به سمت شمال غرب
رسوب های دونین بالا د راین محل به طور ناهمساز به وسیله یک افق دو متری از شیل آهن دار از پی دولومیت های سازند شتری از تریاس میانی پوشیده می شود. در جنوب شرقی آبادی گزک رسوب های دونین بالا به طور هم شیب و ناهمساز بر روی سازند کوه بنان قرار می گیرد. این رسوب ها کمتر از 100 متر ضخامت دارد از ماسه سنگ های کوارتز آرنایت با درون لایه ای از یک افق دولومیت نخودی مایل به زرد و سنگ های آهکی دولومیتی و ماسه ای که دارای فسیل کرینوئید tentaculites می باشد تشکیل شده است که با توجه به فسیل های بازوپایان sp. Leiorphynchus همراه با tentacvlites سن اوایل دونین بالا30 به این واحد نسبت داده می شود.
در تاقدیس شرق آبادی حرجند واحد سنگ چینه ای دونین بالا () با ضخامتی در حدود 300 متر از سنگ های آهکی خاکستری بستر لایه (cm100-50) اسپریفر دارد و کرینوئیددار با درون لایه هایی از ماسه سنگ های کوارترز آرنایت تشکیل شده که با پس از ماسه سنگ کوارتز آرنایت بر روی ماسه سنگ های لالون به صورت ناهمساز هم شیب و پیشرونده قرار می گیرند. کنودونت های بررسی شده از این واحد در این محل سن دونین بالایی را به این واحد نسبت می دهند. (ب محمدی- سازمان زمین شناسی)
در دامنه خاوری رشته لکرکوه واحد سنگ چینه ای دونین بالا () با ضخامتی در حدود 350 متر به طور همساز و هم شیب توسط ماسه سنگ کوارتز آزمایش بر روی رسوب های سازند کوه بنان قرار می گیرد. در این محل واحد سنگ چینه ای دونین بالا از سه پاره سازند متمایز تشکیل می شود.
الف-پاره سازند پائین: که از تناوب واحد های شیل و ماسه سنگ کوارتز آرنایت با یک افق آهکی دارای فسیلهای Spriferid و Productid می باشد.
ب- پاره سازند میانی: که از سنگ های آهکی فسیل دار، سنگ های آهکی دولومیتی شده و دولومیت تشکیل می شود. سنگ های آهکی این پاره سازند دارای فسیل های زیادی از بازوپایان می باشد.
چ- پاده سازند بالایی: که از سنگ های ولکانیک متوسط تا بازیک تشکیل گردیده است که به وسیله نهشته های کربنیفر پوشیده می شود.
در شمال غرب آبادی ده پا سیب واقع در شمال رودخانه چتررود سنگ های کربناتی فسیل دار دونین بالا بطور ناهمساز و بادگرشیبی خیلی کم پاره سازندهای مختلف سازند کوه بنان و ماسه سنگ های لالون را می پوشاند در جمع بندی توضیحات داده شده در مورد نهشته های دونین بالا در ناحیه مورد بررسی معلوم می شود که در زمان تشکیل آشکوبهای Frasnian- Famennian رخساره های گوناگونی با ضخامت های مختلف از رسوب های دونین بالا در ناحیه رسوب نموده و احتمالاً باتوجه به نتایج دیرینه شناسی یک نبود رسوبی (دونین میانی) در ناحیه رویداده است. نگاره پی در پی 12-2 سازندهای شیشتو و بهرام در شمال
سیبزار و پاده آور ولکانیک های سیلورین که با کنتاکت گسله در کنار واحدهای ولکانیکی ائوسن قرار گرفته را نشان می دهد. تواسهای قدیمی در اثر عملکرد راندگی دهزنان کج شده و ضمناً سازند سیبزار در جنوب سهرنگ گم شده و بنابراین سازند پاده آ در کنار سازندهای شیشتو و بهرام واقع شده است.

10-1-3- سازند سردر (Cs): کربنیفر
واحد سنگ چینه ای دونین بالا به طور هم شیب ولی ناگهان ردیف رسوبی متشکل از ماسه سنگ های کوارتز ارنالیت سفید رنگ با درون لایه هایی از شیل های خاکستری تیره تا سیاه رنگ کربناسه پوشیده می شود. ضخامت این واحد در محل هایی مختلف متفاوت و معمولا در حدود 250-200 متر می باشد. در گستره نقشه سازند سر در برونزدهای مختلف به طور ناهمساز بر روی واحدهای سنگ چینه ای گوناگون قرار گرفته و به وسیله واحدهای سنگ چینه ای متفاوت ناهمساز بهرام و شیشتو () قرار می گیرد. و به نوبه خود به طور ناهمساز به وسیله سازند جمال پوشیده می گیردد. در پهلوهای ناودیس هجدک با قرار گرفتن دولومیت های سازند شتری به طور ناهمساز بر روی نهشته های دونین بالا () و در رشته کوه بیابان واقع در شمال گسل رورانده دهران با قرار گرفتن رسوبات پرمین سازند جمال به طور ناهمساز بر روی همساز کوه بنان ردیف های سنگ های رسوبی مربوط به کربنیفر (Cs) از ردیف سنگ های پالئوزوئیک حذف شده و برونزد پیدا نمی کند.
هیچگونه شواهد فسیلی از این واحد سنگ چینه ای (Cs) به دلیل نوع رخساره سنگی آن در محدوده این ورقه پیدا نشده و سن آن تنها به دلیل موقعیت چینه شناسی و قرار گرفتن آن بین سازندهای بهرام- شیشتود و سازند جمال31 (Pj ) تعیین شده است.
11-1-2 سازند جمال (Pj) پرمین:
در رشته کوه لکرکوه پهلوهای تاقدیس گدار لکرکوه واحد سنگ چینه ای مربوط به پرفین با ضخامتی در حدود 100 متر به طور ناهمساز پیشرونده ولی هم شیب بر روی واحد سنگ چینه ای مربوط به کربنیفر قرار گرفته و خود به طور ناپیوسته به وسیله ماسه سنگ های کوارتز ارنایت و سنگ های آهکی ماسه ای و شیل تریاس پائین پوشیده می شود. در این جا ردیف رسوبی پرمین از پاره سازند پائین متشکل از ماسه سنگ کوارتز آرنایت و متناوب دولومیت و شیسل و پاره سازند بالایی چهره ساز که از سنگ های آهکی خاکستری تیره فسیل و تناوب دولومیت و شیل و پاره سازند بالایی چهره ساز که از سنگ های اهکی خاکستری تیره فسیل تشکیل گردیده است.
نتایج بررسی های دیرینه شناسی نشان می دهد که پیشروی حوضه رسوبی پرمین در این منطقه در پرمین بالایی صورت گرفته است واحد سنگ چینه ای وابسته به پرمین در پهلوهای ناودیس گزک و ناودیس هجدک نمایان نمی شود در رشته کوه بیابان و ادامه آن در شمال آبادی فزارشاه (در جنوب شرقی منطقه) واحد سنگ چینه ای مربوط به پرمین به طور ناهمساز بر روی سازند کوه بنان قرار می گیرد.
2-3 مزوزوئیک
1-2-3- واحد سنگ چینه ای معادل سازند سرخ شیل ()32 تریاس زیرین:
نهشته های کربناتی پرمین بالا به طور ناهمساز و هم شیب به وسیله واحد سنگ چینه ای کم ضخامت (20-25 متر) با رنگ هوا زدگی زرد کم رنگ پوشیده می شود از نظر رخساره سنگ شناسی این واحد به سه پاره سازند قابل تفکیک است که از پائین به بالا عبارتند از:
الف- پاره سازه پائین: که از ماسه سنگ کوارتز آرنایت آهن دار درست شده است و در حقیقت پیشروی این واحد بر روی واحدهای سنگ چینه ای کهن تر می باشد و در خیلی از برونزدها در محدوده 000،250: 1 کرمان تنها این پاره سازند را می توان در پی دولومیت های شتری ملاحظه نمود.
ب- پاره سازند میانی:
که از سنگ های آهکی ماسه ای و سنگ آهکی دولومیتی ماسه ای با درون لایه های شیل تشکیل شده است.
ج- پاره ساز بالایی:
که از شیل های صورتی کم رنگ که در بعضی از بورنزدها کم و بیش گج دار می گردد تشکیل شده است. این واحد سنگ چینه ای به طور همساز تدریجی به وسیله دولومیت های سازنده شتری پوشیده می شوند.
2-2-3 سازند شتری (Trsh) و آهک اسپهک ()تریاس میانی:
واحد سنگ چینه ای هم ارز سرخ شیل به طور همساز به وسیله واحد چهره سازی به ضخامت حدود 400 متر متشکل از دولومیت های میانه تا سبز لایه (cm100-400) با رنگ هوازدگی خاکستری مایل به نخودی پوشیده می شود در بخش بالای این واحد دولومیتی و به طور همساز با آن در برخی از برونزدها همانند جنوب آبادی بادامو و یال ناودیس هجدک، ضخامت درخور توجهی (حدود 100 متر یا کمتر) از یک واحد سنگ آهکی بستر لایه خاکستری روشن فسیل دار پوشیده می شود () بررسی های تیغه های نازک نشان می دهد که سنگ آهک از نوع Intra Bio- Sparite (طبقه بندی فولک) و دارای میکروفیل های زیر می باشد.
Agathamina ir anica- GlomosPriella. Irre gulars
که سن تریاس میانی را به این واحد سنگ چینه ای نسبت می دهد (م. نوازی- سازمان زمین شناسی).
نبودن و نمایان نشدن واحد سنگ چینه ای آهک اسپهلک () در بالای سازند شتری در همه برونزدها در گستره نقشه وجود کارست های کهن33 در واحد آهک اسپهک و دولومیت شتری، پرشدگی کارست ها و پوشیدگی واحد آهک اسپهک و واحد دولومیت شتری (در جائی که واحد اسپهک نمایان شده است ) به وسیله افق لاتریت نسبتاً (حدود 10-15 متر) همگی نشانگر یک مرحله خشک زائی است که پس از تریاس میانی در ناحیه صورت گرفته است و چون به دنبال این خشکی زائی34 رژیم رسوبی دریایی کم ژرفا با ویژگی رسوبات شبه قاره ای35 به سن تریاس بالا36 تا اواسط ژوراسیک میانی37 (سازندهای نای بند- رخساره هم ارز سازند شمشک آهک بادامو و سازند هجدک) در منطقه حاکم می شود.نگاره 13-2 سازند شتری را که بر روی رسوبات کواترنر رانده شده نشان می دهد

نگاره 13-2 سازند شتری دید جنوب غرب در روستای دهزنان کوه کهن سه
3-2-3 واحد سنگ چینه ای سازند نای بند38 () تریاس بالا:
نهشته های این واحد از شیل های سبز روشن مایل به زیتونی درون لایه هایی از ماسه سنگ کوارتز آرنایت و سنگ های آهکی خاکستری بستر لایه (cm70-60) دارای فیلهای مرجان و دو کفه ای ها خصوصا Magalodon sp تشکیل شده که به طور ناهمساز با یک افق لاتریتی نهشته هایی تریاس میانی را می پوشاند. در همه برونزدها یک افق لاتریتی قرمز تیره رنگ به ضخامت حدود 10-15 متر که از شیب با پیرولیت های اکسید آهن درست شده و در همبری نهشته های سازند نای بند و نهشته های سازند دولومیت شتری یا آهک اسپهک وجود دارد. ضخامت واحد سنگ چینه ای نای بند متغیر و معمولا از حدود 100 متر تا 300 متر تغییر می کند. و به طور همساز به وسیله رخساره سازند شمشک پوشیده می شود و مرز این دو سازند در محل بالاترین افق سنگ آهک درون نای بند انتخاب شده است. مجموعه میکروفیل هایی که از افق های مختلف سنگ هایی آهکی این واحد بررسی شده سن تریاس بالا (آشکوری های Norian- Rhaetian) را به این واحد سنگ چینه ای نسبت می دهند. نگاره 14-2 سازند نای بند را در کنار واحدهای تفکیک شده تریاس نشان می دهد.

نگاره 14-2 سازند نای بند د رکوه هودی دید به سمت غرب
4-2-2 واحد سنگ چینه ای با رخساره سازند شمشک () تریاس پایان- ژوراسیک پائین:
این واحد از شیل های خاکستری مایل به سبز روشن تا سب زمایل به زیتونی با درون لایه هایی که از ماسه سنگ های کوارتز آرنایت تشکیل شده است. ماسه سنگ ها دارای رنگ هوازدگی خاسکتری تیره تا سیاه و رنگ سطح شکست خاکستری روشن می باشند و چینه بندی متقاطع در آنها فراوان دیده می شود. ضخامت این واحد در برونزدهای مختلف متغیر و از 100 تا 250 متر تغییر می کند که بخشی از این تغییرات به دلیل تغییر رخساره سنگ شناسی سازند تا نای بند می باشد.
5-2-2 سازند بادامو (Jbd)39 ژوراسیک میانی- آشکوب Bajocian:
واحد سنگ چینه ای ژوراسیک پائین (Js) به طور همساز به وسیله واحد سنگ چینه ای بادامو با ضخامت حدود 40 متر پوشیده می شود. که می توان آن را به سه پاره سازند تفکیک کرد.
الف- پاره سازند پائین: که از سنگ آهک ماسه ای و سنگ آهک االیتیک با فسیل های بلمنیت40، آمونیت و دو کفه ای تشکیل شده است.
ب-پاره سازند میانی: که از شیل های خاکستری مایل به سبز روشن با درون لایه هایی از ماسه سنگ کوارتز آریانت نازک لایه تشکیل می شود. در بعضی از برونزدها ماسه سنگ های کوارتز آرنایت تشکیل دهنده اصلی این پاره سازند میانی می باشند.
ج-پاره سازند بالایی: که از سنگ آهک خاکستری مایل به قهوه ای آمونیت دار، بلمینت دار و دو کفه ای دار تشکیل شده است. سازند بادامو به طور همساز به وسیله شیل های خاکستری تیره تا سیاه سازند هجدک پوشیده می شود. فسیل های زیر از عضو پاره سازند آهکی سازند باداموگردآوری و توسط کاظم سید امامی (دانشکده فنی-دانشگاه تهران) بررسی گردید.
Ludwing brafdordiensis – Ludwinga murchsone (swerby)
که سن آغازین آشکوب Bajocian را به این واحد نسبت می دهند. نگاره 15-2 سنگ آهک بادامو را در غرب نشان می دهد

نگاره 15-2 سنگ آهک بادامو دید به سمت جنوب
6-2-3 واحد سنگ چینه ای هجدک (Jn)41- ژوراسیک میانی:
این واحد از تناوب ماسه سنگ های میکادار گریوکی فلدسپات دار خاکستری مایل به سبز با شیل های قبل خاکستری تیره تا خاکستری مایل به سبز تشکیل شده است. ماسه سنگ های دارای کنکرسونهایی از اکسید آهن می باشند این واحد سنگ چینه ای به طور محلی در غرب و جنوب غرب آبادی سراشک در محل معدن هجدک در بخش پائین وشیلی خود دارای افق زغالی "D" می باشدو این واحد سنگ چینه ای به طور ناهمساز هم شیب توسط یک افق کنگلومرا به ویسله نهشته های مربوط به اواخر ژوراسیک پایانی (واحد آهکی هم ارز آهک های پروده رخساره سنگ شناسی هم ارز سازند بغمشاه) پوشیده می شود.
افق کنلگلومرا که معرف جنبش های کوهزائی در ژوراسیک میان در زمان پس از رسوب گذاری سازند هجدک می باشد، سبب شده که ضخامت سازند هجدک در برونزدهای مختلف متغیر و از حدود 800 متر دریای غربی ناودیس گدار لکرکوه به چند ده متر در شمال آبادی دهران تغییر می کند. نگاره 16-2 و 17-2 سازند هجرک را نشان می دهد. نگاره 16-2 این سازند را در روستای سیرچ و نگاره 17-2 مرز این سازند را با QMS در جنوب چهار فرسخ نشان می دهد

نگاره 16-2 نمائی از سازند هجرک دید به سمت جنوب

نگاره 17-2 نمائی از سازند هجدک در مرز با QMS دید به سمت جنوب
ردیف رسوبی مربوط به تریاس بالا- ژوراسیک به طور ناهمساز و پیشرونده ردیف رسوبی اواخر ژوارسیک میانی که از سه واحد سنگ چینه ای متمایز از هم تشکیل شده، پوشیده می گردد. این سه واحد سنگ چینه ای از پائین ردیف رسوبی به سمت بالا عبارتند از:
7-2-3 واحد کنگلومرای پی (JCM) – ژوراسیک میانی- پسین
ضخامت این واحد از 15 متر دریال ناودیس هجدک در غرب آبادی سراشک تا حدود 6-5 متر دریال خاوری ناودیس گزک تغییر می کند. قطعات آن از قلوه های گرد شده کوارتز آرنایت سفید رنگ می باشد که در زمینه ماسه سنگ کوارتز آرنایتی قرار گرفته ند.
جورشدگی42 و آکندگی43 آن متوسط و اندازه های cm10-5 می باشد. این واحد کنگلومرا معرف فاز کوهزائی ژوراسیک میانی است که پیش از اشکوب Callovian و احتمالا در زمان اشکوب Bathonian میان بالایی ? رویداده است. دریال ناودیس هجدک در بالای این افق کنگلومرا ضخامت درخور ملاحظه ای از تناوب هجدک این واحد را عضو یک واحد اسد آباد (Assd Abad Suite) نامیده و بر اساس فسیل های گیاهی سن اشکوب Callovian را به آن نسبت داده اند.
8-2-3 – واحد سنگ چینه ای هم ارز واحد آهکی پرورده () ژوراسیک میانی پسین44
دریال ناودیس گزک واحد کنلگومرا به وسیله واحدی متشکل از شیل های خاکستری مایل به سبز با درون لایه هایی از سنگ آهک فسیل دار پوشیده می شود. ضخامت این واحد حدود 100 متر و دارای چهار افق سنگ آهک کرینوئیدالگ و دو کفه ای دار به عنوان درون لایه است میکروفیل های زیر از سنگ های آهکی درون لایه این واحد بررسی گردیده (مینا، نوازی سازمان زمین شناسی کشور) که:
sp. Lenticullina
Nodosaria sp.
سن کلی ژوراسیک را به این واحد نسبت می دهد.
این واحد سنگ چینه ای با لایه های سنگ آهک پرورده در ناحیه طبس قابل مقایسه می باشد (علی آقا نباتی و عبدالله سعیدی، حوادث زمین شناختی و ژوراسیک میانی در ایران مرکزی، ناحیه طبس گزارش داخلی با سازمان زمین شناسی، 1980)و (علی آقا نباتی، حوادث زمین ساختی کمیرین میانی در ایران، نشریه علوم زمین، زمستان 71، سال دوم شماره 6)

9-2-3-واحد سنگ چینه ای هم ارز سازند بعمشاه45 (Jbg) ژوراسیک میانی پسین BAGHAMSHAH
واحد سنگ چینه ای هم ارز سازند غیر رسمی آهک پرورده به طور همساز و تدریجی به وسیله واحد سنگ چینه ای هم ارز سازند بغمشاه متری حدود 600 تا 700 متر پوشیده می شود که بخش پائین آن از شیل های خاک رس مایل به سبز با درون لایه هایی از ماسه سنگ گریوکی میکا دار و بخش بالایی آن از شیل و مارنهای سبز روشن با درون لایه هایی اندکی از افق های سنگ آهک فسیل دار با فسیل های کرینوئید و دو کفه ای تشکیل می شود. همبری این واحد با بخش عضو پائین سازند بید و هم شیب و ناگهانی است.
10-2-3 سری بیدو (Ju) ژوراسیک بالا- کرتاسه پائین
ردیف رسوبی مربوط به ژوراسیک پایانی- کرتاسه آغازین ? که ویژگی رسوب های حوضه های کم ژرفا همانند ناحیه فلات قاره و نواحی کولابی را دارد از ماسه سنگ کنلگلومرای ریزدانه، شیل، مارن، مارن گچ دار ماسه سنگ آهک های پکتن دار الیتیک و گچ برنگ قرمز و سبز روشن تشکیل شده است. ضخامت این واحد رسوبی حدود 1500 متر و به پار سازندهای مختلف تفکیک می شود که از پائین ردیف به سمت بالا عبارتند از:
الف- پاره سازند پائین یا : که از ماسه سنگ های کوارتز آرنایت فلدسپات دار شیل های سیلتی آهن دار به رنگ قرمز تیره تشکیل شده است.
ب- پاره سازند میانی : که از شیل های مایل به سبز با درون لایه هایی از سنگ های آهکی الیتیک و پکتن دار، مارن به رنگ قرمز روشن، مارن های گچ دار تشکیل شده است.
چ- پاره سازند بالایی : این پاره سازند 800 متر ضخامت دارد و از ماسه سنگ های میکادار دانه متوسط تا دانه درشت و ماسه سنگ های کنگلومرا تیک با درون لایه هایی از شیل های قرمز تشکیل شده است. این پاره سازند را می توان با سازند گره دو در ناحیه ازبک کوه و طبس هم ارز دانست در ناحیه شمال غرب منطقه بخش میانی از پهلو به دو پاره سازند در زیر متشکل از شیل، مارن گچ دار و گچ با درون لایه های سنگ آهک پائین دا و پاره سازند بالائی که از ماونهای گچ دار و گچ درست شده است، تفکیک می گردد.
سنگهای رسوبی دوره کرتاسه به طور ناپکتن دار و پیشرونده به روی پاره سازند بالایی سری بیدو () قرار می گیرند که از واحدهای سنگ چینه ای متعددی تشکیل شده است. این واحدها از قدیم به جدید عبارتند از:

11-2-3 واحد کنلگومرای پی (): کرتاسه پائین
این واحد از کنلگومرا ماسه سنگ قرمز رنگ تشکیل شده و با ضخامت حدود 20 تا 25 متر در جنوب آبادی جرک به طور پیشرونده بر روی بالاترین بخش سری بیدو قرار می گیرد.
قطعات کنلگومرا بیشتر از نوع چرت با گردشدگی خوب ولی جوردشدگی ضعیف می باشند.
12-2-3- واحد سنگ چینه ای (): کرتاسه پائین
واحد کنگلومرا و ماسه سنگ پی به طور هم شیب و تدریجی به وسیله واحدی با رنگ هوازدگی قرمز آجری تا صورتی پوشیده می شود که این واحد از پائین به بالا شامل حدود 5 متر سنگ آهک و سنگ آهک دولومیتی اوربیتولین دار، حدود 8-5 متر ماسه سنگ آهکی و دولومیتی و سرانجام حدود 30 تا 40 متر شیل های سیلتی گچ دار و گچ می باشد. از افق سنگ آهک اور بیتولین دار نمونه هایی متعددی برای تعیین سن این واحد بررسی شده است. که سن کرتاسه پائین (Aption- Albian) را به این واحد نسبت می دهد.
13-2-3-واحد سنگ آهک (): آلبین- سنومانین
واحد () به طور هم شیب و همساز به وسیله واحد چهره سازی با ستبرای حدود 150 متر پوشیده می شود که از سنگ های آهکی، سنگ های آهکی- دولومیت ضخیم لایه (cm100-60) برنگ خاکستری مایل به نخودی پوشیده می شود.

18-2 نگاره 18-2 سنگ آهکی های کرتاسه در کرمان دید به قسمت شمال

19-2 نگاره 19-2 سنگ های آهکی کرتاسه در نمای نزدیک دید به سمت شمال
سن آشکوبهای آلبین- سنومانین را به این واحد نسبت می دهند. مجموعه واحدهای () و ()در برونزدهایی که قابل جدایش نبوده اند و به عنوان یک واحد چینه ای نشان داده شده است. واحد سنگ چینه ای که چند متری شیل گچ دار به طور هم شیب در بالای آن قرار دارد به طور ناهمساز به وسیله واحد () پوشیده می شود
14-2-3-واحد (): سئومانین- تورنین:
ضخامت این واحد در حدود 70 تا 100 متر و از پائین به شمال: ماسه سنگ و کنگلومرا به رنگ قرمز، سنگ آهک و سنگ آهک و سنگ آهک دولومیتی ستبر لایه (cm100-60) به رنگ خاکستری تیره و چهرساز با بسته ای حدود 10 تا 12 متر و حدود (50 متر شیل و مارن خاکستری مایل به سبز گچ دار با درون لایه هایی از سنگ های آهکی ارژیلی Exogyra دار، ماسه سنگ و دولومیت.
15-2-3 واحد (): سانتونین- کامپانین:
انی واحد چهره ساز از سنگ های آهکی خاکستری- هیپوریت دار ضخیم لایه (cm100-60) تشکیل شده است. همبری این واحد که سبتر آن در حدود 300 تا 200 متر می باشد و با واحد زیرین () هم شیب ولی ناگهانی است. نمونه هایی که از این واحد بررسی شده (ب. حمدی و مینا نوازی- سازمان زمین شناسی) سن سانتومین- کامپانین را به این واحد نسبت می دهند.
واحدهای () و دربرونزدهائی که قابل جدایش نبوده اند به واحد نشان داده می‏شوند.
16-2-3 واحد (): کانسترشتین- فاسئتریشتین
این واحد بالاترین و جوانترین واحد سنگ های رسوبی کرتاسه در منطقه مورد بررسی می باشد که به طور همساز بر روی قرار می گیرد. این واحد تپه ماهور ساز و از شیل های سیلتی و ماسه سنگ های خاکستری مایل به سبز با دورن لایه هایی از سنگ های آهکی آواری Lophasp و oyster دار تشکیل شده است. ستبرای واحد از 250 متر تا 450 متر تغییر می کند. نتایج حاصل از بررسی های دیرینه شناسی بر روی درون لایه های آهک هیپوریت دار این واحد. (ب. حمدی و مینا نوازی- سازمان زمین شناسی کشور) سن کامپانین- ماسئتریشتین را به این واحد نسبت می دهد. نگاره 20-2 واحدهای (کرتاسه) را در کنتاکت با آبرفت های را نشان می دهد.

نگاره 20-2 واحدهای در دید به سمت جنوب شرقی
3-3 سنوزوئیک
1-3-3 واحد سنگ چینه ای آواری قرمزرنگ (): پالئوسن
واحد سنگ چینه ای به طور همساز به وسیله واحد سنگ چینه ای متشکل از ماسه سنگ شیل های سیلتی و ماسه سنگ های توفی به رنگ عمومی قرمز آجری که به طور محلی گچ دار هستند، پوشیده می شود. ضخامت این واحد در منطقه مورد بررسی حدود 150-120 متر می باشد.
2-3-3 واحد سنگ چینه ای یا کنگلومرای کرمان: پالئوسن؟- ائوسن
در شمال نقشه حرجند واحد ماسه سنگ و شیل های سیلتی قرمز رنگ و کم و بیش گچ دار پالئوسن () به طور ناهمساز زاویه ای به وسیله واحد کنگلومرای چهره ساز صورتی رنگ با ضخامتی در حدود 1500 متر پوشیده می شود. این کنگلومرا ستبر لایه (5/2-1 متر) بوده و قطعات آن را بیشتر سنگ های آهکی رودیت دار، ماسه سنگ های کوارتز آرنایت سفیدرنگ، ماسه سنگ های قرمز لالون دولومیت- سنگ آهک و چرت ردیف های پالئوزوئیک و مزوزوئیک تشکیل می دهند. اندازه این قطعات از (cm150-5) متغیر است و گردشدگی خوب و جورشدگی متوسط دارند. سخت شدگی خوب و قطعات آذرین خیلی کم و به طور پراکنده قطعات دیاباز و یا آندزیت که احتمالا مربوط به ماگماتیسم جنوبی نقشه در محل آبادی درب انارستان به طور هم شیب به وسیله ماسه سنگهای توفی و توف و گدازه های ائوسن پوشیده می شود. در کوه دهران واقع در جنوب خاوری نقشه، واحد ماسه سنگ های سیلتی قرمز رنگ پالئوسن از واحد کنگلومرایی که به طور پیشرونده بر روی آن قرار گرفته است. جدا شده و به این دلیل در راه های نقشه بخشی از کنگلومرای کرمان هم ارز نشان داده شده است.
نگاره های 21-2 و 22-2 نشان دهنده کنگلومرای کرمان می باشد نگاره 21-1 نمائی نزدیک از این کنگلومرا را به نمایش می گذارد. نگاره 22-1 کنلگومرای کرمان را در نزدیکی روستای پوزه کرمان نشان می دهد

نگاره 21-2 نمای نزدیک از کنگلومرای کرمان
نگاره 22-1 کنگلومرای کرمان
3-3-3-واحد سنگ چینه ای رسوبی ولکانیکی () و () و و (): ائوسن
در غرب آبادی هروز بالا، سنگ های رسوبی- ولکانیکی مربوط به ائوسن به طور پیشرونده و زاویه دار توسط یک واحد کنگلومراهای بر روی رسوبات پالئوزوئیک قرار می گیرند. این کنگلومرا ستبر لایه، دارای سخت شدگی خوب و قطعات آن گرد شده و بیشتر از نوع سنگ های ولکانیکی، چرت، دیاباز، سنگ های آهکی کرتاسه و دولومیت های شتری می باشند. زمینه این کنگلومرا را ماسه سنگ هایی از خاستگاه ولکانیک تشکیل می دهد. واحد کنگلومرا به وسیله ردیفی از سنگ های رسوبی و پیروکلاسیک متشکل از ماسه سنگ سیلتی شیل ها و ماسه سنگ های توفی قرمز رنگ و توف سبز پوشیده می شود. در شمال غرب آبادی هینمان افق ضخیمی از گدازه های آندزیت پیروکسن دار و افق هایی از توف های اسیدی هینمال برنگ روشن تا سفید همراه با ماسه سنگ ها و شیل های سلتی و به صورت بنی لایه ای با آنها ردیف رسوبی- ولکانیکی ائوسن را تشکیل می دهد. نگاره 23-1 واحدهای ولکانیکی ائوسن را که با کنتاکت گسله در سری ذرو زخمون یافته است نشان می دهد. نگاره 24-1 نمایی از کنگلومرائوسن در شمال دهزنان

نگاره 23-1 واحدهای ولکانیکی ائوسن در جنوب روستای سهرنگ دید به سمت شمال شرق

نگاره 24-1 کنگلومرای ائوسن در شمال دهزنان دید به سمت شمال
4-3-3 لایه های قرمز اولیگومیوسن QMr
در جنوب خاوری نقشه حرجند سری آواری اولیگو- میوسن که از کنگلومرا، ماسه سنگ کنگلومراتیک، ماسه سنگ، گل سنگ گچ دار و گچ، ضخیم لایه ، به رنگ قرمز آجری تشکیل شده به طور پیشرونده و زاویه دار بر روی رسوبهای کهن قرار می گیرد.
این سری آواری در غرب نقشه در محل آبادی های حرجند وهروز به دو واحد سنگ چینه ای تفکیک شده که واحد پائین OMsm از ماسه سنگ، کنگلومرا و گل سنگ گچ دار به رنگ قرمز آجری و واحد زبرین OMe از کنگلومرا و ماسه سنگ تشکیل شده است. نگاره 25-2 دگرشیبی لایه های قرمز الیگومیوسن را نشان می دهد.

6-3-3 واحد سنگ چینه ای (PL): پلیوسن:
نهشته های قاره ای و آواری پلیوسن به طور پیشرونده با ناهمسازی زاویه دار بر روی لایه های قرمز اولیگومیوسن و واحدهای قدیمی دیگر قرار می گیرد. در شرق کوه سور واقع در شرق و شمال شرقی محدوده ردیف رسوبی مربوط به پلیوس به سه واحد سنگ چینه ای تفکیک می شود که از پائین ردیف به سمت بالا عبارتند از:
الف-واحد : یا واحد کنگلومرای زبرین که دارای سخت شدگی متوسط و اندازه قطعات آن معمولا از ریگ تا قلوه سنگ تغییر می کند.
ب- واحد : این واحد نرم فرسا و تپه ماهور ساز و رنگ عمومی آن متمایل به قرمز آجری است. این واحد از سنگ رس سیلت دار ماسه سنگ های سست و کم آژند گچ دار با درون لایه های اندکی از لایه های کنگلومرا و ماسه سنگ کنگلومراتیک درست شده است.
ج- واحد : واحد کنگلومرای گچ دار ضخیم لایه ای است که اندازه قطعات آن از سنگ تا قلوه سنگ تغییر می کند و گچ، سیمان این کنگلومرا را تشکیل می دهد. در پاره ای از برونزدها که امکان جدایش سنگ های رسوبی آواری پلیوسن به واحدهای یاد شده وجود نداشته از نشانه کلی (Pl) برای رخساره کنگلومرا ماسه سنگ گچ دار پلیوسن استفاده شده است. نگاره 26-2 واحدهای پلیوسن زیر واحدهای الیگومیوسن با شیب کم 5 درجه قرار گرفته است.

نگاره 26-2: واحدهای پلیوسن با شیب کم در شمال سهرج دید به سمت شمال
4-3 رسوبات دوره کواترنر
به دنبال جنبش های کوهزایی پس از پلیوسن، فرساش شدیی در قسمت های بلند شروع می شود و طی آن مواد حاصل از فرسایش با ته نشست از نواحی پست سبب تشکیل و گسترش دشت ها می شوند. رسوبات دشت در این ناحیه شامل: آبرفت مخروط افکنه های کهن که بعضی از این مخروط افکنه ها کیلومتر ها در دشت در جهت جریان گسترده شده اند و آبرفت پادگانه های کهن رودخانه ها () که معمولا از کنگلومرا با سخت شدگی و جور شدگی خیلی ضعیف تشکیل شده اند. بالا آمدگی مجدد برخی از رشته کوه ها دوباره سبب تشکیل آبرفت های مربوط به مخروط افکنه ها و پادگانه های رودخانه ای جوان تر () در این ناحیه گردیده است. بستر جدید رودخانه ها () شیارهایی با ژرفای چندین متر در آبرفت های قدیمی به وجود آورده است.
نگاره های 27-2 ، 28-2 ، 29-2 رسوبات کواترنر را نشان می دهد در نگاره 27-2 تراسهای آبرفتی نشان داده شده است و در نگاره 28-2 آبرفت های جوان سفت نشده و در نگاره 29-2 دگرشیبی قواسهای قدیمی روی سازند پاده آ آمده است.

نگاره 27-2 تراسهای آبرفتی کواترنر در جنوب روستای دهزنان S10E-38NE دید به سمت جنوب

نگاره 28-2 آبرفت های جوان سفت نشده در جنوب دهزنان دید به سمت غرب

نگاره 29-2 دگرشیبی تراسهای آبرفتی قدیمی در جنوب سراشک دید به سمت شمال غرب

فصل دوم
بخش چهارم
زمین شناسی اقتصادی
با اینکه در محدوده مطالعه رخساره های شمشک و سازند هجدک گسترش خیلی خوبی دارند ولی تنها در غرب منطقه دریال ناودیس هجدک در 250 متری بالاتر از پی سازند در داخل شیل های سیاه رنگ ارژیلی، سه افق زغالی تشکیل شده که H.Hubber و J. Stoclin در سال 1954 آن را افق زغالی D نامیدند و معدن زغال سنگ هجدک برای بهره برداری از همین افق بوجود آمد.

نگاره 30-2 نمائی از سازند هجدک
افزون بر افق اقتصادی یاد شده رگه های نازکی از زغال سنگ در برونزد هجدک در شمال شرق برج قارون نیز ملاحظه می شود که اقتصادی به نظر نمی رسد.
– گچ تنها ماده معدنی است که در محدوده مورد مطالعه در داخل واحدهای سنگ چینه ای سری دسو سری بید و سری کرتاسه تشکیل شده و گچ موجود در سری دسو که از نظر فراوانی و گسترش قابل توجه و اقتصادی است در جنوب سراشک بهره برداری می گردد.

نگاره 31-2 نمائی از گچ های موجود در منطقه
– علاوه بر این کانی های غیر فلزی با توجه به گسترش افقی لاترنیتی در پی سازند نای بند و ضخامت قابل توجه آن (حدود m 15- 10) پیشنهاد می گردد که این افق از دیدگاه مواد اولیه دیرگداز و میزان آلومینیوم مورد بررسی قرار می گیرد.
– در مناطق مختلفی از محدوده مورد مطالعه آهک های ریفی کرتاسه بالائی
بعنوان مرمریت تزئینی مورد بهره برداری قرار می گیرد که مرمریت رزچشمه شیردوش از شهرت جهانی برخوردار است و مرمریت های سفید رنگ همین کوه نیز جهت مصارف تزئینی دارای کیفیت خوبی است. نگاره 32-2 سنگ های آهکی کرتاسه دگرگونی که مرمریت سنگستان را به وجود آورده اند دیده می شود.

نگاره 32-2 نمائی از مرمریت سنگستان در 6 کیلومتری شمال کرمان دید به سمت شرق
سایر معادن حوضه کرمان
الف-کانسارهای مس
– کانسارهای مس نواحی کرمان که در مناطق غرب، جنوب و جنوب شرقی کرمان قرار دارد.
– کانسار مس سرچشمه که در 60 کیلومتری جنوب رفسنجان قرار دارد و جز کمربند ولکانیکی پلوتونیکی قلعه دختر- ارومیه است.
ب- زغال سنگ های نواحی کرمان- طبس (جنوب ایران) که بنابر گزارش ریپن این حوضه زغالی به دو منطقه ساختاری- رخساره ای از تریاس بالائی تا ژوراسیک میانی تقسیم می شود.
1- منطقه شرقی (طبس)
2- منطقه غربی (کرمان)
سایر رسوبات زغالدار عبارتند از:
رسوبات زغال دار تریاس بالائی
سری های ژوراسیک زیرین حوضه کرمان
سری های ژوراسیک میانی حوضه کرمان
سری های ژوراسیک بالائی حوضه کرمان
ج- کانسارهای آهن نواحی کرمان 55 کیلومتری جنوب غربی سیرجان درگل گهر قرار دارد.

فصل سوّم
زمین ساخت و تکتونیک منطقه مورد مطالعه

زمین ساخت و تکتونیک منطقه مورد مطالعه
1-3جنبش های کوهزائی پرکامبرین و دوران اول
در ناحیه مورد بررسی به دنبال جنبش های کوهزائی بعد از پرکامبرین و قبل از کامبرین (فاز کوهزائی Baikalian و فاز کوهزائی Pan- African سید مهدی علوی نقشه زمین ساخت 5000000: 1 خاورمیانه سازمان زمین شناسی کشور 1991) که در ایران مرکزی از جمله ناحیه جنوبی مجاور این محدوده (ده کیلومتری جنوب غرب کوه ملا برونزد خلی کوچک از سنگ های دگرگونه فیلیت و چرت سیاه رنگ دگرگون شده در محل گسل نمایان شده که متاسفانه به دلیل کوچکی در نقشه 250000: 1 زمین شناسی کرمان نشان داده نشده است) با دگرگونی همراه بوده، شرایط رسوبی مربوط به رسوبهای دریای کم ژرف46 . فلات قاره 47 در طول دوره پالئوزئیک و دوره تریاس پائین و میانی در ناحیه مورد بررسی حاکم می گردد.
همچنانکه در بحث مربوط به شرح واحدهای سنگ چینه ای اشاره گردید:
تغییرات رخساره سنگ شناسی- تغییرات ضخامت حذف شدن واحدهای مختلف سنگ چینه ای (نگاره 1-3) وجود ناپیوستگی ها و رخساره های پیشروی در پی واحدها پاده آور در کنار بهرام و شیشتو قرار گرفته است.

نگاره پی در پی 1-3 سازندهای بهرام و شیشتو- پاده آو ولکانیک های سیلورین سازند سیب زار حذف شده
و با وجود همه اینها نبود ناهمسازی زاویه دار در داخل ردیف های رسوبی پالئوزئیک و تریاس پائین و میانی نشان می دهد که: حوضه های رسوبی تشکیل شده به دنبال فاز کوهزائی Pan- African حوضه یک تکه ای نبوده بلکه از تکه های48 متعدد تشکیل می شده که جنبش های زمین ساختی در فاصله زمانی پالئوزئیک تا تریاس میانی سبب گردیده که این تکه ها نسبت به همدیگر جنبش های شاغولی و قائم (بلوک های بالا آمده49 و جوک های فروافتاده50) داشته باشد که با شیب دار شدن51 سطح خود بلوک هم همراه بوده اند.
1-1-3 اشکوب ساختاری دوران اول
در سال های گذشته پس از شناسائی دگرشیبی موجود بین سنگ های چین خورده پرکامبرین و سنگ های پرکامبرین پسین در نواحی کرمان این چین خوردگی ها به جنبش های کوهزائی آسنتیک نسبت داده شد ولی با توجه به بستگی ایران به قاره گندانا نام کاتانگائی برای این رویداد تکتونیکی مناسب تر است. در ناحیه مورد بررسی در نتیجه عملکرد رویداد کاتانگائی دو فاز دگرگونی و دو نوع دگرشکلی (چینهای کوچک52 فولیاسیون و لینه آسیون) بوجود آمده که در جنوب غرب کوه ملا برونزد خیلی کوچک از سنگهای دگرگونی نیست و چرت سیاه دگرگونی شده در محل گسل نمایان است. در اطراف کرمان اکثر دگرگونی در رسوبات پرکامبرین در حد اسلیت و فیلت با درجه دگرگونی کم می باشد. به طور کلی اثرات این فاز کوهزائی در منطقه مورد مطالعه به صورت حوضه های تبخیری کرمان و گسل های طولی با روند شمالی جنوبی نظیر نای بند (نگاره 2-3) مشخص است.

نگاره 2-3 گسل طولی نای بند با روند شمالی جنوبی نشان می دهد

2-1-3 جنبش های کوهزائی کالدونین و هرسی نین
عمده حرکات زمین ساختی دوران اول مدیون دو رویداد کالدونین و هرسی نین است. هم شیبی عمومی که در اکثر مناطق ایران بین نهشته های کامبرین پیشین (سازندزاگون) و کامبرین میانی (سازند لالون) وجود دارد. در شمال غرب کرمان دگرشیب می باشد. (نگاره 3-3) در این نواحی سازند لالون با یک واحد کنگلومرایی متشکل از قطعات پرکامبرین پسین آغاز گردیده است. در محلی واقع در باختر کرمان یک دگرشیبی واضح با زاویه خیلی کم در مرز پرکامبرین پسین و دونین دیده شده است که مرتبط با کوهزائی کالدونین می باشد.

نگاره 3-3 دگرشیبی بین لالون و زاگون را در شمال روستای سراشک نشان می دهد
در اثر پیشروی دریای پرمین رسوبات کربناته آن زمان با یک واحد آواری قاعده ای بر روی سنگ های کهن سال تر قرار می گیرد. که در منطقه کرمان سنگ های پرمین بر روی رسوبات کربنیفر پائین و یادونین بالا قرار دارند که این ناپیوستگی را به کوهزائی هرسی نین می توان نسبت داد.
2-3 جنبش های کوهزائی دوران دوم مزوزوئیک
از رویدادهای زمین ساختی مهم دوران دوم می توان جنبش های کوهزائی قبل از اشکوب های Norian – Rhetion که بازتاب آن به صورت جنبش های خشک زائی در قالب فرسایش و حذف محلی واحد سنگ چینه ای آهک اسپهک تا تشکیل کارست های قدیمی درواحد اسپهک و دولومیت شتری و تشکیل افق لاترتیتی در پی سازند نای بند است را ملاحظه کرده به دنبال این فاز ردیف رسوبی یا رخساره های آواری و کربناته شبیه به رخساره های تیپ فیلش (سازند نای بند، رخساره شمشک، سازند با دامو و سازند هجدک) از تریاس بالا تا نزدیک به اواخر ژوراسیک میانی در ناحیه مورد بررسی تشکیل می گردد. که با فاز کوهزائی پیش از اشکوب Callovian شرایط رسوبی حوضه تغییر می کند. این فاز با یک افق کنلگومرا که تقریباً ازنظر ضخامت آن یک افق پایداری در منطقه است شناخته می شود. بعد از این رخداد زمین ساختی شرایط رسوبی قاره ای و نواحی کم ژرف دریایی در منطقه حاکم و به رسوبگذاری مارن، شیل آهک های ریفی، آهک پکتن دار، ماسه سنگ قرمز، رن گچ دار، گچ، کنگلومرا مربوط به اواخر ژوراسیک میانی (اشکوب Callovian) ژوراسیک پایانی و احتمالا نئوکومین می انجامد. جنبش های کوهزائی کرتاسه پائین سبب می شود که رسوبات کرتاسه پائین
Aption Albian به صورت پیش رونده و ناهمساز بر روی رسوبات ژوراسیک قرار بگیرد. وجود ناهمسازی هم شیب در بین ردیف های رسوبی کرتاسه پائین کرتاسه بالا (درسنومانین) و وجود نبود رسوبی مربوط به اشکوب Coniacian در نهشته های کرتاسه بالا از دیگر رویدادهای زمین ساختی مزوزوئیک در منطقه مورد بررسی است.
اشکوب های ساختاری مزوزوئیک
1-2-3 اشکوب ساختاری تریاس میانی (کیمیرین پیشین)
در ایران مرکزی دگرشیبی زاویه ای ملایم بین رسوبات تریاس بالائی ژوراسیک با سنگ های قدیمی نشان دهنده ماهیت رخداد کیمیرین پیشین است.
دولومیت های آلگی و استروما تولیت دار واحد 2 سازند کوه بنان در اثر یک رژیم دریایی (کوارتزیت تارکی آغاز گشته و سپس با پسروی دریا در محیطی مانند سبکا بر جای گذاشته شده اند. یک رژیم پلاتفرمی از سیلورین پائین تا تریاس میانی برقرار بوده که در این فاصله زمانی حرکات (1پیروژنیک موجب بالا آمدگی گشته و نبودهای چینه شناختی را موجب گردیده است. پیدایش هورست شتری نیز به دلیل حرکات همین کوهزائی می باشد. نگاره (4-3) در فاصله زمانی تریاس میانی و بالائی مجموعه رسوبی

نگاره 4-3 هورست شتری در روستای دهزنان نشان می دهد دید به سمت غرب
پالئوزوئیک تریاس میانی سربرافراشته و به صورت فرازمین در منطقه بیرون زدگی دارد که ما در منطقه تریاس بالائی را به صورت لاتریت- بوکسیت بر روی یک سطح فرسایش می بینیم این سطح فرسایشی موجب نهشته شدن تریاس بالا (سازندنای بند) بر روی واحد اسپهک و در مواردی مستقیماً روی دولومیت های شتری گشته است.
3-2-3 اشکوب ساختاری ژوراسیک میانی (با ژورسین- باتونین) کیمیرین میانی از تریاس میانی تا ژوراسیک میانی رخساره های دریائی کم ژرفا و محیط رسوبی لانه ای با رخساره های آهکی اواولیتی و ماسه سنگ هایی که محیط پر انرژی را تداعی می نماید حاکم گشته که در سازندهای شمشک و با دامو (نگاره 5-3) دیده می شود.

نگاره 5-3 آهک های اواولیتی محیط پرانرژی کرانه ای را نشان می دهد دید به سمت جنوب
مجموعه نای بند، شمشک، بادامو و هجدک قبل از دگر چین خوردگی و دگرشکلی و دگرگونی نسبتا شدیدی را متحمل نبوده و به صورت ارتفاعاتی پدیدار گشته. با پیش روی دریای ژوراسیک پسین روی مجموعه های قبلی و کنگلومراهای پی ژوراسیک پسین بر روی آخرین واحد سازند هجدک نهشته شده اند. در گستره شمال کرمان وقفه رسوبی باارزشی از باژوسین بالا تا با تونین زیرین صورت گرفته که برخی محل ها با دگرشیبی همراه بوده است.
افق کنگلومرا معرف جنبش های کوهزائی در ژوراسیک میانی در زمان پس از سازند هجدک می باشد، سبب شده که ضخامت سازند هجدک در برونزد های مختلف متغیر و از حدود 800 متر دریال غربی ناودیس گدار لکرکوه به چند ده متر در شمال آبادی دهران تغییر کند واحد کنگلومرای پی که در نقشه با حرجند با علامت آمده دریال ناودیس هجدک در غرب آبادی سراشک ضخامت 15 متر دارد که دریای خاوری ناودیس گزک به حدود 6-5 متر می رسد. (نگاره 6-3). این واحد کنگلومرا معرف فاز کوهزائی ژوراسیک میانی که احتمالا در زمان Bathonian میانی- بالائی ؟ رویداده است می باشد.

نگاره 6-3 چین خوردگی تاقدیس شکل را در سنگ های سازند هجدک نشان می دهد دید به سمت شمال غرب
3-2-3 اشکوب ساختاری ژوراسیک پایانی- کرتاسه آغازی (کیمیرین پسین)
اواخر ژوراسیک پایانی و اوائل کرتاسه در اثر جنبش های خشکی زائی مجموعه های قبلی از آب خارج و پیشروی دریایی بر روی مجموعه از پی آپتین با نهشته شدن کنگلومرا ها و برش های پی آغاز می شود. فاز کوهزائی کیمیرین پسین بیشتر جنبش های خشکی زائی بوده و ضخامت ماگما تیزم در برخی نواحی مرکزی مانند شیرکوه همراه بوده.
3-3 جنبش های کوهزائی دوران سوم سنوزوئیک:
از رویدادهای مهم دوران سوم می توان از ناهمسازی هم شیب لایه های قرمز پالئوس بر روی نهشته های کرتاسه، ناهمسازی زاویه دار بین کنگلومرای پالئوسن ؟ – ائوسن (کنگلومرای کرمان) با ماسه سنگ های قرنر پالئوسن، ناهمسازی زاویه دار بین لایه های قرمز اولیگوسن با واحدهای سنگ چینه ای قدیمی تر، ناهمسازی زاویه دار بین واحدهای سنگ چینه ای پلیوسن با سنگ ها اولیگوسن میوسن و سرانجام چین خوردگی و تغییر شکل نهشته های پلیوسن یا سنگ های الیگوسن میوسن و سرانجام چین خوردگی و تغییر شکل نهشته های پلیوسن یا به عبارت دیگر فاز کوهزائی بعد از پلیوسن اشاره نمود.
1-3-3 اشکوب ساختاری کرتاسه- ترسی یر (لارامین)
اواخر کرتاسه با رویداد زمین ساختی نسبتاً شدیدی صورت گرفته که بخش وسیعی از ایران تحت تاثیر قرار داده و با نیروهای فشارشی نسبتاً شدید باعث چین خوردگی سنگ های قدیمی گشته مهمترین گواه این فاز در منطقه مورد مطالعه کنلگومرای کرمان می باشد. که در حین کوهزائی بوجود آمده است.(نگاره 7-3)

نگاره 7-3 کنگلومرای کرمان را که مهمترین گواه فاز لارامین است نشان می دهد
2-3-3 اشکوب ساختاری ائوسن- الیگوسن (کوهزائی پیرنئن)
جنبش های این زمان چهره جغرافیایی ایران را دگرگون کرده است. زیرا در اثر حرکات با عقب نشینی دریاهای آزاد خشکی وسیعی در ایران مرکزی بوجود آمده.
در ائوسن میانی جنبش های ویژه ای در منطقه باعث پدیدار شدن زونهای کششی از یک سو (واحدهای چینه رسوبی ولکانیکی )و بر افراشتگی رسوبات دریائی پالئوسن بالائی از سوی دیگر است. (نگاره 8-3 )

نگاره 8-3 ولکانیک های ائوسن و کنگلومرا پالئوسن را که در اثر فاز کوهزائی پبزئن بوجود آمده نشان می دهد.

3-3-3 اشکوب ساختاری پلیوسن- پلیستوسن
پس از جنبش های کوهزائی پیرنئن که با تشکیل حوضه های بسته داخلی و انباشته شدن رسوبات آواری اولیگوسن همراه بود، بر اثر این چین خوردگی یک دگرشیبی آشکار در پایه کنگلومرا و ماسه سنگ های پلیوسن، پلیستوسن بوجود آمده است. نهشته های قاره ای آواری پلیوسن به طور پیشرونده با ناهمسازی زاویه دار بر روی لایه های قرمز الیگو-میوسن و واحدهای قدیمی تر قرار می گیرد. که در شرق کوه سور قابل مشاهده است. در اواخر نئوژن رسوبات مارنی، ماسه سنگی، به تدریج به کنگلومرا تبدیل می شوند. به دنبال جنبش های کوهزائی پس از پلیوسن فرسایش شدیدی در قسمت های بلند شروع می شود و طی آن مواد حاصل از فرسایش با ته نشست در نواحی پست سبب تشکیل و گسترش دشت ها می شوند رسوبات این دشت ها شامل آبرفت و مخروطه افکنه های کهن که بعضی از این مخروط افکنه ها کیلومترها در دشت گسترده شده اند و آبرفت پادگانه های کهن رودخانه ها () که معمولا از کنگلومرا و بالا مجدد برخی از رشته کوه ها دوباره سبب تشکیل آبرفت های مربوط به مخروط افکنه و پادگانه های جوان تر در ناحیه گردیده است. در نگاره 9-3، 10-3، 11-3 پادگان های قدیمی و و جوان و مخروط افکنه ها را نشان می دهد.

نگاره 9-3 پادگانه های آبرفتی قدیمی

نگاره 10-3 آبرفت های جوان

نگاره 11-3 مخطرو افکنه های کواترنر دید شمال شرق
مجموعه ای پدیده های زمین ساختی و ساختمانی به ویژه رویدادهای کوهزائی بعد از اولیگومیوسن و قبل از پلیوسن و رویدادهای بعد از پلیوسن چهره زمین ساختی کنونی منطقه مورد مطالعه را به وجود آورده اند که حاصل آن:
1- چین خوردگی هایی با میل محوری دوسویه
2- راستای محوری شمال غرب- جنوب شرق
3- گسلهای تراستی با راستای شمال غرب جنوب شرق
4- موازی بودن محور چین خوردگی ها و محور گسلهای تراستی که جهت شیب آنها در پاره ای از گسل ها به سمت جنوب غرب و برخی شمال شرقی است.
5- یک سیستم از گسل های راستالغز که دسته ای از آنها راستای شرق، شمال شرق- غرب- جنوب غرب و دسته ای دیگر روند، شمال غرب- جنوب، جنوب شرق را دارند. مثل گسل گودارلکر کوه، گسل دهزنان، گسل حرجند و …

فصل چهارم:
زمین شناسی ساختمانی

بخش اول
گسل های منطقه
در این بخش به معرفی و مطالعه گسل های مهم منطقه می پردازیم. در محدوده مورد مطالعه شکستگی و گسل های فراوانی وجود دارد که طول آنها از چند متر تا کیلومترها می رسد. در اینجا فقط به معرفی گسل هایی پرداخته شده است که طول آنها در محدوده مورد مطالعه بیش از 10 کیلومتر باشد. در منطقه 8 گسل با طول بیش از 10 کیلومتر شناسائی و معرفی گردیده است. از 8 گسل مطالعه شده 6 گسل دارای راستای شمال باختری- جنوب خاوری و دو گسل دارای راستای شمالی- جنوبی می باشند.
اکثر گسل های منطقه معکوس و بالا بودن بزرگی و زلزله های منطقه نیز احتمالا به دلیل همین ماهیت گسل ها (معکوس بودن) می باشد. در نقشه 1-4 گسل های مورد مطالعه منطقه پیاده شده است.

1-گسله حرجند53
گسله حرجند گسله ای با راستای عمومی شمال، شمال باختری جنوب، جنوب خاوری، است و دارازای آن در محدوده مورد مطالعه بیش از 25 کیلومتر است. گسل یاد شده از جنوب گسل گودار لکرکوه آغاز و تا شمال حرجند ادامه یافته است. کارکرد این گسله باعث راست پله ای شدن رخنمون های سری دز و جدایش امتدادی گسله فشاری گودار لکرکوه در حدود 8 کیلومتر شده لذا به لحاظ سازگاری فشار گسل گودار لکرکوه می توان گسل حرجند را به مشابه یک گسل انتقالی54 یا رمپ جانبی در نظر گرفت. این ارتباط بین گسل حرجند و گودار لکرکوه در نقشه 250000: 1 کرمان و 100000: 1 حرجند نمایان نیست ولی با توجه به مطالعات انجام گرفته همچنین تصاویر ماهواره ای گسل حرجند از گسل گودار لکر کوه جدا شده که در نقشه تهیه شده برای گسل های منطقه (نقشه 1-4) آورده شده است. در تصویر ماهواره ای سه بعدی ساخته شده برای منطقه این گسل و ارتباط آن با گسل گودار لکرکوه بخوبی نمایان است.

2-راندگی دهزنان55
راندگی دهزنان یک راندگی با راستای منحنی وار شمالی- جنوبی و دارازای بیش از 25 کیلومتر در منطقه مودر مطالعه است. این راندگی در شمال در باختر روستای دهزنان 12 کیلومتری شمال سهرج قرار دارد. شیب این راندگی به سمت باختر است و در راستای آن سنگ های پرکامبرین تا مزوزوئیک (آغازین از سمت باختر بر روی واحدهای جوانتر لائوسن) و کواترنر رانده شده است. در جنوب روستای دهزنان، دولومیت های توده ای سازندشتری (نگاره 1-4)
نگاره 1-4 دولومیت های سازند شتری در محل راندگی دهزنان جنوب روستای دهزنان
در طول راندگی در مهاورت کنگلومرای سبز رنگی (نگاره 2-4) که احتمالا مربوط به پلیوسن می باشد قرار گرفته است. در سوی این مرز مسیل واقع شده است که در عکس (نگاره 3-4) قابل مشاهده می باشد.

2-4 کنگلومرای سبز رنگ در مرز راندگی دهزنان دید به سمت شمال

3-4 مرز راندگی دهزنان که بر روی مسیل واقع شده است.
گسل های کوچکتر و مرتبط با راندگی دهزنان در مقابل پیشانی پیشرود آن باعث رخنمون یافتن واحدهای ولکانیکی ائوسن با همبریهای گسله در سری دزو شده است. (نگاره 4-4)

نگاره4-4-واحدهای ولکانیکی ائوسن که با کنتاکت گسله در سری دزو رخنمون یافته است. در جنوب مهرنگ دید به سمت شمال

در 20 متری به سمت باختر و در درازای یک مسیل کارکرد راندگی اصلی دهزنان باعث فراگیری سازند بهرام و شیشتو (آهنهای پرفیل) در فرا دیواره راندگی گردیده است.

5-4- فرازگیری بهرام و شیشتو در فرادیواره راندگی دهزنان
(نگاره 5-4). کج شدگی پادگانه های آبرفتی نیز در بخشی از مسیل که اکنون زیر کشت قرار دارد ناشی از راندگی یاد شده است. (نگاره 6-4)
نگاره 6-4- واحدهای گج شده ناشی از راندگی دهزنان که اکنون زیر کشت است.
فراز گیری قابل توجه راندگی دهزنان در شمال روستای سراشک باعث تغییر 90 درجه ای مسیر رودخانه هروز گردیده است. وضعیت نسبتاً پیچیده این منطقه که کاملا متاثر از کارکرد راندگی یاد شده و شاخه های فرعی مرتبط با آن می باشد که در نگاره پی در پی 7-4 قابل مشاهده است.

در شمال سراشک سازند های تفکیک نشده لالون در زاگون و سری دزو
در فرو دیوراه راندگی دهزنان قابل مشاهده می باشد. نگاره 3-3 در فصل سوم سازندهای لالون و زاگون در فرادیواره این راندگی نشان می دهد.
در پایانه جنوبی راندگی دهزنان یک گسله فرعی تقریباً خاوری باختری واقع می باشد. که باعث تغییر روندها گردیده است و در طول بخشی از آن واحد الیگومیوسن که بخشی از یال خاوری ناودیس شمال باختری جنوب خاوری است به صورت دگرشیب در زیر کنگلومرای پلیوسن قابل مشاهده است. (نگاره 8-4)

نگاره 8-4 پایانه جنوبی راندگی در دهزنان که باعث تغییر روندها گردیده است. در شمال سهرج دید عکس به سمت شمال غرب

کنگلومرای یاد شده که گاه تا 5 درجه شیب نشان می دهد از جوردشدگی خوبی برخوردار نیست. (نگاره 9-4) و در زیر واحدهای جوانتر کواترنر قرار گرفته (نگاره 10-4)

نگاره 9-4شیب 5 درجه کنگلومرا و شکستگی درون آن در شمال سهرج

10-4 دگرشیبی الیگومیوسن و واحدهای کواترنر سوی آن در شمال سهرج
3-راندگی دهو56
راندگی دهو یک راندگی با راستای عمومی شمال باختری- جنوب خاوری با دارازی 30 کیلومتر در محدوده مورد مطالعه است. این راندگی از خاور سهرج آغاز و تا شمال کوه زرد باختر روستای (نیک در پای سنگ) ادامه یافته است. شیب راندگی دهو بر سمت جنوب باختری است و در نتیجه کارکرد آن الیگومیوسن در بخش شمال باختری و سنگ های پرکامبرین پسین تا ژوراسیک در بخش جنوب خاوری رانده شده اند. در نگاره 11-4 نمائی از ماسه سنگ های هجدک بر روی مارن و ماسه سنگ های ژیپسی قرمز الیگومیوس قابل مشاهده است.

11-4 سازند هجدک بر روی OMsm در غرب روستای بادامویه
دگرشکلی شکل پذیر سنگ های الیگومیوسن در فرو دیواره راندگی دهو باعث ایجاد تاقدیس ها و ناودیس های کوچکی و در باختر حرجند گردیده است. از جمله این تاقدیس ها می توان به تاقدیس کوه لک آبی در جنوب روستای با دامویه که در یال شمالی آن ماسه سنگ های الیگومیوسن OM قابل مشاهده اند. (نگاره 12-4)

نگاره 12-4 مرز و و بخشی از یال شمال شرقی تاقدیس کوه لک آبی جنوب روستای بادامویه دید به سمت جنوب
راندگی دهو به وسیله راندگی پاسیب با راستای شمال شمال باختری جنوب جنوب خاوری و دارای منحنی حدود 15 کیلومتر به راندگی چترود متصل شده. (نقشه 1-4)
این راندگی به سمت باختر شیب دارد و کارکرد آن باعث گردید تا سنگ های پرکامبرین پسین (سازند سلطانیه) از سمت باختر بر روی کنگلومرای کرمان رانده شود. این راندگی را می توان به عنوان:
Connecting imbricateor splay
در نظر گرفت.
3-گسله فشاری کوه سور57
گسله فشاری کوه سور (غفار) گسله ای با راستای شمال باختری- جنوب خاوری و درازای حدود 12 کیلومتر است. گسله یاد شده در شمال پایانه جنوب باختری گسله گودار لکرکوه قرار دارد. ساز و کار این گسله فشاری با شیب به سمت شمال خاوری است. و راستای آن سنگ های کرتاسه پسین ( از سمت شمال خاوری) بر روی نهشته های کواترنر رانده شده است.
نگاره پی در پی 13-4 راندگی سنگ های کرتاسه را بر روی نهشته های کواتر نشان می دهد. تصویر سه بعدی ماهواره ای از گسل کوه سور در تصویر 2-4 آمده است. مرز کوه به دشت این گسل از روی تصویر ماهواره ای به خوبی نمایان است.

5-گسله فشاری گودار لکر کوه58
گسله فشاری گودار لکرکوه گسلی، با راستای عمومی شمال باختری جنوب خاوری و دارازای حدود 50 کیلومتر است. گسله یاد شده که از جنوب راور آغاز شده و تا خاور روستای برج قارون 16 کیلومتری حرجند ادامه یافته است. در حد واسط دو گسله اصلی لکر کوه در شمال خاوری و گسله کوهبنان در جنوب باختری خود واقع می باشد. سازوکار این گسله فشاری با شیب به سمت شمال خاوری است و در راستای آن سنگ های پرکامبرین پسین و پالئوزوئیک زیرین (از سمت شمال خاوری) بر واحدهای جوانتر رانده شده و کارکرد این گسله در شمال میان کوه باعث قرار گیری سازندهای لالون زاگون (در فرادیواره) در کنار سازند سردر (فرودیواره) گردیده و لذا شاید بتوان چنین خوردگی محلی واقع در سازند های لالون و زاگون را نوعی چین خوردگی مرتبط با گسل (Fault rolated folding) در نظر گرفت، (نگاره 14-4). وضع در پایانه جنوب خاوری گسله فشار گودار لکرکوه به گونه ای است که سازند هجدک به صورت کوه ای در سوی دزو قابل مشاهده شده است.

نگاره 14-4 چین خوردگی محل سازندهای لالون و زاگون احتمالا در اثر گسل گودار لکرکوه
در نقشه 100000: 1 حرجند و همچنین 250000 :1 کرمان گسل گودار لکرکوه تا هسته تاقدیس تیغ سیاه کشیده شده است و زیر آن گسل حرجند منشعب می شود و با توجه به بررسی های صحرائی و همچنین تصاویر ساخته شده از عکس های ماهواره ای گسل گودار لکر کوه در دره شیرین رود به جای گردش در جهت غرب در جهت سیستم خود ادامه تا شده و تا خاور روستای برج قارون کشیده شده است. و در حقیقت در دره شیرین رود گسل حرجند است. که از این گسل به صورت یک گسل انتقالی انشعاب پیدا کرده است. در نقشه 4-1 گسل گودار لکرکوه و ارتباط آن با گسل حرجند مشخص است در تصاویر 3-4 و 4-4 گسل گودار لکرکوه در دو جهت مختلف قابل مشاهده است.

6-گسله فشاری لکرکوه 59
گسله فشاری لکرکوه گسله ای است با راستای شمال باختری به جنوب خاوری و درازای حدود 80 کیلومتر که 12 کیلومتر از پایانه جنوبی آن در محدوده مورد مطالعه قرار دارد. گسله یاد شده در باختر گسل نایبند و خاور گسله لکرکوه است و شهرستان راور قرار دارد. سازو کار این گسله فشاری با شیب به سمت جنوب باختری است و در راستای آن سنگ های پرکامبرین پسین و پالئوزئیک زیرین از سمت جنوب باختری بر روی واحدهای جوانتر (پلیوسن و کواترنر) رانده شده است. و بدین ترتیب لکرکوه را می توان به عنوان یک فراز مین فشاری با راستای عمومی شمال باختری- جنوب خاوری در نظر گرفت که گسله های فشاری لکرکوه و گودار لکرکوه به ترتیب مرزهای خاوری و باختری آن را تشکیل داده اند. و باعث فرازگیری آن تا ارتفاع بیش از 2600 متر شده اند. زمین لرزه ویرانگر 7 آوریل 1911 که باعث مرگ 70 تن و ویرانی کامل راور و سایر دهستان های خاور گردید. به گمان نتیجه شگستگی و در طول گسله لکرکوه است. (آمبرسیز و ملویل 1982)
7-گسله نای بند60
گسله نای بند گسله ای با راستای شمالی جنوبی است. نام این گسل از دهکده ای در نزدیکی مرکز گسل گرفته شده است. نبوی (1354) طول این گسل را تقریبا 600 کیلومتر عنوان کرده است. و از بشرویه تا بتم در نظر می گرد. بربریان (1976) طول گسل نای بند را 400 کیلومتر عنوان کرده و گسل مغرب بم را جداگانه در نظر می گیرد.. 65 کیلومتر بخش جنوبی این گسل در محدوده مورد مطالعه قرار می گیرد. در سمت خاور این گسل کویر لوت قرار گرفته است. از روی شواهد موجود این گسل را نوع راست گرد می دانند. (ولان 1966، مهاجر اشجعی و دیگران 1975، نبوی 1355). بنا به نوشته بربریان (1976) به نقل از استوکلین و دیگران 1965 در چشمه آبگرم واقع در حدود 35 کیلومتری حد جنوبی نقشه شتری گسل نای بند رسوبات پلایایی کواترنر را قطع می کند و آن را حدود 20 متر به طور قائم جابجا می کند. در منطقه مورد مطالعه که در بخش جنوبی گسل نای بند واقع است این گسل باعث رخنمون یافتن سازندهای هجدک و واحدهای جوانتر (سمت باختر گسله) در مجاورت با کواترنر (سمت خاور گسله) گردیده است. نگاره 15-4 بعضی از پایانه جنوبی گسل نای بند را نشان می دهد. نگاره پی در پی 16-4 بخشی از گسل نای بند را نشان می دهد که از راست به چپ مرز کنگلومرای کرمان و واحد ، و واحد Ksh و K ارتفاعات سازند هجدک را نشان می دهد.

در بخش جنوبی گسله نای بند یک حوضه جدایشی- کششی در اثر کارکرد در گسله های راستالغز نایبند و گوک ایجاد گردیده که توسط نهشته های کواترنر مستور گردیده است. با توجه به فوران های بازانیت آلکالن همراه با نودل پریدوتیت در نیمه جنوبی این گسل (واره 1970 Varet) این گسل را باید از نوع گسل های بسیار عمیق ایران محسوب داشته تمام شواهد مزبور حاکی از فعالیت این گسل در حال حاضر است. با توجه به داده های لرزه ای به جز یک کانون در قطعه شمالی و یک کانون در قطعه جنوبی (جنوب غربی شهداد) طی سال های 1976 تا 1900 زلزله مهمی در طول گسل نای بند اتفاق نیتاده است.
8-پهنه گسلی باختر نایبند 61
پهنه گسلی باختر نایبند یک پهنه گسلی با راستای شمال – شمال باختری جنوب جنوب خاوری و درازای حدود 30 کیلومتر است. این پهنه گسلی به صورت ناپیوسته از گوشه شمال خاوری نقشه 100000: 1 حرجند (8 کیلومتری باختر گسله نای بند) آغاز و کم و بیش تا نزدیکی گسله نایبند ادامه می یابد. ساز و کار چیره این منطقه گسلی راستالغز راستگرد با آرایش نردبانی راست پله ای است. جابجا شدگی های ایجاد شده تا 2300 متر نیز اندازه گیری شده اند.
به هر حال شاید بتوان این منطقه گسلی را به عنوان ساختار گل مانند مثبت متاثر از حرکات راستالغز راستگرد گسله نایبندی در نظر گرفت. که کارکرد آن باعث رخنمون یافتن سازند هجدک و سنگ های جوانتر شده است. در تصویر ماهواره ای سه بعدی ساخته شده از عکس های ماهواره ای منطقه این پهنه گسلی بخوبی مشخص است. (تصویر 5-4)

فصل چهارم
بخش دوم
2-چین خوردگی های منطقه
در این بخش چین خوردگی های اصلی منطقه اعم از تاقدیس ها و ناودیس های مهم منطقه مورد مطالعه قرار گرفته است. برای مطالعه این چین ها از برداشت های صحرائی، نقشه های توپوگرافی منطقه و نقشه زمین شناسی منطقه استفاده گردیده است در مناطق مورد نیاز برای برشهائی رسم گردیده است. سپس با پردازش اطلاعات شناسنامه ای برای چین های مورد مطالعه آورده شده و با توجه به طبقه بندی موجود چین ها رده بندی گردیده است و در پایان نتیجه گیری از مطالعات بر روی چین ها آورده شده است. از آنجا که نرم افزارهای زمین شناسی برای پردازش اطلاعات و ترسیم نمودار ها استفاده گردیده است و اکثر این نرم افزارها از سیستم شیب و جهت شیب (direction) استفاده می کنند. مشخصات ارائه شده برای چین ها در این بخش به صورت dipirection می باشد.
1-2 تاقدیس ها
1-1-2 تاقدیس گودار لکرکوه
این تاقدیس در بخش شمال غربی منطقه مورد مطالعه ارتفاعات گودار لکرکوه را تشکیل می دهد. جنس سنگ های هسته تاقدیس بیشتر از نوع ژیپس و شیل های میکادار و ماسه سنگ ریز، چرت های دولومیت، آهک و ولکانیک های نفوذی و دایک های بازیک می باشد که به سن پرکامبرین پسین- کامبرین آغازی هستند و سازند دسو را تشکیل می دهند. یال غربی از جنس واحدهای کامبرین پائین و واحدهای جدید تر تا سن ژوراسیک میانی می باشد و یال شرقی آن نیز از واحدهای کامبرین و جدیتر تر تریاس پایانی تشکیل شده است یال غربی این تاقدیس برگشته است. گسل گودار لکرکوه تقریباً از هسته تاقدیس به موازات محور این تاقدیس می گذرد. طول محور این تاقدیس حدود 5/7 کیلومتر و مشخصات ساختاری تاقدیس در مقطع مورد مطالعه به صورت زیر می باشد:
موقعیت غالب یال غربی 056-80 (به صورت dipdirection) می باشد.
موقعیت غالب یال شدگی 052-58 (به صورت dipdirection) می باشد.
موقعیت برآورد شده محور در مقطع مورد مطالعه 328-09 (به صورت dipdirection) می باشد.
موقعیت برآورد شده سطح محوری در مقطع مورد مطالعه 055-070 (به صورت dipdirection) می باشد و روند عمومی سطح محوری NW – SE می باشد.
برش شماره یک برشی از تاقدیس گودار لکرکوه را نشان می دهد. در نمودار شماره یک موقعیت یال ها به صورت کانتور دیاگرام و قطب غالب یالها، محور و سطح محوری در مقطع مورد مطالعه آمده است.

برش یک
نمودار شماره یک
زاویه بین دویال در مقطع مورد مطالعه18 می باشد که بر منبای آن این چین طبق رده بندی فلوتی جزء چین های تنگ62 به حساب می آید. همچنین با توجه به رده بندی Rickard 1971 این چین در رده چین های Horizantal folds قرار می گیرد. با توجه به قرارگیری این چین در این رده می توان گفت:‍ یا مدت زیادی از آخرین چین خوردگی آن نمی گذرد و یا دگرشکلی شدیدی را تحمل نکرده است. در دیاگرام 4-1 محل این چین با حرف A مشخص شده است.
2-1-2 تاقدیس شرق لکرکوه
در این تاقدیس در شمال محدوده مورد مطالعه قرار گرفته است و در شرق ارتفاعات لکرکوه در حدود 10 کیلومئری آن قرار گرفته است. در هسته تاقدیس گسل خوردگی های متعددی دیده می شود. که همین گسلش ها باعث شده تا محور تاقدیس در قسمت جنوبی دچار برگشتگی گردد. جنس هسته قابل مشاهده بر روی زمین واحدهای K1 , Ku که از ماسه سنگ و کنگلومرای قرمز رنگ تشکیل شده اند می باشد و طول کلی محور تاقدیس حدود 6 کیلومتر است که در بخش هائی به دلیل گسلش جابجائی در آن مشاهده می گردد. در مقطع مورد مطالعه از این تاقدیس که در برش دو نشان داده شده است مشخصات ساختاری این تاقدیس به صورت زیر می باشد.
– موقعیت غالب یال غربی 248- 71 می باشد. (به صورت dipdirection)
– موقعیت غالب یال شرقی 051-39 می باشد. (به صورت dipdirection)
– موقعیت برآورده شده محور چین در مقطع مورد مطالعه 337-01 می باشد. (به صورت dipdirection)
– موقعیت برآورده شده سطح محوری در مطقع مورد مطالعه 068-73 می باشد. (به صورت dipdirection)
– روند عمومی محور تاقدیس NW-SE می باشد.
نمودار شماره 2 کانتور دیاگرام یال ها، قطب غالب یال ها، سطح محوری و محور این تاقدیس را نشان می دهد.

نمودار شماره 2

برش شماره 2
زاویه بین یال های این تاقدیس 70 در مقطع مطالعه است که بر مبنای رده بندی فلوتی در مرز چین های بسته و باز قرار می گیرد.
در دیاگرام 1-4 که تقسمی بندی چین ها به روش Rickard می باشد. موقعیت B مربوط به این تاقدیس است که این چین نیز یک Horizontal flodls می باشد.

3-1-2 تاقدیس کوه سور
این تاقدیس در جنوب شرقی منطقه مورد مطالعه و در غرب گسل نای بند قرار گرفته است. و ارتفاعات کوه سور یا کوه غفار را تشکیل می دهد. بخش سنگ های هسته این تاقدیس از ماسه سنگ، کنگلومرا و سنگ آهک به سن کرتاسه پایانی است.
در یال های تاقدیس گسل خوردگی های متعددی دیده می شود. گسل کوه سور دریای غربی این تاقدیس مرز کوه دشت را از هم جدا کرده است. هسته تاقدیس به دلیل گسلش های متعدد به صورت قطعه قطعه دیده می شود. صرف نظر از جداشدگی ها طول کلی محور حدود 10 کیلومتر می باشد. مشخصات ساختاری این تاقدیس در مقطع مورد مطالعه به صورت زیر می باشد.
– – موقعیت غالب یال غربی 235-33 می باشد. (به صورت dipdirection)
– – موقعیت غالب یال شرقی 063-43 می باشد. (به صورت dipdirection)
– موقعیت برآورد شده محور چین در مقطع مورد مطالعه 337-04 می باشد. (به صورت dipdirection)
– موقعیت برآورد شده سطح محوری در مقطع مورد مطالعه247-84 می باشد. (به صورت dipdirection)
– روند عمومی محور چین NW- SE می باشد.
برش شماره 3 این تاقدیس را در مقطع مورد مطالعه نشان می دهد. و نمودار شماره 3 موقعیت یالها، محور و سطح محوری را نمایش می دهد.

برش 3

نمودار 3
زاویه بین دو یال چین در مقطع مورد مطالعه100 درجه می باشد. که در رده چین های باز تقسیم بندی فلوتی قرار می گیرد. بر اساس تقسیم بندی Rickard این چین یک چین Horizontal Zontal Upright folds می باشد. موقعیت این تاقدیس در دیاگرام 1-4 با حرف C نمایش داده شده است.
4-1-2 تاقدیس کوه ده مانیروز (شرق کزگ):
تاقدیس کوه ده مانیروز در 4 کیلومتری شرق ناودیس گزک قرار گرفته است طول کلی محور تاقدیس حدود 5 کیلومتر می باشد و جنس هسته تشکیل دهنده این تاقدیس بیشتر از واحدهای سنگ چینه ای سازند لالون و زاگون، ماسه سنگ های آرکوزی و نیمه آرکوزی صورتی رنگ می باشد که سن کامبرین پائین را نشان می دهند و یال های تاقدیس را سنگ های به سن کامبرین تا ژوراسیک تشکیل می دهند. موقعیت ساختاری این تاقدیس در مقطع مورد مطالعه به شرح زیر می باشد:
– موقعیت غالب یال غربی 220-46 می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت یال شرقی 43-063 می باشد. (به صورت dip.)
– موقعیت برآورد شده محور در مقطع مورد مطالعه 296-14 (به صورت dipd.)
و روند عمومی محور چین NW- SE می باشد.
در قسمت های مختلف این تاقدیس از جمله یال ها و هسته تاقدیس گسلش های زیادی به چشم می خورد. برش شماره 4 این تاقدیس را در مقطع مورد مطالعه نشان می دهد.

برش 4
نمودار 4

5-1-2- تاقدیس لک خونی (تاقدیس شرق حرجند)
این تاقدیس در جنوب منطقه مورد مطالعه در شرق حرجند وغرب ناودیس گزک قرار گرفته است. هسته تاقدیس را گچ، سنگ آهک و دولومیت های سازند باروت به سن کامبرین پائین تشکیل می دهد. محور این تاقدیس دارای پلانچ می باشد. شیب لایه ها در هر دو یال تقریباً زیاد و بین 50 تا 83 می باشد. یال غربی تاقدیس گسل خوردگی های زیادی دیده می شود. که باعث جابجائی لایه های تشکیل دهنده این یال گردیده است. مشخصات ساختاری این تاقدیس در مقطع مورد مطالعه به صورت زیر می باشد.
– موقعیت غالب یال غربی 248-45 می باشد. (به صورت .dipd)
– موقعیت غالب یال شرقی 027-68 می باشد. (به صورت .dipd)
– موقعیت برآورد شده محور در مقطع مورد مطالعه 308-26 می باشد. (به صورت .dipd)
– موقعیت برآورد شده سطح محوری در مقطع مورد مطالعه 224-77 می باشد.
روند عمومی محور چین NW-SE می باشد.
برش 5 مقطع مورد مطالعه را از این تاقدیس نمایش می دهد.
در نمودار شماره 5 کانتور دیاگرام یال ها- قطب غالب یال ها، سطح محوری و محور تاقدیس لک آبی نشان داده شده است.
زاویه بین دو یال این تاقدیس 80 درجه که با توجه به تقسیم بندی فلوتی در رده چین های باز قرار می گیرد. و با توجه به تقسیم بندی Rickard در رده چین های
Inclined folds قرار می گیرد. که می توان گفت این چین دگرشیبی بیشتری را نسبت به چین های مورد مطالعه تحمل کرده است. و شاید یکی از عوامل آن گسل حرجند باشد که در هسته و یال شرقی این تاقدیس عمل کرده است. در دیاگرام 4-1 محل این تاقدیس با حرف E نمایش داده شده است.
برش 5

نمودار 5

6-1-2 تاقدیس نای بند
این تاقدیس در شرق منطقه مورد مطالعه قرار گرفته است. گسل نای بند در یال شرقی آن گسلش شدیدی را ایجاد کرده است. هسته این تاقدیس از ماسه سنگ های میکادار سازند هجدک به سن ژوراسیک میانی است که دارای کنکرسیون هایی از اکسید آهن است. در لایه های تشکیل دهنده یال غربی گسل خوردگی های معتددی دیده می شود که گاهی باعث تغییر امتداد و شیب این لایه ها به صورت محلی می شوند. در مقطع مورد مطالعه مشخصات ساختاری این تاقدیس به شرح زیر می باشد:
– موقعیت غالب یال غربی 230-45 می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت غالب یال شرقی 49-013 می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت برآورد شده در مقطع مورد نظر 321-01 می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت برآورد شده سطح محوری مقطع مورد نظر051-14 میباشد. (به صورت dipd.)
– روند عمومی محور چین NW – SE می باشد.
نمودار شماره شش کنتوردیاگرام یال ها، قطب غالب یالها و محور سطح محوری را نشان می دهد.

نمودار 6

زاویه بین دویال این تاقدیس 119 درجه می باشد که در گروه چین های باز رده بندی فلوتی قرار می گیرد. بر اساس تقسیم بندی Rickard این تاقدیس یک
Horizontal Folds می باشد. موقعیت قرارگیری این تاقدیس در دیاگرام 1-4 باحرف E نمایش داده شده است.
17-1-2 تاقدیس تیغ سیاه
موقعیت این تاقدیس در پنج کیلومتری شرق روستای سراشک می باشد. طول محور تاقدیس حدود 5 کیلومتر می باشد که در محور پلانژ مشاهده می گردد. هسته تشکیل دهنده این تاقدیس از رسوبات سازند هجدک به سن ژوراسیک میانی از تناوب ماسه سنگ های میکا دارد و شیل های خاکستری تیره تا خاکستری سبز است دریال شرقی آن گسل گودار لکر کوه و گسل های فرعی آن باعث جا به جائی در طبقات این یال شده است. یال غربی این تاقدیس تحت تاثیر عملکرد گسل حرجند دچار جابجائی شده است.
در مقطع مورد مطالعه مشخصات ساختاری این تاقدیس به صورت زیر می باشد.
– موقعیت غالب یال غربی 240-59 می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت غالب یال شرقی 043-46 می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت برآورد شده محور چین در مقطع فوق 323-11 می باشد (به صورت dipd.).
– موقعیت برآورد شده سطح محور مقطع فوق 055-70 می باشد. (به صورت dipd.)
روند عمومی محور چین NW – SE می باشد.
نمودار شماره هفت کانتور دیاگرام یالها قطب غالب یال ها، محور، سطح محوری را نشان می دهد.
زاویه بین دو یال این تاقدیس در مقطع مورد مطالعه 76 درجه می باشد که طبق رده بندی فلوتی این تاقدیس یک چین باز محسوب می شود.
با توجه به تقسیم بندی Rickard این چین یک Inclined می باشد که در دیاگرام 1-4 محل این تاقدیس با حرف G نمایش داده شده است همان طور که ملاحظه می گردد این نقطه بسیار نزدیک مرز Horizontal می باشد و می توان گفت دگرشکلی بسیار کمی را نسبت به این نوع چین تحمل کرده است.
برش 7

نمودار 7

دیاگرام 1-4 الف

دیاگرام 1-4 ب

2-2 ناودیس های منطقه
1-2-2- ناودیس گزک:
ناودیس گزک در جنوب منطقه مورد مطالعه و در شمال روستای گزک قرار گرفته است طول محور این تاقدیس به بیش از 15 کیلومتر می ردسد. جنس سنگ های هسته تاقدیس از سنگ آهکی خاکستری به سن سانتونین- کامپانین می باشدهر دو یال این ناودیس گسله می باشد که این گسل هایی کوچک و بزرگ باعث تغییر روند لایه های تشکیل دهنده یالها گشته است. در مقطع مورد مطالعه این ناودیس مشخصات ساختاری زیر برای این ناودیس به دست آمده است.
– موقعیت غالب یال غربی 256-58 می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت غالب یال شرقی 061-50 می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت برآورد شده محور در مقطع مطالعه 340-10 می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت برآورد شده سطح محوری در مقطع مورد مطالعه 070-87 می باشد.
روند عمومی محور این تاقدیس NW- SE می باشد.
در برش شماره هشت مقطع مورد مطالعه این ناودیس آمده است و نمودار شماره هشت کانتور دیاگرام یال ها، قطب غالب یال ها، محور چین و سطح محوری را نشان می دهد زاویه بین دو یال این ناودیس در مقطع مورد مطالعه 74 درجه می باشد. که بر مبنای تقسیم بندی فلوتی این ناودیس در رده چین های باز قرار می گیرد. می آید. با توجه به شیب سطح محوری و پیج محور این ناودیس در تقسیم بندی Rickard این چین در مرز بین Horizontal Upright flods و Upright flods قرار می گیرد. محل این چین در دیاگرام 4-2 با حرف A نمایش داده شده است.

برش 8

نمودار8
2-2-2 ناودیس لکرکوه
ناودیس لکرکوه که از ارتفاعات لکرکوه را تشکیل می دهد در بخش شمالی محدود مورد مطالعه قرار گرفته است. هسته این ناودیس از جنس ماسه سنگ های سازند هجدک به سن ژوراسیک می میانی می باشد. یال شرقی این ناودیس در اثر گسل لکرکوه دچار شکستگی و جابجائی شده است. سن لایه ها یال غربی این تاقدیس از رسوبات کامبرین پائین تا رسوبات ژوراسیک میانی می باشد.
مشخصات ساختاری زیر در مقطع مورد مطالعه این ناودیس به دست آمده است.
– موقعیت غالب یال غربی 227-77 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت غالب یال شرقی 050-47 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت برآورد شده محور چین در مقطع مورد نظر131-03 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت برآورد شده سطح محوری در مقطع مورد نظر049-75 می باشد (به صورت dip.d) و روند عمومی محور ناودیس NW- SE می باشد.
برش 9 مقطع مورد مطالعه از این ناودیس را نشان می دهد. در نمودار شماره 9 نیز کانتور دیاگرام یال ها، قطب غالب یال ها محور و سطح محوری این چین در مقطع مورد مطالعه آمده است.
زاویه بین یال های ناودیس لکرکوه 56 درجه است که بر مبنای رده بندی فلوتی یک چین بسته به حساب می آید. با توجه به رده بندی Rickard این چین در گروه چینهای Horizontal flods قرار می گیرد. محل قرارگیری این چین دیاگرام مثلثی 2-4 با حرف B نمایش داده شده است.
برش 9

نمودار 9

3-2-2 ناودیس غرب گودار لکرکوه (غرب تیغ سیاه)
این ناودیس در 6 کیلومتری محور تاقدیس گودار لکرکوه واقع شده است. طول این ناودیس بیش از هفت کیلومتر در جنس سنگ های تشکیل دهنده ان از شیل های خاکستری مایل به سبز روشن و لایه های ماسه سنگ کوارتز آرنایت که مجموعا سازند شمشک را تشکیل می دهند می باشد سن این هسته تریاس پایانی- ژوراسیک میانی است. یال غربی این ناودیس گسله می باشد. مشخصات این ناودیس در برش مورد مطالعه در زیر آمده است.
– موقعیت غالب یال غربی 225-30 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت غالب یال شرقی 043-64 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت برآورد شده محور چین در مقطع مورد مطالعه 313-01 درجه می باشد.
(به صورت dipd.)
– موقعیت برآورد شده سطح محوری در مقطع مورد مطالعه 223-70 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
– روند عمومی محور چین NW – SE است. نمودار شماره 10 کانتور دیاگرام یالها، قطب غالب یالها، محور و سطح محوری را نشان می دهد.
زاویه اندازه گیری شده بین دو یال 86 درجه و این چین در رده چین های باز از رده بندی فلوتی قرار می گیرد. بر مبنای تقسیم بندی Rickard این چین در رده
Horizontal flods می باشد. محل این چین در دیاگرام 2-4 با حرف C نمایش داده شده است.

نمودار10
4-2-2 ناودیس غرب نای بند
موقعیت این ناودیس در جنوب غرب محدوده مورد مطالعه و 2 کیلومتری جنوب شرقی کوه سور می باشد طول محور آن 3 کیلومتر و جنس سنگ های تشکیل دهنده هسته آن از کنگلومرای ژیبس دار واحد به سن پالئوسن بالائی است یال غربی این ناودیس گسله و جابجائی هائی در لایه های این یال مشاهده می گردد.
مشخصات این ناودیس در مقطع مورد مطالعه در زیر آمده است:
– موقعیت غالب یال غربی 251-48 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت غالب یال شرقی 089-45 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت برآورد شده محور در مقطع مورد مطالعه 350-81 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت برآورد شده مقطع محوری در این مقطع 080-88 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
روند عمومی محور چین شمال NW-SE است.
برش شماره 11 مقطع مورد مطالعه این چین را نمایش می دهد و نمودار شماره 11 کانتور دیاگرام قطب غالب یالها، محور و سطح محوری این چین را در مقطع مورد مطالعه نمایش می دهد.
زاویه بین دو یال ناودیس در این مقطع 95 درجه می باشد که این چین را در گروه چین های باز رده بندی فلوتی قرار می دهد.
این چین در رده بندی Rickard در گروه چین های Horizontal Upright flods قرار می گیرد. موقعیت قرارگیری این چین در دیاگرام 2-4 با حرف D نمایش داده شده است.
برش11
نمودار11
5-2-2 ناودیس شیشتوئیه
این ناودیس در شمال روستای شیشتوئیه و بخش جنوبی محدوده مورد مطالعه قرار گرفته است. طول محور این ناودیس 5/2 کیلومتر می باشد. هسته ناودیس در سنگ آهک های اربی تولین دار و دولومیت های واحد و Ku و به سن کرتاسه پائین تشکیل شده در یال غربی این چین به دلیل گسل خوردگی برخی از لایه ها از بین رفته دریال شرقی سن این لایه ها از ژوراسیک آغازی تا کرتاسه بالائی دیده می شوند. در مقطع مورد مطالعه این ناودیس مشخصات ذیل به دست آمده:
– موقعیت غالب یال غربی 203-69 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت غالب یال شرقی 025-55 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت برآورد شده محور چین 114-02 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
– موقعیت برآورد شده سطح محوری 294-88 درجه می باشد. (به صورت dipd.)
روند عمومی محور چین ((NW-SE است. برش شماره 12 این چین را در مقطع مورد مطالعه نمایش می دهد و نمودار شماره 12 عناصر ساختاری چین را نمایش داده است.
زاویه بین دو یال ناودیس شیشتوئیه در مقطع مورد مطالعه 56 درجه و در تقسیم بندی فلوتی در رده چین های بسته قرار می گیرد. این چین در رده بندی Rickard در گروه چین های Horizontal Upright flods قرار می گیرد. در دیاگرام 2-4 محل این چین با حرف E مشخص شده است.

برش 12

نمودار12

6-2-2 ناودیس حرجند
این ناودیس در شمال غربی حرجند و جنوب شرقی روستای هروز بالا قرار دارد و هسته این ناودیس از رسوبات کنگلومرای قرمز رنگ الیگومیوسن می باشد که در منطقه از ضخامت و گستردگی قابل توجهی برخوردار است هر دو یال این ناودیس گسله می باشد.
مشخصات ذیل در مقطع مورد مطالعه برای این ناودیس به دست آمده:
– موقعیت غالب یال غربی 225-45 درجه می باشد.
– موقعیت غالب یال شرقی 026-60 درجه می باشد.
– موقعیت برآورد شده محور چین 302-10 درجه می باشد.
– موقعیت برآورد شده سطح محوری 213-82 درجه می باشد.
روند عمومی محور شمالی غربی جنوب شرقی NW – SE می باشد.
نمودار 13 کانتور دیاگرام یال ها، قطب غالب یالها، محور و سطح محوری این ناودیس رانشان می دهد.
زاویه بین یال های این ناودیس در مقطع مورد مطالعه 76 درجه می باشد. که در رده بندی فلوتی در گروه چین های باز قرار می گیرد. بر مبنای تقسیم بندی Rickard این چین در مرز دو گروه Horizontal Upright flods و Upright flods قرار می گیرد. موقعیت این چین در دیاگرام 2-4 با حرف F نشان داده شده است.

نمودار 13

دیاگرام 2-4

فصل پنجم
لرزه خیزی گسترده چهارگوش کرمان

5-لرزه خیزی گسترده چهارگوش کرمان
در این فصل داده های موجود درباره لرزه خیزی گسترده چهارگوش کرمان از منابع گوناگون گردآوری شده و با کار بر روی داده های لرزه ای دستگاهی- تاریخی باستانی و شواهد صحرائی محدوده مورد مطالعه بررسی لرزه زمین ساختی شده است. از آنجا که زمین لرزه های رخ داده در هر محل تا کیلومتر ها را تحت تاثیر قرار داده و در ثبت تاریخی و دستگاهی فقط کانون آنها به ثبت می رسد با توجه به اینکه زمین لرزه های روی داده در خارج از محدود اثراتی را بر روی مورد مطالعه داشته به جای بررسی داده های محدده کل گسترده چهارگوش کرمان مورد بررسی داده ها قرار گرفت و در کار صحرائی و نتیجه گیری بیشتر در محدوده مطالعه تحت بررسی قرار گرفته است.

1-5 زمین لرزه های باستانی
همان طور که می دانیم زمین لرزه های باستانی (پیش از تاریخ) از بررسی های باستان شناسی سازه های باستانی پیش از میلاد مسیح استنتاج می گردد. لذا از آنجا که پژوهشهای باستان شناسی به صورت کامل در تمامی گستره ایران زمین به انجام نرسیده است، آگاهی ما از زمین لرزه های باستانی بسیار اندک و تصادفی است به همین خاطر بررسی های انجام پذیرفته نشان داد که هیچ گونه داده لرزه ای باستانی مربوط به گستره مورد مطالعه در دست نیست.
3-5 زمین لرزه های تاریخی
در این بخش داده ها مهلرزه ای زمین لرزه های تاریخی (پیش از صده بیستم)در گستره چهارگوش کرمان به اختصار ارائه شده اند. و محل آنها در پیکره (1-5) بر روی گسل های مرتبط با در نظر گرفتن بزرگی Mb درج شده است. شرح مختصر وقایع عموما بر اساس اثر ارزشمند آمبرسیز و ملویل (1982) و فراسنج های بر آورده شده بر اساس نخستین کاتولوگ زمین لرزه و پدیده های طبیعی ایران (بربریان 1994) می باشند.

1-2- زمین لرزه نوامبر 1854 میلادی (آذرماه 1233 هجری شمسی حرجند)
این زمین لرزه در 40 کیلومتری شمال خاوری کرمان به وقوع پیوست و سبب ویرانی کامل این آبادی و خسارات قابل توجهی به روستاهای درختنگان، ده شیب و دوران گردید این زمین لرزه در کرمان احساس شده و ویژگی های مربوط به آن در جدول
1-5 و2-5 ارائه شده است.
2-2-زمین لرزه 17 ژانویه 1864 میلادی (28 دی 1242 هجری)
این زمین لرزه در شب 7 شعبان 1280 هجری به وقع پیوست و تلفات سنگینی را در چترود و آبادی هایی که در شمال خاور دشت قرار داشتند وارد آورد. این زمین لرزه آسیب های چشمگیری به کرمان رساند به طوری که ایوان مسجد مظفری فروریخت و به مسجد ملک نیز آسیبهائی وارد آورد ویژگی های مربوط به این زمین لرزه در جدول 1-5 و 2-5 ارائه شده است.
3-2-5- زمین لرزه 45 اوت 1871 میلادی (24 مرداد 1250 هجری خورشیدی)
این زمین لرزه موجب ویرانی تعدادی از دهات و خرابی بعضی از قنوات شد. این زمین لرزه در کرمان احساس شد ولی خساراتی به بار نیاورد. ویژگی هایی این زمین لرزه در جدول 1-5 و2-5 ارائه شده است.
4-2-5 زمین لرزه 1877 میلادی (1255 هجری خورشیدی) سیرچ
این زمین لرزه باعث خسارات سنگینی در چترود و سرآسیاب گردید. در روستاهای آبگرم، سیرچ، حسن آباد، ده قلی و هشتاران خانه ها خراب شدند و برخی چشمه های معدنی خشک گردیدند. در ضمن سنگ ریزشی نیز در ارتباط با این رخداد مطرح شده که ممکن است رنگ ریزش به تصویر کشیده شده در نگاره 1-5 و2-5 باشد.

نگاره 1-5 نمائی از سنگ ریزش بوقوع پیوسته در خاور روستای کل پرستان و باختر سیرچ (دید به سمت باختر)
5-2-5 زمین لرزه 27 مه 1897 میلادی (2 خرداد 1276 هجری خورشیدی)
این زمین لرزه خانه های سرآسیاب و بیشتر آسیاب های این منطقه را ویران کرد. منابع تامین آب قطع شد و بیشتر مردم کرمان به حومه شهر پناه بردند. در کرمان چند نفر کشته شدند و به چندین ساختمان همگانی و شخصی آسیب های تعمیر ناپذیری رسید. گنبد قبه سبز فروریخت که پیش از آن نیز بر روی سازه ای نیمه ویران استوار بوده کسانی را که در آن بودند زخمی کرد و دامهایشان را کشت.
در جدول 1-5 داده های لرزه ای زمین لرزه های تاریخی گسترده چهارگوش کرمان ارائه شده است. جدول، q معرف کیفیت و دقت مکان رو مرکزی لرزه ها است که از a تا e می باشد. r0 شعاع پهنه کلان لرزه ای و r1 شعاع احساس زمین لرزه (شدت IV) است. h معرف عمق کانونی و M0، گشتاور لرزه ای برآورد شده می باشد. K معرف تعداد نامشخص تلفات. F، E، Gr معرف پدیده های سطحی حاصله و Q نشانگر دقت مکانی برآورد شده به ترتیب ذیل است:
A: 10 الی 40 کیلومتر
B: 50 الی 90 کیلومتر
C: احتمالاً بیش از 100 کیلومتر
در ستون وقت محلی، نشانگر وقت گرینویچ است و علائم به کار رفته در ستون منابع (Ref) به شرح ذیل هستند.
A+al79: Ambraseyss et al 1979.
A+M82: Ambraseys and Melville 1982
B 81: Berberian 1981
B+ al B4: Berberian et al. 1984
B+Q89: Berberian and Qovashi 1989.
در جدول 2-5، چکیده فراسنج های پذیرفته و یا بارنگری زمین لرزه های تاریخی گسترده چهاگوش کرمان ارائه شده است. علائم اختصاری به کار رفته در جدول مشابه جدول 1-5 می باشد.

جدول 1-5: داده های مه لرزه ای تاریخی (دوره قاجار) گستره چهارگوشه کرمان، اقتباس از بربریان (1994)
Q REF
LOCATION
SEISMOGENIC
FAULT
SEISNOGENICGr.
FAULT Eh.
H
X10
Nu
h
Km
r1
r0
Km
I0
MOMI
q
MACROSEISMIC
EPICENTER
N0 – E0
LOCAL
TIME
Hr:mn
DATA
A+HB2
B81
B+al84,
B+Q89
N.Kerman
Horjend-
Dehahib
Gowk, Pasu
Tigur

0.59
6.0
5.8
5.8
130
130

VIII
2
VIII
c
30.54-57.35
30.50-57.30
30.58.38

1854.11.00
1854.11.00
1854.11.00
A+a179
A+HB2
B81
B+Q89
Charud
Kirman
chatrud
Tigur

1.12
6.0
6.0
6.0
150
150

VIII
2
VIII
b
30.67-57.02
30.60-57-00
30.70-57.00
Night
1864.01.17
1864.01.17
1864.01.17
A+a179
A+HB2
B81
B+Q89
Chatrud
Chatrud

Tigur

1.12
5.0
6.0
120
120

VIII
3
VIII
C
30.62-56.95
30.60-57.00
30.70-56.90
14:00
14:00
1871.08.04
1871.08.04
1871.08.04
A+a179
A+HB2
B81
B+Q89
Sar-asiab
Sirch
Cowk

0.28
6.0
5.6
5.6
100
100
05
05
VIII
2
VIII
b
30.15-57.58
30.10-57.60
30.15-57.60

1877.00.00
1877.00.00
1877.00.00
A+a179
A+HB2
B+Q89
Chatrud
Kiman
chacrud
Bazarquan?
Pssu?

x
5.7
5.3
120
120

VIII
3
VIII
b
30.55-57.00
30.55-57.00
30.70-57.00

1897.05.27
1897.05.27
1897.05.27

جدول 2-5 چکیده فراسنج های پذیرفته و یا بازنگری شده زمین لرزه های تاریخی گستره چهارگوشه کرمان اقتباس با بربریان (1994)
Q
LOCATION
SEISNOGENICGr.
FAULT Eh.
PEOPLE
KILLED
r-1
Km
r0
Km
I0
MOMI
q
MACROSEISMIC
EPICENTER
N0 – E0
LOCAL
TIME
Hr:mn
DATE
c
Hurjand
Dehahib
Pasu.Tigur
Gowk

0.56

VII
b
30.58-57.38

1854.1.00
B
Chatrud
Tigur

1.22

VII
b
30.70-57.00
NIGHT
1864.01.17
C
Chatrud
Tigur

1.22

VII
b
30.70-56.90

1871.08.04
B
Chatrud
Sirch
Golbaf

100
05
VII
a
30.15-57.60

1877.00.00
C
Chahrud
Chahrud
Pasu.Bazargan

120
06
>VII
b
30.70-57.00
23:30
1897.05.27

گسله های مسبب رویداد مهلرزه های ارائه شده در جدول 1-5 در جدول 3-5 و چکیده های از داده های لرزه خیزی گسله های کاری و لرزه زای گستره چهارگوشه کرمان در جدول 4-5 مطرح شده اند. د راین جداول، Le معرف طول شکستگی گسلی مرتبط با زمین لرزه و Lt معرف طول کلی است. در جدول 4، A.R.I معرف زمان سپری شده از آخرین زمین لرزه رخداده در طول یک گسله خاص است. حروف h و I به ترتیب نشانگر فاصله های بین رخدادهای 1897 و 1977 و زمان سپری شده از زمین لرزه 1977 می باشد. Ft بیانگر نوعی گسلش (سازوکار) بر اساس مشاهدات صحرایی است که نشانگر راندگی و RL نشانگر راستالعز راستگرد می باشد.
جدول 4-5: گسله های مسبب مهلرزه های ارائه شده در جدول 1-5، اقتباس از بربریان(1994).
Data of
EARTHQUAKE
REGION
I0
(MOMI)
MAGNITUDE
Ms Mw
FAULI
(e)
FAULI
LENGTH
L0 L1
St.DIP DISPACEMENT(cm)
Hor. Vert.
Max Ave Max Ave
H H V0 V
Ft C REFERENCES
1854.11.00
Deraknet
Hurjand,
Anga
VII
6.0
5.3
Gowk
>99
>40
>60

RL C Serberian et al
T C (1984);Berberian
T D and Qorashi (1989).
1964.01.17
Chatrud
VII
6.0
5.9
Tigur
>60

Barbarian(1981)
Berberian at al
(1984); Berberian
and Qorashi (1989)
1871.08.04
Chatrud
VII
6.0
5.9
Tigur
<99

T C Berberian et al
(1984); Berberian
anb Qorshi (1989b).
1877.00.00
Sirch
VII
5.6
5.5
Gowk
>55

RL B Berberian et al
(1984); Berberian
anb Qorshi (1989).
1897.05.27
Chatrud
>VII
>5.3

Bazargun
Pasu
>40

T C Berberian et al
T C (1984); Berberian
anb Qorshi (1989b).

جدول 4-5-چکیده ای از داده های لرزه گیری گسله ای کاری و لرزه ای مسبب هم لرزه ای ارائه شده در جدول 1-5- اقتباس با بربریان (1994).
Fault
Ft Fault LEMGTH
L0 L1
(Km)
Data of
EARTAQUAKE
Q I0
(NEN)
MAGNITUDE
Ms Ms
SLIP SLIP A.R.I.E.E
PER PATE
ENENT (mm/
(cm) yr) (yrs) (yrs)
REFERENCES

Bazargan
T >55
1897.05.27 C
>VII
>5.3
– – – –

Cowk
R >99

1854.11.00 C
1877.00.00 B
VII
VII
6.0 >5.9
5.6 >5.5

Berberin (1976):1981
Berberin et al .(1962)
BerberinandQorashi (1989b)
Kun Sanan

RL 200
C.12ch cent B
14th cent C
1875.05.00 B
1897.05.22 B
?
?
VII
VII
?
?
6.0
5.5
?
?
5.9
5.4 ? ?
Hucklede at al (1962)
Berberian (1976)(1981)
Berberian at al (1979;1984).
Berberian and Qorashi (1989)
Pasu
T – >40
1854.11.00 C
1864.01.00 C
1871.08.27 C
VII
VII
VII
5.3
6.0
5.3`
5.3
5.9
5.3
Berbereian at al.(1984)
BerberianandQorash (1989b)

Tigur
T – >60
1854.11.00 D
1864.01.17 C
1871.08.04 C
VII
VII
VII
6.0
6.0
6.0
5.9 –
5.9 ?
5.9 ?
Berberian at al.(1984)
Berberian and Qorash (1989b).

6-2-5-نتیجه گیری بررسی زمین لرزه های تاریخی چهارگوشه کرمان
1- بررسی زمین لرزه های تاریخی اندک (5 مورد) موجود در گستره چهارگوشه کرمان نشان داد که بزرگترین زمین لرزه رویداد در این گستره زمین لرزه 17 ژانویه 1864 میلادی چترود با بزرگی های برآورد شده Ms=6.0 و Mw=5.9 و شدت I0=VII+ بوده که در باختر حرجند رویداده است.
2- قدیمی ترین هملرزه ثبت شده مربوط به ماه نوامبر 1854 میلادی بوده که به گمان ناشی از کارکرد راندگی رودخانه شهداد در بخش شمال باختری آن است.
(نگاره 2-5)

نگاره 2-5 راندگی واحدهای تریاس در مجاورت کواترنر در دو راهی ماهان شهداد
3-با توجه به بررسی های انجام پذیرفته رو مرکز مهلرزه های 1864 و 1871 و 1897 در پایانه باختری راندگی دهو قرار می گیرد که این امر گویای فعالیت و گسترش جانبی (به سمت باختر) این راندگی است. (نگاره 3-5)

نگاره 3-5 راندگی دهو باعث قرار گرفتن سازند هجدک (ماسه سنگ) بر روی QMsm که توسط پر شده است. جنوب باداموئیه دید به سمت جنوب غرب

4-فعالیت پایانه جنوب خاوری گسله کوه بنان، به گمان از نوع بدون لرزه و شاید به صورت چین خوردگی در فرا دیواره گسله است.
5-کمی جمعیت و پراکندگی بسیار زیاد نواحی مسکونی در حوالی گسله نایبند ممکن است عامل عدم ثبت هملرزه های مرتبط با آن باشد. (نگاره 4-5)

نگاره 4-5 پایانه جنوبی گسل نای بند را نشان می دهد دید عکس به سمت شمال غربی
3-5- زمین لرزه های دستگاهی (1900 تا 2002 میلادی) گستره چهار گوشه کرمان
داده های نگاشته شده دستگاهی زمین لرزه های گستره چهار گوشه کرمان در فاصله زمانی 1909 الی 2002 در جدول 5-5 و پیکره 2-5 دیده می شوند. آهنگ لرزه قیدی این دوره در بخش هایی از گستره مورد مطالعه پائین است و این مطلب را نباید دلیلی بر آرامش و بیلرزه بودن بخش های یاد شده دانست. زیرا اولا داده های لرزه ای مورد استفاده فاصله زمانی کوتاهی را می پوشانند و ثانیا گسله های کواترنر متعددی در گستره مورد بررسی شناخته شده اند که فاقد رکورد لرزه ای هستند. در جدول 5-5 داده های گستره مورد مطالعه آمده است. مقدار Ms برای هر کدام از داده ها به وسیله چهار فرمول از 1967 IUGC، آبرسیز و ملویل ENERTEK 1978, 1982 و بوت 1979 محاسبه شده است.
فرمول های استفاده شده مقدار Ms که در چهار ستون آخر جدول 5-5 آمده است در زیر بیان شده است.
1- فرمول IUGC که در سال 1967 معرفی شد.
Mb=0.56 (Ms)+ 2.9
که با در دست داشتن Mb مقدار Ms براحتی محاسبه می گردد.
2- فرمول آمبرسیرو مل.یل که در سال 1982 ارائه شد.
Ms=1.61 (Mb)-3.71
3-فرمول ENERTEX در سال 1978 ارائه شد.
Ms= 1.79.9 mb -4.1673
4-فرمول بوت که در سال 1979 ارائه شده است.
Mb= 0.62 (Ms)+2.30
در اینجا به معرفی چند زلزله مهم دستگاهی در محدوده چهارگوش کرمان می پردازیم.

1-3-5 زمین لرزه 27 اکتبر 1909 میلادی (5 آبان 1288 هجری خورشیدی) جوشان
این زمین لرزه جوشان را ویران کرده و به دروازه هشتاران نیز خساراتی را وارد نمود. در خبیض نیز چندین روستا خسارت دیدند. زمین لرزه یاد شده که کرمان به فاصله 50 کیلومتری از پهنه رو مرکزی احساس شده و خسارت اندکی به بار آورد زمین لرزه مورد نظر در ساعت 22 و 15 دقیقه به دقت ایران و با شعاع احساس 75 کیلومتر به وقوع پیوست. بزرگی Ms=5.5 برای این زمین لرزه در نظر گرفته شده است و سایر ویژگی های آن در جدول 5-5 ارائه شده اند.
2-3-5-زمین لرزه 18 آوریل 1911 میلادی (30 فروردین 1290 هجری خورشیدی) راور
این زمین لرزه در ساعت 21 و 44 دقیقه به وقت ایران به دنبال پیش لرزه نیرومندی به وقوع پیوست و حدود 700 تن را کشت روستاهای کوچک آبدرجان، مکی و ده لکرکوه در ناحیه خاور را به کلی ویران کرد و تلفات بسیاری به بار آمد. تقریبا تمامی خانه های راور و آبادی های اطراف آن خراب شدند. در راور که در آن زمان 6000 تن جمعیت داشت، چندین باب از کارگاه های فرش باقی و مسجد جامع فروریخت و 50 نفر کشته شدند. زمین لرزه یاد شده و پس لرزه های آن سنگ ریزشهای بسیاری را از سمت شمال خاوری لکرکوه و به راه انداخت. زمین لرزه 18 آوریل 1911 راور به گمان با چند کیلومتر گسلش با راستای 1600 در باختر روستای آبدرجان همراه بوده است. (پیکر3-5) در کرمان ده روئیه و کوه بنان این زمین لرزه به نیرومندی احساس شد. افزون بر این در بیرجند نصرت آباد و زاهدان نیز احساس شد. رویدد پس لرزه ها با فواصل طولانی به مدت چند سال ادامه یافت.

پیکر 3-5: پهنه رومرکزی زمین لرزه 30/1/1290 هجری خورشیدی راور، اقتباس از آبرسیز و ملویل (1982).
3-3-5 زمین لرزه جولای 1948 میلادی (14 تیر 1327 هجری خورشیدی) گلبافت
این زمین لرزه باعث ویرانی روستاهای کم جمعیت دهستان گوک شد. خاستگاه این زمینل لرزه کوه دو شاه در شمال گوک بوده و در بم و کرمان به گونه ای نیرومند احساس شد. زمین لرزه مورد نظر در ساعت 17 و 23 دقیقه به وقت ایران و با شعاع احساس 180 کیلومتر به وقوع پیوست. زمین لرزه 5 جولای 1948 در ادامه جنوب خاوری منطقه ای (منطقه گسلی گوک) روی داد که در سال 1877 در اثر زمین لرزه ویران شده بود. بزرگی Ms=6.0 , Mb=5.9 برای این زمین لرزه در نظر گرفته شده است و سایر ویژگی های آن در جدول 5-5 ارائه شده اند.
4-3-5 زمین لرزه 11 ژوئن 1981 میلادی (21 خرداد 1360 هجری خورشیدی)گلباف
این زمین لرزه در ساعت 1 و 54 دقیقه به ویت محلی در گلباف به وقوع پیوست. در اثر این زمین لرزه که بخش زیادی از ساتان کرمان را به لرزه در آورد شهر گلباف به کلی ویران شد،1071 نفر کشته و 4000 نفر مجروح گشته اند.
زمین لرزه سبب ایجاد گسیختگی های سطحی بر روی دو شاخه موازی شمالی- جنوبی از سیستم گسلی گوک گردید که دارای طول هایی برابر 5*14 و 5/7 کیلومتر بوده و در جنوب باختری گلباف قرار داشته است. (پیکر1-3 را ببینید). جابجائی های حاصله کوچک بودند و عموما لغزش های راستگرد 3 سانتی متری و جابه جائی قائم حدود 5 سانتی متر را بر روی گسله خاوری و شکاف های بلندتر و شکاف های مو مانند را بر روی گسله باختری کوتاه تر نشان می دادند. (بربریان و همکاران 1984).
گشتاور لرزه ای این زمین لرزه Nm 18 10 * 4 برآورد گردیده که با فرض گسله ای با ابعادی نسبت لغزش به طول -15 10 * 5، حدود 75 سانتی متر لغزش بر روی گسله با درازای 15 کیلومتر مورد انتظار است. لذا بربریان و همکاران (2001) معتقدند که درازای مورد انتظار گسیلدگی با آنچه که روی شاخه خاوری گسیختگی سطحی مشاهده شده همخوانی دارد ولی جا به جائی مشاهده شده بسیار کوتاه تر هستند. به هر حال به گمان افزایش ژرفای کانونی زمین لرزه تا 10-15 کیلومتر یا بیشتر می توانند سبب مستهلک کردن لغزش منتقل شده به سطح زمین گشته باشد. ویژگی های این زمین لرزه در جدول 5-5 ارائه شده است.
5-3-5- زمین لرزه 28 جولای 1981 میلادی (6 مرداد 1360 هجری خورشیدی) سیرچ
این زمین لرزه در ساعت 20 و 52 دقیقه به وقت محلی در سیرچ رخ داد. در اثر این زمین لرزه که شدیدترین زمین لرزه ثبت شده در گستره مورد مطالعه است، 1300 نفر کشته، 915 نفر زخمی و 25000 نفر در چهار فرسخ، سیرچ، هشتادان، فندقاع شهداد و آبادی های اطراف آنها اطراف آنها بی خانمان شدند. در سیرچ حدود 85 درصد خانه ها آسیب دیده ای تخریب شدند. پس از رویداد زمین لرزه چشمه های متعددی در این ناحیه ظاهر شد و سطح آب چاه ها بالا آمد. این زمین لرزه باعث ویرانی ساختمان های قدیمی و فرسوده در شهرهای کرمان و ماهان گردید. به طوری که قسمتی از سقف بازار و بخشی از مسجد جامع حاج آقا علی در کرمان در قسمتی از مقبره شاه نعمت ا.. ولی در ماهان ریزش کرد. ضناً سنگ ریزش ورامین لغزش در خاور هشتاران، سیرچ و شمال چهار فرسخ (دره خوشکن) و ریزش کوه در دره جفتان(باختر خرم آباد) گزارش شده است.
زمین لرزه 28 جولای 1981، سبب 65 کیلومتر گیسختگی سطحی ناپیوسته در هر دو اطراف دره گسلی گوک از زمان آباد تا شمال چهار فرسخ گردید. (بربریان و همکاران، 1984) گسیختگی های ایجاد شده غیر عادی و حداکثر جابجائی ای اندازه گیری شده کمتر از 50 سانتی متر بودند (راستا قائم). لذا با در نظرگرفتن نسبت لغزش به جابجائی حدود 1019*4 و 1919 *9 و نیوتن متر (Mw=7.1) نیز با این دیدگاه همخوانی دارد. چنین زمین لرزه ای معمولا سبب شکستن کل ضخامت لرزه ای پوسته بالایی که حدود 15 کیلومتر است می شود. به هر حال جابجایی سطحی مشاهده شده به طور آشکار بسیار بوده و ژرفای کانونی حدود 20 کیلومتر شاید پاسخگوی جابه جایی کوچک مشاهده شده در سطح زمین باشد. ویژگی های این زمین لرزه در جدول 5-5 ارائه شده است.
6-3-5-زمین لرزه 20 نوامبر 1989 میلادی (30 آبان 1368 هجری خورشیدی) جنوب گلباف
این زمین لرزه در ساعت 7 و 51 دقیقه به وقت ایران در جنوب گلباف به وقوع پیوست. در اثر این زمین لرزه در ساعت که اولین شاهد از گسل خوردگی و چین خوردگی با لرزه را در رسوبات پلایا در کشور نشان داد (بربریان و قرشی 1994)، 4 نفر کشته و 45 نفر زخمی شدند. اغلب دیوارها در گلباف فروریخته و ساختمان های متعددی خسارت دیدند. جریان آب در قنات کوشک دو برابر و در قنات تیرگان قطع شد. شوک اصلی این زمین لرزه بابت خسارات جزئی در کرمان گردید و چند پس لرزه به دنبال آن به وقوع پیوست که آنها نیز در کرمان احساس شدند.
زمین لرزه مورد نظر سبب ایجاد دو شاخه موازی از شکستگی ها خطی مو مانند با طول های 11 و 8 کیلومتر و راستای NNW-SSE در رسوبات پلایایی جنوب گلباف گردید. این شکستگی ها جابجائی های سطحی کمتر از یک سانتی متر را نشان می دادند اما از شکستگی های سطحی مشاهده شده پس از زمین لرزه 1981 گلباف تبعیت کرده و به سوی جنوب ادامه یافتند. (بربریان و قرشی، 1994).
با توجه به مطالب عنوان شده برای زمین لرزه های 1981 انتظار می رود واقعه ای با این اندازه بر روی گسله ای با درازای تقریبی 8 کیلومتر باعث 0.4 متر جابجائی گردید. لذا بربریان و همکاران (2001) مقدار کوچک جابجائی را به ژرف تر بودن Centroid و نیز رسوبات پلایایی سخت نشده که برای نمایش گسیختگی ها مناسب نیستند مربوط دانسته اند. ویژگی های این زمین لرزه در جدول 5-5 ارائه شده است.
3-5-نتیجه گیری بررسی زمین لرزه های سده بیستم چهارگوشه کرمان
1- بررسی لرزه خیری سده بیستم و چهارگوشه کرمان نشان داد که بزرگترین زمین لرزه روی داده در گستره این چهار گوشه زمین لرزه 28 ژانویه 1981 سیرچ بوده است. گسله کاری مرتبط به این زمین لرزه، گسله گوک است که در اثر آن دچار 65 کیلومتر گسیختگی سطحی ناپیوسته در هر دو طرف دره گسلی از زمان ؟ تا شمال چهار فرسخ گردید.
2- لرزه خیزی سده بیستم، نشانگر ژرفای کانونی تا حدود 20 کیلومتری در گستره مورد مطالعه است.
3-سیستم گسلی شمال، شمالی باختری- جنوب تا جنوب خاوری گوک، مهمترین سرچشمه لرزه زایی گستره چهارگوشه کرمان است.
4-گستره کویر لوت در محدوده مورد مطالعه فاقد رکوردهایی لرزه ای است.
5-توسعه گسیختگی ها در چهار فرسخ و گسترش رو به شمال سیستم گسلی گوک باعث شده تا گسله نایبند و سیستم گسلی گوک به عنوان یک روند شکستگی شمالی- جنوبی راستگرد راست پله جدا کننده کویر لوت از منطقه دگر شکل شده باختر آن در نظر گرفته شده است.

فصل ششم
بررسی های ژئومغناطیسی

بررسی های ژئومغناطیسی
دراین بخش منطقه مورد مطالعه از نظر ژئومغناطیس با استفاده از نقشه هوا مغناطیس 000/250/1 کرمان (یوسفی و فریدبرگ 1978) مورد بررسی قرار گرفته است. و بر روی پی سنگ زیر زمینی و گسل های پی سنگ بررسی هائی انجام گرفته و با نقشه های زمین شناسی مورد تطابق قرار گرفته است در زیر نتیجه بررسی به صورت خلاصه آورده شده است.
رسوبات پالئوزئیک، فروزئیک، کواترنر و ترشیاری در یک روند شمال غربی، جنوب شرقی، در کوهستان های قسمت غرب منطقه خمنون قرار دارند. رسوبات پلیوسن در دشت لوت قسمت شرقی چهارگوش برونزد خوبی دارد، ولکانیک های ترشیاری و کواترنر به صورت تپه هائی در بخش شمال شرقی چهارگوش دیده می شود.
دامنه تغییر ارتفاع از 200 متر تا بیش از 4233 متر بالاتر از سطح دریا می باشد.
1-ژرفای پی سنگ مغناطیسی
در کل نقشه شدت مغناطیسی فرکانس بالای غیر عادی را در بخش شمال غرب چهارگوش نشان می دهد که نتیجه ژرفای کم پی سنگ می باشد. همچنین تورفتگی غیر عادی بخش جنوب غربی حاکی از ژرف بودن پی سنگ در این بخش می باشد. مقدار بالای شدت ژئومغناطیسی در منطقه شمال شاید یک امتداد کشیدگی اضافی را در ناحیه نشان می دهد که به خارج شدن ولکانیک های کواترنر در بخش شمالی کمک می کند.

در قسمت شرق گسل نای بند که شدت لوت را تشکیل می دهد مقدار خم 2000- متر دیده می شود که می تواندحاکی از افتادگی پی سنگ زیر دشت لوت باشد.
نقشه هوا مغناطیس چهارگوش کرمان (یوسفی و فرید برگ 1978) نشان می دهد که خم همژرفای پی سنگ مغناطیسی 1000+ متر بالای سطح دریا از حدود 10 کیلومتری شمال حرجند قرار می گذرد.
با توجه به خم 1000+ در غرب گسل نای بند و خم 2000- در شرق این گسل اختلاف ارتفاع حدود 3000 متری پی سنگ در دو سوی گسل یاد شده دیده می شود. به گمان پی سنگ مغناطیسی در گستره بررسی شده را سنگ های آتشفشانی تابازیک تشکیل می دهد. (از پیکر 1-6)

ستبری پوسته
داده های اندکی از ویژگی ساختمان پوسته زمین در گستره مورد مطالعه در دست است. نقثشه ژرفای گرانیسنجی (دهقانی و مکرس 1983) نشان می دهد که پوسته جامد زمین در گستره مورد مطالعه دارای ستبرای 36 الی 41 کیلومتر است. (پیکر 2-6)

پیکره 2-6

3-خطواره های موجود در پی سنگ مغناطیسی
بر پایه نقشه هوا مغناطیس موجود (یوسفی و فرید برگ 1978) گروهی از خطواره های مغناطیسی دارای گسله همتا روی زمین می باشد. (پیکر 1-6) خطواره پی سنگ f703 همخوانی خوبی با گسل نای بند دارد که می توان گسل نای بند را همان طور که در بخش گسل ها ارائه شد یک گسل ژرف دانست.
خطواره F704 همخوانی خوبی با گسل کلرکوه دارد.
خطواره F-SS20 که در قسمت غرب محدوده مورد مطالعه قرار گرفته تطابق بالائی با گسل دهو نشان می دهد.
در پیکره1-6 خطواره های موجود پی سنگ با گسل های سطحی منطقه را نشان می دهد.
در پیکره 3-6 ارتباط رو مرکز زمین لرزه‏های دستگاهی سالهای 1900 الی 2002 و خطواره‏های پی سنگ آمده است.

فصل هفتم
تکتونیک فعال

1-7-نئوتکتونیک
دراین بخش خلاصه ای از نئوتکنیک منطقه آورده شده است. نئوتکنیک یا نوزمین ساخت بررسی حرکات جوان و عهد حاضر است که از اواخر ترشیاری و نیمه اول کواترنر روی داده است. شناخت تکتونیک فعال منطقه در تمام پروژه های عمرانی نقش بسزایی دارد چنانچه در سوئد نیروگاهی هسته ای با هزینه هنگفت ساخته شد ولی بعد از بررسی نئوتکنیکی و فعال بودن منطقه هرگز افتتاح تشد.
برای شناخت پدیده های نتوتکتونیکی باید از یکسری ساختارهای کواترنر استفاده می کنیم. که سرچشمه و خاستگاه آن در کواترنر یا پیش از این کواترنر ایجاد شده و طی این دوره هم فعال شده باشند و مهمترین عناصر ساختاری هم گسله ها یا چین ها و برخی مناطق گنبدهای نمکی می باشد. به غیر از عناصر ساختاری یاد شده مخروط افکنه ها نیز می تواند اطلاعات مفیدی در مورد نوزمین ساخت منطقه ارائه دهد. در این بخش با مطالعه بررسی روی گسل ها و مخروط افکنه های منطقه شمائی کلی از نوزمین ساخت منطقه ارائه می گردد ولی بررسی های بیشتری منطقه نیاز دارد که خود در غالب پایان نامه ای تخصصی با موضوع نئوتکتونیک قابل بررسی است.

الف: گسلها
گسل ها را از نظر فعالیت به چهارگروه کلی تقسیم می کنند:
1- گسل های فعال کاری
Active fault
2-گسل های باتوان جنبش
Potentially active Fault
3-گسل های با جنبش نا آشکار
Uncertain active fault
4-گس های مرده و بدون جنبش
Deat fault یا Inactiv fault
ویژگی گسل فعال:
1-رویداد زمین لرزه تاریخی پیش از 1900 در جائی از درازای گسل
2-تعیین کانون سطحی زمین لرزه های بزرگ با خطای کم در قرن 20 در بخشی از درازای گسل.
3-گسلش در رسوبات کواترنر پسین باشد در این حالت یا باید شاهد یک حرکت در 35000 سال پیش باشیم یا د حرکت در 000/50 سال پیش.
4-رویدادهای کهلرزه ای در طول گسل
5-همبستگی زمین ساختی گسل مورد نظر با یک گسل فعال شناخته شده دیگر وجود داشته باشد.
6-اسکارپ گسل مشخص و از بین نرفته باشد.

1-گسل حرجند:
بررسی های انجام گرفته در طول گسل حرجند که در منطقه بیش از 25 کیلومتر درازا دارد. نشانگر فعال بودن این گسل می باشد.
این گسل زمین لرزه تاریخی حرجند در نوامبر 1854 رابه همراه داشته که باعث ویرانی کامل آبادی حرجند و خسالرت قابل توجهی به روستاهای اطراف شد. داده های لرزه ای سالهای 1854 تا 2002 سه زمین لرزه در طول گسل حرجند به ثبت رسیده که بزرگترین آن حدود بزرگی 9/6 در مقایس ریشتر بوده است. همچنین در بررسی های صحرائی هبستگی این گسل با گودار لکرکوه بارز است. که گسل گوار لکر کوه نیز از گسله های فعال می باشد. با توجه به لرزه تاریخی و داده های لرزه ای و همچنین ارتباط و همبستگی گسل حرجند با گسل گودار لکرکوه این گسل جزء گسل های فعال منطقه می باشد.
با توجه به رابطه طول گسیختگی و بزرگی زلزله که توسط نوذری و مهاجر اشبحی به صورت 4/5+ M=Llogl ارائه شده است گسل حرجند توانائی زلزله با بزرگی 8/6 را دارا می باشد.
2-الف گسل دهزنان (راندگی دهزنان):
راندگی دهزنان با راستای شمالی- جنوبی به صورت منحنی وار در منطقه گسترش یافته است. طول این گسل 25 کیلومتر می باشد.
هیچ زمین لرزه تاریخی و داده لرزه ای در زمان سال های 1854 تا 2002 در ارتباط با این راندگی گزارش نشده ولی شواهد زمین شناسی مبنی بر فعالیت در برداشت های صحرائی مشاهده گردیده است که عبارتند از:
1- سنگ های پرکامبرین تا مزوزئیک روی واحدهای جوانتر ائوسن و کواترنر رانده شده است.
2- در جنوب روستای دهزنان دولومیت شتری در طول راندگی در مجاورت کنگلومرای سبزرنگی (نگاره 1-7) که احتمالا مربوط به پلیوس می باشد قرار گرفته است.

نگاره 1-7
3- در این راندگی باعث فرازگیری سازندهای بهران و شیشتو در فرا دیواره راندگی شده است.
4- گچ شدگی پادگانه های آبرفتی در بخشی از مسیل ناشی از راندگی یاد شده است.
5- در شمال روستای سراشک فرازگیری قابل توجهی این راندگی باعث تغییر 90 درجه ای مسیر رودخانه هروز گردیده است.
با توجه به شواهد صحرائی یاد شده و نبود داده های لرزه ای این گسل را می توان یک گسل واجد پتانسیل فعالیت (Potential reactive fault) دانست. زیرا با توجه به شواهد قابل مشاهده عدم ثبت زلزله بر روی گسل مربوط به کمبود اطلاعات می باشد.
به کارگیری فرمول نوروزی و مهاجر اشجعی زلزله ای با بزرگی 8/6 را با توجه به طول گسیختگی دهزنان برای این گسل متحمل می داند.
3-الف- گسل فشاری کوه سور
این گسل با درازای 12 کیلومتر دارای راستائی شمال باختری- جنوب خاوری است. در اثر عمل این گسل سنگ های کرتاسه پسین بر روی نهشته های کواترنر رانده شده است. (عکس 32-3)
هیچ زمین لرزه تاریخی در ارتباط با این گسل موجود نمی باشد ولی داده های لرزه ای جدید نمایانگر فعالیت گسل و رکوردهائی در طول آن می باشد.
که با توجه به تعریف آژانس حفاظت و محیط زیست ایالات متحده در سال 1981 که گسلی را که حداقل یک حرکت در 000/10 سال گذشته داشته باشند. پیش بینی بزرگی زلزله برای این گسل با توجه به رابطه نوروزی و مهاجر اشجمی 5/6 می باشد.
4-الف- گسل فشار گودار لکرکوه
این گسل با درازای حدود 50 کیلومتر از جنوب راور آغاز شده و تاخاور روستای برج قارون 16 کیلومتری حرجند ادامه یافته است.
چندین زمین لرزه کوچک و بزرگ در طول گسل ثبت شده است. گسل فعال حرجند در ارتباط با گسل گودار لکرکوه می باشد. وجود رکوردی در نزدیکی محل جدایش گسل حرجند از گودار لکرکوه شاید به دلیل گسل های فعال منطقه مورد مطالعه به حساب می آید.
زلزله ای با بزرگی 7 با توجه به رابطه طول گسیختگی و بزرگی زلزله نوروزی مهاچر اشجمی قابل پیش بینی است.
5-الف) گسله فشاری لکر کوه
گسل فشاری لکرکوه درازای حدود 80 کیلومتر را در بر می گیرد. که از این مقدار فقط 12 کیلومتر از پایانه جنوبی آن در محدوده مورد مطالعه قرار دارد. این گسل در باختر گسل نای بند و خاور گسل لکرکوه قرار گرفته است. زمین لرزه تاریخی از این گسل در منطقه مورد به دست نیامد ولی زمین لرزه دستگاهی ثبت شده 7 آوریل 1911 که باعث مرگز 700 تن و ویرانی کامل ژاور و دهستان های مانند مکی و لکرکوه شد به گمان نتیجه شکستگی در طول گسله لکرکوه است. داده های لرزه ای نشانگر فعال بودن این گسل می باشد.
گسل لکرکوه با طول 80 کیلومتر با توجه به رابطه مهاجر اشجعی و نوروزی پتانسیل زلزله ای با قدرت 3/7 ریشتر را دارا می باشد این در حالی است که اگر قرار بود طول گسل را در منطقه مورد مطالعه وارد فرمول کنیم. عدد 9/4 ریشتر به دست می آمد که به هیچ وجه قابل استفاد نمی باشد.
6-الف گسله نای بند:
این گسل طولی در حدود 600 کیلومتر (نبوی 1355) دارد که از این مقدار km65 از بخش جنوبی در منطقه مطالعه قرار می گیرد. در خاور این گسل کویر لوت که زمان گرفته می شد قرار دارد. در حد جنوبی گسل نای بند رسوبات پالایی کواترنر را قطع می کند. و آن را حدود 20 متر بهطور قائم جابجا می کند. در منطقه مورد مطالعه همچنین این گسل باعث رخنمون یافتن سازندهای هجدک و واحدهای کواترنر در مجاورت با کواترنر گردیده است.
این گسل ا زنوع گسل های بسیار عمیق ایران محسوب می گردد. (واره vatet 1970) با توجه به داده های لرزه ای به جز یک کانون در قطعه شمالی و یک کانون در قطعه جنوبی که هر دو کانون خارج از محدوده مورد مطالعه می باشد.
طی سال های 1976 تا 1900 زلزله مهمی در طول گسل نای بند اتفاق نیافتاده است. ولی با توجه به شواهد زمین شناسی فعال بودن این گسل حداقل در بخش های زیادی محرز است. و نبود داده های لرزه ای به دلیل کمبود اطلاعات و قدرت کم رکود داده ها است. با این وجود جای دارد بر روی این گسل بررسی های بیشتری انجام گیرد.
گسل نای بند به دلیل نبود لرزه ای می تواند (Sesmic Gap) باشد. به هر حال با توجه به شواهد صحرائی موجود این گسل در منطقه مورد مطالعه به دلیل نبود رکودهای لرزه ای جزء گسل های واجد پتانسیل فعالیت Potential reactive Fault می باشد.
این گسل با توجه به رابطه مهاجر اشجمی و نوروزی توانائی تولید زلزله ای با بزرگی 8 را دارا می باشد که با توجه به این موضوع که دوره بازگشت زلزله های بزرگ طولانی است شاید نبود یا کم بود داده های لرزه ای بر روی این گسل به دلیل این باشد که هنوز دوره بازگشت فرا نرسیده و به دلیل نبود اطلاعات گذشته و بررسی های کم روی این منطقه و نبود رکودهای تاریخی و باستانی از زمان دوره بازگشت اطلاع نداریم.
– با توجه به بررسی گسل های منطقه از دیدگاه نئوتکنیکی و بررسی حرکات کواترنر گسلها مشخص شد که تقریبا تمامی گسل های فعال قرار می گیرند و معدود گسل هایی که رکورد زلزله ای برای آنها نداریم. مثل دهزنان و نای بندی مطالعات صحرائی و شواهد زمین شناسی حاکی از واجد پتانسیل فعالیت آنها می باشد.
گسله های حرجند، کوه سور، گدار لکرکوه و لکرکوه به عنوان گسل های فعال منطقه معرفی گردیده اند تقریباً تمامی این گسل ها زمین لرزه ثبت شده به وسیله داده های دستگاهی دارند. پیکر (1-7) و رومرکز زمین لرزه های دستگاهی انطباق یافته روی گسله های محدوده مورد مطالعه را نشان می دهد.
– برخی از گسل ها مانند نای بندی رسوبات کواترنر را قطع کرده اند.
– گسله حرجند در ارتباط با گسله فعال گودار لکرکوه است در قسمتی که گسل حرجند از گودار لکرکوه جدا گشته کانون زمین لرزه ای ثبت شده که در پیکره (1-7) دیده می شود.

ب- مخروط افکنه ها:
پارامترهای متعددی برای ارزیابی نوزمین ساخت هر منطقه بر اساس مشخصات مخروط افکنه های موجود آن وجود دارد. اغلب وجود مخروط افکنه و گاهی نبود آنها می تواند حاکی از شدت فعال بودن یک منطقه در طی زمان کواترنر می باشد. در صورت وجود مخروط افکنه ها ویژگی های متعددی مانند گوناگونی ستبرای رسوب ها، فعالیت شیب طولی، میزان پیشرفتگی به داخل کوهستان، موقعیت مجرای اصلی می توانند با مسائل و شرایط نوزمین ساختی ارتباط داشته باشد و در نتیجه از بررسی آنها اطلاعات با ارزشی به دست آورد.
رودخانه ها و سیلاب ها در هنگام خروج از دره های پرشیب و باریک و ورودیه دره ها بزرگتر و بازتر و یا ورود به دشت مقداری از آبرفت خود را به صورت پدیده مخروطی شکلی بر جای می نهند که راس آنها به سمت بالا دست رودخانه بوده و مخروط افکنه نامیده می شود. (Smalland witherich 1990). گسترش مخروط افکنه ها در ایران به علت قرار گرفتن آن در کمربند چین خوردگی آلپ- هیمالیا و نیز خشک و نیمه خشک بودن آب و هوای ایران بسیار زیاد است. مخروط افکنه ها اغلب در پلیوکواترنری ایجاد شده و بیانگر نکات جالبی در مورد روند عمل کرد و تاریخچه تحولات نوزمین ساختی می باشند.
در این بخش سعی شده با توجه به تصاویر هوائی و ماهواره ای و مشاهدات صحرائی مخروط افکنه های محدود از نظر نوزمین ساختی بررسی گردد.
معیارهای مطالعه مخروط افکنه ها در بررسی نوزمین ساختی:
1-ب-نئوتکتونیک و تشکیل مخروط افکنه ها
عوامل تکتونیکی: Harveg (1989) معتقد است که تکتونیسم اغلب عامل اصلی موثر بر موقعیت مخروط افکنه ها و شیوه رسوب گذاری در سطح آنها است. اگرچه عملکرد تکتونیک همیشه برای تشکیل مخروط افکنه ها ضروری نمی باشد. به طوری که گاهی تکتونیک در تشکیل مخروط افکنه های نقشی منفی دارد. بدین صورت که در مناطق با فراز شد Uplift) خیلی سریع به علت افزایش شیب بستر رودخانه مخروط افکنه ها بریده شده و قدرت رودخانه می تواند در حدی باشد که از رسوبگذاری و تشکیل مخروط افکنه ها جلوگیری نماید.
Lecce (1998) اثرات تکتونیک بر مخروط افکنه ها را به شرح زیر برشمرده است:
1- بریدگی مخروط
2- ایجاد مخروط افکنه های دارای نیمرخ قطعه ای
3- ایجاد تغییرات در ضخامت و شکل رسوبات
4- ایجاد تغییرات رسوب شناختی در مخروط
با مطالعه صحرائی تصاویر ماهواره ای و نقشه های زمین شناسی همچنین کارهای پیشین در منطقه خصوصا بررسی نوزمین ساختی مخروط افکنه های ناحیه کرمان که توسط دکتر احمد عباس نژاد انجام گرفته است. محدوده مورد مطالعه بریدگی و مخروط افکنه های قطعه ای دیده می شود که میتواند نشانه تکتونیک فعال در منطقه است.
2-ب ضخامت رسوب های مخروط افکنه
Bull (1972) معتقد است که تغییر ضخامت رسوب های مخروط افکنه ای به یکی از سه صورت زیر است:
1-2-ب- مخروط افکنه نیمرخی گوه ای داشته باشد و بیشینه صخامت آنها در مجاورت جبهه کوهستانی دیده می شود، به طوری که با دور شدن از کوهستان نازک می گردد. این وضعیت در شرایطی دیده می شود که کوهستان قبل از رسوب گذاری و تشکیل مخروط افکنه دچار فراز شد شدید شده باشد در این موارد از فرازشد تکتونیکی زمان کوتاهی سپری شده است.
شکل الف مخروط افکنه گوه ای است و حداکثر ضخامت آن در مجاور جبهه کوهستانی دیده می شود.
منطقه مورد مطالعه مخروط افکنه هایی با نیمرخ گوه ای مشاهده گردیده که نتیجه فراز شد ناحیه و تکتونیک فعال است. در تصویر ماهواره (1-7) نمونه ای از افکنه مخروط افکنه ها را در منطقه نشان داده شده است.
شکل الف

تصویر 1-7: تصویر ماهواره ای مخروط افکنه های منطقه را در ترکیب باند 2 و 4 و 7 نشان می دهد.
2-2-ب نیمرخ مخروط افکنه گوه ای شکل بودن ولی حداکثر ستبرای دور از کوهستان است به طوری که با نزدیک شدن به کوهستان به تدریج نازک تر می شود. (Bull 1972). این نیمرخ ها را حاصل توقف فعالیت تکتونیکی در یک زمان نسبتا طولانی و در نتیجه تشکیل پدیمنت در جبهه کوهستانی می دارند. در بررسی های انجام گرفته در محدوده مورد مطالعه در تصاویر سه بعدی ساخته شده ماهواره ای و عکس هوائی و همچنین مشاهدات صحرائی اینگونه مخروط افکنه ها دیده شده است. شکل ب گوه ای است که حداکثر ضخامت دور از جبهه از کوهستان می باشد.
شکل ب
3-ب-2 چنانچه در چین تشکیل مخروط فراز شد تکتونیکی نیز ادامه داشته باشد رسوب های مخروط افکنه به صورت عدسی شکلی بوده و هم به صورت کوهستان و هم جهت دور شدن از کوهستان نازک می شوند. شکل ج مخروط افکنه عدسی که به طرف دشت و کوهستان نازک می شود. در برخی از مناطق منطقه ای این مخروط افکنه ها مشاهده گردیده است. به طور کلی مخروط افکنه های عدسی شکل و گوه ای شکل بیانگر مناطق فعال می باشند که در هر منطقه هر دوی آنها مشاهده گردیده است.
شکل ج

3-ب- فعال یا غیر فعال بودن مخروط افکنه ها
مخروط افکنه ها را می توان به انواع فعال و غیر فعال تفکیک نمود. انواع غیر فعال مخروط افکنه ها بازمانده (re;ictt) و سنگواره (fossil) نیز نامیده می شود. ولی بهتر است انواع متشکل از رسوب های کواترنر را که در حال حاضر در سطح آنها رسوب گذاری نمی گیرد (غیر فعال) بنامیم. در هر حال بسیاری از مخروط افکنه ها دارای بخش فعال و غیر فعال می باشند شکل 3- الف و 3- ب ولی در گروه غیر فعال قرار نمی گیرد. زیرا در انواع غیر فعال رسوب گذاری در هیچ قسمتی از مخروط انجام نمی‏شود (تصویر ماهواره ای 2-7)
شکل 3-الف شکل 3-ب
در تصویر سه بعدی ساخته شده ماهواره ای منطقه مورد مطالعه نمونه ای از بخش های فعال و غیر فعال یک مخروط افکنه مشاهده می شود. این تصویر از ترکیب باندهای 7 و 4 و 2 به دست آمده است.

تصویر 2-7 مخروط افکنه های منطقه
بر اساس بررسی ها و مطالعات که بر روی مخروط افکنه های غیر فعال موجود در برخی از مناطق کوهستانی استان کرمان صورت گرفته است چنین نتیجه شده که آنها به طور عمده از نوع کوهستانی بوده و در اثر فراز شدن مجموعه کوهستان و مخروط افکنه قرار دارند، حفر پسرونده آبراهه به صورت پسرونده صورت گرفته و تا بریده شدن سرتاسر مخروط و متروکه شدن آن ادامه می یابد. لذا نئوتکنیک عامل مهم و اصلی از کار افتادن مخروط افکنه ها می باشد.
در تصویر ماهواره ای 3-3 مخروط افکنه آبراهه را بسته و آبراهه با کج شدگی مسیر خود را ادامه داده است.

تصویر 3-7 از ترکیب باندهای 2 و 4 و 7
4-ب پیشرفتگی راس مخروط به سمت جبهه کوهستانی
میزان پیشرفتگی راس مخروط به داخل جبهه کوهستانی و تعداد آبراهه هایی که به سطح آن وارد می شود نیز می تواند متاثر از شرایط نوزمین ساختی محل باشد. هرچه مدت طولانی تری از آرام بودن تکتونیکی منطقه سپری شود به علت رسوب گذاری در راس مخروط پیشرفتگی آن به داخل جبهه کوهستانی افزایش می یابد. بدین ترتیب راس آن آبراهه های زیادتری که قبلا به یک آبراهه اصلی وصل می شدند تماس می یابد. پیشرفت مخروط افکنه به سمت کوهستان در عین حال موجب افزایش پیچ و خم (siniusity) جبهه کوهستانی نیز می شود که مقدار آن با میزان فراز شد تکتونیکی منطقه ارتباط معکوس دارد. مقادیر نزدیک به یک پیچ و خم کوهستانی نشانه تکتونیک فعال و فراز شد تکتونیکی منطقه است. همان طور که در بخش مورفوتکتونیک نیز آمده شاخص سینوسیتی برای پیشانی های کوهستانی تقریبا در تمامی محدوده مورد مطالعه نشانه تکتونیک فعال و فراز شد تکتونیکی منطقه است. (نگاره 2-7)

نگاره (2-7) مخروط افکنه های محدوده مورد مطالعه
2-7 مورفوتکتونیک
در این بخش با استفاده از برخی تکنیک ها سریع و با استفاده از شاخص هائی مورفومتریک روی گسل های مهم منطقه مطالعات انجام گرفته است که نتایج آن می تواند تائیدی بر فعال بودن منطقه باشد. در زیر پس از توضیح کوتاهی در مورد تکنیک های به کار گرفته شد نتیجه مطالعات بر روی هر گسل به طور مجزا آورده شده است.
از تکنیک های سریع برای دست یابی تکتونیک فعال منطقه می توان به:
1- تنظیم کانال در ارتباط با تکتونیک فعال منطقه
2- تکتونیک فعال و پیشانیهای کوهستانی اشاره کرد.
تکتونیک فعال و تنظیم کانالها
کانال های آبرفتی نسبت به تغییرات دبی رود و اختصاصات با رسوبی خود بسیار و حساس هستند و بسیاری از تغییرای که در طول زمان در مورفولوژی کانال روی می دهد ممکن است به تغییرات مذکور مرتبط باشد. تغییر شکل کانال رودها می توانند به صورت های متفاوتی دیده شوند. بیشتر اوقات تفکیک اثرات ناشی از تکتونیک فعال از تغییرات و دبی رود و اختصاصات با رسوبی آن در مورفولوژی کانال در زمین کاری بسیار مشکل است. در کل می توان اختصاصات تنظیمی کننده کانال رود را که وابسته به تکتونیک فعال هستند به صورت ذیل معرفی کرد‍:
1- تغییر شکل نیمرخ طولی بستر رود
2- تغییر شکل نیمرخ طرح کانال
3- تغییر در شیب دره وکانال
4- تغییر در پهنا و عمق کانال
5- تغییر دشت سیلابی به تراش های کم ارتفاع
6- گسترش دشت سیلابی فعال
به طور کلی گسلی در تنظیم کانال ها موثر هستند. از شاخص های موجود برای اثر گسل ها بر روی تنظیم کانال ها نسبت پهنای کف دره به عمق دره می باشد. که بر روی گسل های مهم منطقه این شاخص اندازه گیری شده است.
فرمول محاسبه این شاخص می باشد.
که در آن VFW معرف پنهای کف دره:
Esc ارتفاع کف دره
Erd و Eld به ترتیب ارتفاع دیواره چپ و راست دره هستند.

عوامل موثر در تعیین نسبت پهنای کف دره به عمق دره
برای مطالعه VF باید به چند نکته توجه داشت که داده ها در یک فاصله معین از پیشای کوه اندازه گیری شود. که در منطقه مورد مطالعه رعایت شده است.
مقادیر کوچک FV دره های V شکل می توانند نتیجه عملکرد تکتونیک فعال باشند و مقادیر بزرگ Vf دره های U شکل که در اثر فرسایس جانبی از ثبات پیشانی تشکیل می شوند اندازه گیری می گردد. این شاخص برای 6 گسل مهم منطقه اندازه گیری شده است.
2-تکتونیک فعال و پیشانی های کوهستانی
به طور معمول در نواحی کوهستانی محدود شده به وسیله گسل ها با پیشانی یا جبهه هایی مواجه می شویم که بررسی مورفولوژی آنها روش بسیار مناسبی برای ارزیابی تکتونیک فعال به حساب می آید.
برخی از سیماهای مورفولوژی کوهستانی محدود در گسل قادرند حضور یا فقدان تکتونیک فعال قائم را نشان دهند که در این جا از دو شاخص مسطح شدگی پیشانی کوهستانی (facet%) و پیچ و هم پیشانی کوهستانی SMf استفاده شده است.
1- سطح شدگی پیشانی کوهستانی
رابطه اندازه گیری آن عبارت است از = Facet%
که در آن Lf طول سطح در پیشانی کوهستانی و Ls طول خط مستقیم پیشانی کوهستان است. درصدهای بالا نشانگر فعال بودن پیشانی کوهستان است.
مسطح شدگی پیشانی کوهستانی

3-پیچ و خم پیشانی کوهستانی
که در آن Lmf طول پیشانی کوهستانی در اتصال کوهستان- آبرفت و Ls طول خط مستقیم پیشانی کوهستانی است.
شکل پیچ و خم پیشانی کوهستانی
این شاخص بیانگر توازن بین شدت و تمایل رودها برای ایجاد یک پیشانی منظم و فعالیت تکتونیکی قائم جهت ایجاد یک پیشانی مستقیم برای کوه است. بنابراین پیشانی کوه هائی که با بالا آمدگی فعال همراه شد تقریبا مستقیم (SMf 1) اما اگر این میزان بالا آمدگی کاهش یافته یا صفر گردد فراگیر فرسایش شروع به تشکیل پر پیچ و خم می کند که با گذشت زمان نامنظم تر می گردد.
اینک به نتایج به دست آمده برای هر کدام از گسل های مهم منطقه که یک تا سه شاخص برای آنها اندازه گیری شده می پردازیم.
1-گسل دهزنان:
بر روی گسل دهزنان سه شاخص facet% , Smf , Vf اندازه گیری شده است. برای به دست آوردن شاخص Vf شش دره در مناطقه کوه کهن سه جنوب غرب خلیل آباد، شمال غرب خلیل آباد، غرب دوکشان و دهنه تنگل آبگرم مورد بررسی قرار گرفت که نتایج آن در جدول زیر آورده شده است.

گسل دهزنان
Vfw
Esc
Erd
Eld
Vf
V1
250m
2100
2178
2288
1.95
V2
125
2100
2151
2187
1.93
V3
50
2040
2147
2151
0.458
V4
100
1960
2020
2147
0.8
V5
150
2000
2040
2191
1.24
V6
50
1940
2080
2040
0.4

Vf های به دست آمده در تمام دره ها می تواند حاکی از فعالیت قاتم تکتونیک منطقه باشد. شکل دره های V در دره V3 و V2 بسیار تنگ می باشد که دره هائی بسیار جوان هستند.
همچنین برای گسل دهزنان در قسمتی که پیشانی کوهستانی به آبرفت رسیده است شاخص های SMf , focet% به شرح ذیل به دست آمد:
نام گسل
Ls
Lf
Facet%
دهزنان
17000m
15650
92%

نام گسل
Ls
Lmf
Smf
دهزنان
17000m
20500
1.2
با توجه به درصدهای بالای به دست آمده (86%) و همچنین مقدار نزدیک به یک Smf هر دو شاخص می تواند حاکی از فعال بودن پیشانی کوهستانی پاشند که پیش از این از سوی شاخص Vf و همچنین بررسی نئوتکتونیک این گسل واحد پتانسیل فعالیت معرفی گردیده است.
2-گسل نای بند:
بر روی گسل نای بند نیز سه شاخص Vf ، facet و Smf محاسبه شده است که در جداول زیر نتایج مطالعات و بررسی ها برای هر شاخص جداگانه آورده شده است.
گسل دهزنان
Vfw
Esc
Erd
Eld
Vf
V1
200
800
889
838
3.1
V2
200
1000
1051
1051
3.9
V3
150
900
1016
950
1.18
V4
150
700
759
784
2.09
V5
150
800
874
890
1.8
V6
150
700
896
912
0.73

دره های V1 و V2 از شمال گسل نای بند در محدوده تا جنوبی ترین بخش آن که در ناحیه قرار دارد یعنی V6 برداشت شده است همان طور که از Vf های به دست آمده پیداست این گسل می تواند در کل فعال باشد ولی بخش جنوبی آن از فعالیت بالاتری برخوردار و دارای دره های جوان V شکلی می باشد این مسئله دقیقاً با کانون زمین لرزه های منطبق با بخش جنوبی گسل نای بند همخوانی دارد.
نام گسل
Lf
Ls
Facet%
گسل نای بند
50500
55500
90.9

نام گسل
Lf
Ls
Facet%
گسل نای بند
72500m
55500m
1.3

در گسل نای بند نیز درصد بالای مسطح شدگی و پیشانی کوهستانی و همچنین عدد به دست آمده برای SMf که نزدیک به یک می باشد. می توان نشانگر فعال بودن این ناحیه باشد.
3-گسل کوه سور:
شاخص های اندازه گیری شده برای این منطقه نیز حاکی از فعالیت نسبتا بالائی تکتونیک می باشد. در جداول سه گانه زیر شاخص های اندازه گیری شده آورده شده اند.
گسل دهزنان
Vfw
Esc
Erd
Eld
Vf
V1
100
2280
2355
2337
1.51
V2
200
1340
1500
1480
2.33
V3
100
1460
1520
1500
2.00
V4
200
1420
1580
1500
1.66
دره های برداشته شده در کل طول گسل اندازه گیری شده است و می تواند حاکی از فعالیت قائم تقریباً یکسان در طول آن را نشان دهد.
نام گسل
Lf
Ls
Facet%
کوه سور
11000
9000
%81

نام کسل
Lf
Ls
Facet%
کوه سور
11000
14000
1.27

شاخص های SMf , facet% نیز می تواند گویای تکتونیک فعال این منطقه می باشد.
4-گسل لکرکوه
شاخص های اندازه گیری شده در پیشانی این گسل و دره های موجود در فاصله معین از این گسل به شرح زیر است:
گسل دهزنان
Vfw
Esc
Erd
Eld
Vf
V1
150
1080
1140
1124
2.88
V2
100
1100
1114
1140
3.70
V3
250
1040
1080
1114
4.38

شاخص Vf محاسبه شده در این منطقه نیز می تواند نشانگر تکتونیک فعال قائم باشد دره V1 بسیار نزدیک به منطقه ای است که در انتهای جنوبی گسل دارای رکورد لرزه ای است.
نام گسل
Lf
Ls
Facet%
لکرکوه
12000
9000
%75

نام کسل
Lf
Ls
Facet%
لکرکوه
12000
18000
1.5

5-گسل حرجند:
برای گسل حرجند فقط شاخص Vf محاسبه شده است و این به دلیل این است که پیشانی کوهستانی در منطقه بسیار کمی به آبرفت می رسد. دره های مورد مطالعه به ترتیب در مناطق کوه سیاه خونه، شمال شرقی لک خونی، سیاه کوه کورک و جنوب زردو برداشت شده است که همه تقریبا در یک فاصله مساوی از گسل حرجند واقع شده اند.
گسل دهزنان
Vfw
Esc
Erd
Eld
Vf
V1
200
2200
2346
2340
1.39
V2
250
2200
2397
2325
1.55
V3
250
2240
2380
2397
1.68
V4
150
2280
2411
2365
1.38

Vf های به دست آمده می تواند نشانگر فعالیت تکتونیکی منطقه و یکسانی آن در محدوده مورد مطالعه در کل طول این گسل باشد.
6-گسل گودار لکرکوه:
برای این گسل نیز فقط شاخص Vf و محاسبه گردیده است که به شرح زیر می باشد.

Vfw
Esc
Erd
Eld
Vf
V1
200
1920
1994
1970
3.22
V2
100
1900
1884
1960
2.49
V3
150
1920
1995
1980
2.22

Vf های به دست آمده در این منطقه نیز می تواند حاکی از تکتونیک قائم فعال منطقه باشد.
با توجه به بررسی های مورفوتکتونیکی و اندازه گیری شاخص های مورفومتریک بر روی گسلهای عمده منطقه می توان نتایج زیر را بیان کرد.
– بررسی شاخص Vf و اعداد به دست آمده می تواند گویای تکتونیک فعال قائم باشد. با توجه به شاخص های به دست آمده غرب محدوده مورد مطالعه در اطراف گسل دهزنان تکتونیک قائم فعالتر است. پس ا زاین بخش گسل نای بند از تکتونیک قائم فعال بالاتری نسبت به بقیه محدوده مورد مطالعه دارد.
– در شمال منطقه که تحت حرکات گسل لکرکوه می باشد از تکتونیک فعال قائم کمتری نسبت به بقیه محدوده مورد مطالعه دیده می شود.
– شاخص های مسطح شدگی پیشانی کوهستانی و پیچ و خم پیشانی کوهستانی اندازه گیری شده برروی گسل های منطقه می توان گویای تکتونیک فعال منطقه باشد این شاخص ها نیز تکتونیک فعالتری را برای گسل دهزنان نسبت به بقیه محدوده نشان می دهد.
گسل های نای بند کوه سور نیز با توجه به شاخص های اندازه گیری شده فعال هستند ولی کمترین میزان نسبته به کل محدوده برای گسل لکرکوه می باشد که تکتونیک قائم کمتری نیز (Vf) نشان می دهد.
– شاخص های اندازه گیری شد می توان نشانی از برپائی محدوده مورد مطالعه باشد که میزان این پرپائی در شمال شرقی محدوده بیش از سایر نقاط است.
1 – Herjond
2 – Heruz- Bala
3 – STOKLIN
4 – STOKLIN
5 – PALEOZOIC
6 – MEZOZOIC
7 – CENOZOIC
8 – Variskian
9 – Archean
10 – Median Mess
11 – Late Kimedrian
12- Tethys
13 – Gondwana
14 – Eurasia
15 – Median mass
16 – Plate Tectonic
17 – Mcethinny
18 – Soffel
19 – Senonian
20 – Refting
21 – Desu series
22 – Feeders
23 – Soltanieh
24 – BARUT
25 – LAUN & ZAIGUN
26 – Pillow
27 – PADEHA
28 – SIBZAR
29 – Bahram & Shishtu
30 – Eatly upper Devornin
31 – Jamal
32 – Sorkh Shaleh
33 – Pleo karst
34 – Epirogenic
35 – continental shelf
36 – Rhaetian- Norian
37 – bathonian
38 – Ny band
39 – BADAMU
40 -Blemnit
41 – HOJEDK
42 – Sortong
43 – Packing
44 – Parvarde limestone
45 – BAGHAMSHAH
46 – Epicantinentel
47 – Continental deposits
48 – Blocks
49 – Horst
50 – Graben
51 – Tilting
52 – Miceo fold
53 – HORJAND FAULT
54 – TRANSFER
55 – DEH ZANAN
56 -DEHU FAULT
57 – KUH- E – Sur (GHAFAR)
58 – GODAR-E-LAKARKUH
59 – LAKAR KUH
60 – NAYBAND
61 – WEST NAYBAND FUIT ZONE
62 – Tight
—————

————————————————————

—————

————————————————————

126

1