معرفی جاذبه های ژئوتوریسم و معدنی ناحیه طبس , بخش اول :جایگاه ناحیه طبس در زمین شناسی ایران
بخش اول
در این بخش به شرح برخی از پدیده ها و خصوصیات ویژه زمین شناسی ناحیه مورد مطالعه درقالبشاخه های مختلف علوم زمین می پردازیم . سعی شده تا توضیحات مختصری در مورد نحوه پیدایش پدیدهها و یا عوامل موثر در تشکیل آنها نیز ارائه گردد ولی توضیحات تخصصی تر از حوصله این پژوهش خارج بوده و در کتابهای تخصصی زمین شناسی و جغرافیا قابل دسترسی می باشد. همچنین با تهیه عکسها و نیز اشاره به موقعیت پدیده های یادشده امکان بررسی و بازدید توسط علاقمندان فراهم گردیده است. درابتدا نیز اطلاعاتی در مورد جایگاه ناحیه در زمین شناسی ایران به همراه تاریخچه تکامل زمین شناسی و ساختاری منطقه که شامل بلوکها و بخشهای متفاوت و مختلفی از نظر خصوصیات زمین شناسی،
سنگ شناسی، حوادث تکتونیکی ، جغرافیای دیرینه و محیطهای رسوبگذاری بوده و در طی زمانهای زمین شناسی در کنار هم بصورت بخشی از پوسته ایران زمین در آمده اند ارائه گردیده است.
2-1- جایگاه ناحیه طبس در زمین شناسی ایران و خصوصیات و تاریخچه تکامل زمین شناسی و اختاری منطقه
ناحیه مورد بررسی در این پژوهش بخشی از سرزمین پهناور ایران مرکزی(Central Iran zone) با تاریخچه بسیار پیچیده و پرتکاپوی زمین شناسی و ساختاری است. این پهنه از نظر زمین شناختی پیچیده ترین و آشفته ترین واحد زمین شناختی ایران بشمار می رود. در واقع می توان این پهنه را مجموعه ای از سرزمینهای مظنون یا مشکوک (suspect terrain) مختلف دانست که در طول زمانهای زمین شناسی طولانی و در جریان فعالیتها و حرکات ژئوتکتونیکی متنوع به یکدیگر متصل شده و سرزمین واحدی را بوجود آورده اند. هرکدام از این سرزمین ها توسط روندهای مختلف ساختاری، تاریخچه متفاوت رسوبگذاری و محیط های مختلف رسوبی و شرایط جغرافیایی دیرینه متفاوت ، تاریخچه فعالیتهای ماگماتیکی متفاوت و یا الگوی متفاوت دگرشکلی از سایرین متمایز شده و حدود و مرز آنها بوسیله نوارهای افیولیتی ، گسلهای بزرگ و پی سنگی و یا رشته کوههای گسلیده و چین خورده که زمانی دریاهای حدفاصل این سرزمین ها را تشکیل می دادند مشخص می شود. عملکرد فازهای دگرشکلی و کوهزایی مختلف همراه با فرآیندهای جانبی آن نظیر تشکیل گسلهای بزرگ ، فعالیتهای آتشفشانی و پلوتونیکی ، فرسایش و رسوبگذاری ، تشکیل حوضه های رسوبی جدید و تشکیل سلسله جبال در ادامه بسته شدن حوضه های رسوبگذاری قدیمی تر و تداوم این فعالیتها حتی پس از تجمع و اتصال (Amalgamation) سرزمین های یادشده به یکدیگر بر پیچیدگی شرایط زمین شناسی آنها افزوده و سبب شده تا پهنه ای بشدت در هم ریخته ، آشفته و دگرشکل شده همراه با شواهدی از انواع محیطهای زمین ساختی در آن یافت شود. هرکدام از این سرزمینهای مختلف که با مرزهای یادشده درکنار هم ایران مرکزی را بوجود آورده اند را می توان یک بلوک (Block) نامید.
پهنه ایران مرکزی از سمت خاور به زون فلیش شرق ایران ، از شمال به کوهزاد البرز و زمین درز پالئوتتیس و از سمت باختر به مرز بین زون ماگماتیکی ارومیه دختر و پهنه دگرگون سنندج سیرجان که محل زمیندرز نئوتتیس (بنا به اعتقاد بسیاری از اندیشمندان زمین شناسی ایران) است محدود می شود. زون ماگماتیکی ارومیه دختر که بصورت نوار نسبتاً باریکی با راستای NW-SE متشکل از رخنمون سنگهای ولکانیک و پلوتونیک متنوع میباشد از نظر زایشی در اثر فرورانش پوسته اقیانوس نئوتتیس بزیر لبه حاشیه فعال (Active margine) ایران مرکزی در طی کوهزایی زاگرس که منجر به بسته شدن اقیانوس یاد شده گردید در یک سیستم کردیلرایی (کوهزایی آندی) تشکیل شده است. این مرز توسط پهنه ای از نواحی فروافتاده شامل دریاچه ارومیه ، گودال توزلوگل یا کویر اراک، فروافتادگی گاوخونی – سیرجان مشخص
می شود که تاگودال جازموریان و بلوچستان ایران ادامه دارد. این پهنه وسیع مثلث شکل توسط شنگور(1991) بنام ایران میانی (Interior Iran) نیز نامیده شده و به دو ایالت زمین ساختی عمده تقسیم گردیده است. اولی ایالت زمین ساختی شمال باختری ایران که شامل نواحی جنوبی شکاف اصلی پالئوتتیس و شمال گسل درونه بوده و تا نخجوان و ارمنستان ادامه می یابد.
دومین ایالت زمین ساختی شامل خرده قاره ایران مرکزی(تکین1972) است که کمربندهای افیولیتی سیستان، نائین، بافت، مکران و گسل درونه و افیولیتهای سبزوار آنرا محدود می سازند. خرده قاره ایران مرکزی باگسلهای طویل شمالی- جنوبی که معمولاً دارای تحدبی بسمت باختر بوده و از نوع امتداد لغز راستگرد هستند به سه بلوک کوچکتر تقسیم می شود. بلوک خاوری که همان بلوک لوت می باشد از اواخر پرکامبرین از پایدارترین بلوکها بوده و تنها توده میانی واقعی(Median mass) که در نظریه قدیمی تکامل زمین ساختی ایران مطرح شده بود را در ایران تشکیل داده و توسط گسل بزرگ نای بند و رشته کوه شتری از بلوک طبس(درباختر) جدا می شود(اشتوکلین1965). بلوک طبس نیز بوسیله گسل خمیده کوه کلشانه (بخشهای شمالی گسل کلمرد) و گسل کوهبنان از بلوکهای بزرگتر پشت بادام و یزد جدا می شود. بلوکهای طبس و یزد مجموعاً با توجه به حالت دوکی شکل و گوه مانند خود بنام گوه طبس (Tabas wedge) توسط هاریسون1968 نامیده شده است . گسلهای بزرگ شمالی-جنوبی یادشده از آغاز تکامل ساختاری ایران مرکزی در آن شکل گرفته و تقسیم کننده رخساره های پایا و حوضه های رسوبی مختلف از زمان اینفراکامبرین هستند( اشتوکلین1968- بربریان و کینگ1987). خرده قاره ایران مرکزی در طول دوران پالئوزوئیک تا ژوراسیک پسین -کرتاسه پیشین از نظر فعالیتهای زمین ساختی بصورت پلتفرمی فعال بوده است(داوود زاده1987). عملکرد گسلهای یادشده در طول پالئوزوئیک و مزوزوئیک موجب شده تا حوضه های رسوبی متعدد و بعضاً با فرونشست سریع که عمدتاً توسط تکتونیک کنترل می شده در این پوشش پلاتفرمی ایجاد گردد.
اغلب این حوضه ها اکنون توسط رشته کوههایی با روندهای مختلف و شامل ضخامت نسبتاً زیاد رسوبات نسبت به نواحی اطراف مشخص می شود. در ادامه خصوصیات زمین شناسی بلوکهایی که ناحیه طبس را تشکیل داده و یا به عبارت دیگر بخشی از سرزمینهای شهرستان طبس بر روی این پهنه قرار گرفته را به اختصار می آوریم:
2-1-1- بلوک لوت
این بلوک مستطیلی شکل با طول حدود 900 کیلومتر و عرض حدود 300 کیلومتر با روند N-S در شرق ایران واقع شده و از سمت شرق به گسل نهبندان و ارتفاعات شرقی آن و از سمت غرب به گسل نای بند محدود می شود . حد شمال آنرا گسل درونه و حد جنوبی آن را نوار ماگماتیکی بزمان -تفتان تشکیل
می دهد که در واقع ادامه کمربند ماگماتیکی ارومیه دختر بوده و در سیستم فرورانش مکران، بر روی لبه جنوبی بلوک لوت تشکیل شده است. در این بخش سرزمینهای پست بلوک لوت به عنوان حوضه پشت کمان (Back arc basin) این سیستم فرورانش عمل می نماید. رخنمون عمده در این بلوک سنگهای متنوع آتشفشانی ضخیم است که از ترشیری تا عهد حاضر در آن تشکیل شده است. در بخشهای جنوبی این بلوک بزرگترین تپه های ماسه بادی جهان و کلوتهای (باردانگ) معروف لوت با طول بیش از یکصد کیلومتر در اثر عملکرد فرسایش بادی ایجاد شده است. بسیاری از نواحی این پهنه هنوز هم بصورت ناشناخته باقیمانده و در مجموع بصورت یک ناحیه بکر و دست نخورده با جاذبه های طبیعی بسیار نادر برای گردشگرهای داخلی و خارجی قابل مطالعه و سرمایه گذاری است. آثار گسلش سطحی در آبرفتهای کواترنر در گوشه و کنار این بلوک همراه با وجود چندین کراتر آتشفشانی کواترنر دلیل محکم برتداوم فعالیت و پویایی بلوک لوت دارد که با نظرات قدیمی در خصوص پایداری این بلوک و مغایرت دارد.شرایط آب و هوایی و مورفولوژی نسبتاً پست و هموار تا تپه ماهوری این منطقه را به یکی از خشک ترین کویرهای جهان تبدیل کرده است. بخشهای جنوب شرق شهرستان طبس نظیر دیهوک و تعدادی از روستاها و آبادیهای شمالی و جنوبی آن در حاشیه غربی بلوک لوت و یا در مجاورت مرز آن با بلوکهای غربی که همان گسل نای بند
می باشد قرار گرفته اند . چشمه های آبگرم تراورتن ساز متعدد همراه با آثار کانی سازی فراوان سیلیس(نظیر آگات و ژئود) در راستای این مرز دیده می شود.
2-1-2- بلوک طبس
از نظر ساختار پی سنگی بنا به نظر برخی از محققین زمین شناسی این بلوک همانند بلوک لوت می باشد. این بلوک دوکی شکل از سمت شرق به گسل نای بند و در ادامه بخش شمالی آن به رشته کوه شتری که بر روی شاخه های فرعی این گسل بزرگ تشکیل شده و از سمت غرب به گسل های کلمرد- کوهبنان که با تحدب بسمت غرب گوه یادشده را تشکیل داده اند محدود می گردد. پهه ساختاری بلوک طبس یک پهنه کنترل شده توسط گسلهای پی سنگی حاشیه ها و تعدادی گسل عمیق پی سنگی است که بخشهای داخلی تر آن را بریده و در پالئوزوئیک و مزوزوئیک توالیهای چینه شناسی متفاوتی را نسبت به نواحی اطراف در آن ایجاد کرده اند. در پایان مزوزوئیک و یا اویل ترشیری عملکرد تنشهای تکتونیکی همگرا با روند کم و بیش شرقی – غربی سبب چین خوردگی و گسلش و تشکیل کوهها و برپایی و فرازگیری کل منطقه و خروج آن از آب شده است. تجدید فعالیت تنشهای تکتونیکی موثر با تغییر راستا به NE-SW بر کل ناحیه اعمال شده و ساختارهای جدید را بر زمین شناسی کهن تر منطقه تحمیل (فرانهاد) نموده و سیماهای مورفوتکتونیکی کنونی را بنیان نهاده اند. با عنایت به شرایط خاص زمین شناسی و زمین ساختی حاکم بر این بلوک روند تکامل زمین شناسی و ساختاری آن در پالئوزوئیک با نواحی مجاور مطابقت و هم آهنگی ندارد از جمله می توان به عدم وجود آثار آشکار هیاتوس ایفیلین(اولین اشکوب دونین میانی) اشاره کرد که در این زمان رخساره ای شامل قطعات آواری و تبخیری (سازندهای پادها و سیبزار) تنها نشان دهنده پسروی دریا در این بلوک می باشد. همچنین سنگهای مربوط به کربونیفر بالایی که در دیگر مناطق ایران مرکزی وجود ندارد از این ناحیه گزارش شده و شامل رسوبات شیل و ماسه سنگی همراه با بین لایه هایی از کربناتهای نواحی عمیق(سازند سردر) میباشد.وجود فعالیتهای آتشفشانی مافیک و حدواسط هر چند با گسترش محدود در پالئوزوئیک و نیز وقوع کانی سازی سرب و روی و مس در سنگهای پرمین ، تریاس و ژوراسیک منطقه(معادن متروک مس گزو و سرب و روی چاه سرب و ازبکوه) این ناحیه را قابل مقایسه با البرز نموده است. وقوع فرونشست شدید کل بلوک طبس در پالئوزوئیک و مزوزوئیک تا کرتاسه از دیگر ویژگی های این ناحیه می باشد بطوری که حدود 7 هزار متر رسوبات پالئوزوئیک بدون ناپیوستگی قابل ملاحظه (در منطقه کوه های درنجال شمال طبس) و حدود 10 هزار متر روسبات مزوزوئیک (حوضه رسوبی شتری) در آن ته نشین شده اند. در گذشته گمان بر این بود که این فرونشینی محدود به نواحی خاص از بلوک طبس نظیر کوههای شتری و شیرگشت (دربخشهای شمال غربی بلوک لوت) است که با نام گرابن شیرگشت در مقابل هورست کلمرد معرفی شده بود. از دیدگاه زمین ساختی بلوک طبس نیز سرزمین یکپارچه و یکنواخت نبوده و با توجه به ناهمسازیهای ساختاری – رسوبی می تواند به چهار زیرپهنه مختلف شامل: رشته کوه چین خورده – گسلیده شتری، دشت فروافتاده طبس، پهنه پروده – نای بند و پهنه راور -مزینو تقسیم شود: {12}
2-1-2-1- رشته کوه چین خورده – گسلیده شتری
این رشته کوه بصورت نوار کم و بیش باریکی با پهنای میانگین حدود 30 کیلومتر و طول حدود 150 کیلومتر دارای روند NNW-SSE در پهلوی غربی بلوک لوت و بخش شمال شرقی بلوک طبس (درحد فاصل این دو بلوک مقام) قرار گرفته که در بخشهای شمالی (مجاورت کوههای ازبکوه) انحنا و تمایل بسوی شمال شرق نشان می دهد.حداکثر ارتفاع آن از سطح دریا 2838 متر (درقله کوه شتری) و از سطح دشت طبس در پایین ترین نقطه بیش از 2500 متر و از شهر طبس حدود 2200 متر می باشد. از نظر مورفولوژی این رشته کوه شامل چندین رشته موازی (عمدتاً شامل کربناتهای دوران دوم) است که با
دشت های کم وسعت و کشیده از یکدیگر جدا می شوند. کهن ترین واحد سنگی رخنمون یافته در این رشته کوه در بخشهای جنوبی آن و سنگ آهکهای پرفسیل سازند بهرام به سن دونین میانی تا بالایی می باشد. اغلب چکاد های این رشته کوه که به علت فرسایش خاص نواحی گرم و خشک حالت خشن و پرتگاهی به خود گرفته اند شامل واحدهای کربناته ژوراسیک میانی و فوقانی (سنگ آهک های اسفتندیار و قلعه دختر) و نیز کربناتهای پرمین (سنگ آهکها و دولومیتهای سازند جمال) و تریاس میانی(دولومیتهای شتری) می باشند. واحدهای شیل و مارنی یا بین لایه های آهک و ماسه سنگ بخشهای فروافتاده و دشتهای میانکوهی را بوجود آورده و سبب توسعه سیستم زهکشی به موازات رشته کوه گردیده که این رودخانه ها در نواحی عبور از ستیغهای مرتفع یاد شده دره های کانیونی عمیق و باریک (نظیر تنگ عباسی در مسیر کال سردر) را بوجود آورده اند. رخنمونهای محدودی از سنگهای آتشفشانی ترشیری در دامنه غربی رشته کوه و بخشهای مرکزی آن دیده می شود که نسبت به فراوانی این قبیل سنگها در دامنه شرقی ناچیز است. در بیان سیر تکامل و فرگشت ساختاری حوضه رسوبی شتری می توان گفت که همزمان با شکسته شدن پی سنگ دگرگونی و کریستالیزه پرکامبرین که در بیشتر نواحی ایران مرکزی رخ داده حوضه رسوبگذاری شتری نیز بصورت گودال دراز و کم پهنایی (ریفت-کافت) در راستای گسل بزرگ نای بند (دربخشهای شمال آن که در زمان یادشده بنظر می رسد مرز بلوک لوت و طبس را تشکیل می داده) شکل گرفته و بیش از 7000 متر رسوبات ساحلی تا دریایی کم عمق(پلاتفرمی تا سکوی قاره) در طول پالئوزوئیک در این حوضه برجای گذاشته شده است. این ردیف بستر یکی از ضخیم ترین ستونهای رسوبی پالئوزوئیک در ایران است در حالی که در نواحی غربی این حوضه تنها 950 متر از رسوبات متعلق به همین زمان برجای گذاشته شده است (بربریان1979). ته نشینی این ستون ستبر از رسوبات محیط قاره ای و کم عمق(حوضه های درون
قاره ای) بصورت یک نوار کم و بیش باریک و طویل باید تحت کنترل عوامل تکتونیکی بوده که در قالب گسلهای نرمال قاشقی(Listric) بصورت یک فرونشینی زمین ساختی (Tectonic subsidence) اعمال شده است. گسلهای لیستریک یادشده که در واقع شاخه ها و انشعاباتی از گسل نای بند بوده و در پی سنگ گسترش یافته بودند می توانستند بصورت یک ساختمان گلوار منفی(گل ساخت منفی- Negative Flower structure ) یا یک ساخت لاله گون(Tulip structure) در یک حوضه جدایش کششی(Pull apart) درارتباط با خم انبساطی(Releasing bend) گسل نای بند توسعه یافته و فرونشست حوضه شتری را کنترل نمایند. با توجه به روند عمومی رشته کوه شتری و انحنای ملایم آن بطرف شمال غرب در مقایسه با روند غالب شمال – جنوب گسل نای بند حرکت رو به شمال بلوک لوت (البته با توجه به مختصات جغرافیایی کنونی) که شاید در ارتباط با برخورد گندوانا و اوراسیا(برخورد ایران مرکزی و توران) و بسته شدن پالئوتتیس در شمال ایران مرکزی پس از همگرایی دو ورقه مذکور بوده است می توانسته خم انبساطی(رهایی) مذکور را در محل یادشده ایجاد نموده و حوضه رسوبی شتری را در طول پالئوزوئیک تشکیل دهد{17}. بنابراین حوضه رسوبی شتری در طول پالئوزوئیک دچار کافتش (Rirting) و نازک شدگی پوسته همراه با فرونشینی مداوم بوده است. این حالت تا تریاس میانی ادامه یافته و بعد از آن ناحیه در طول همان گسلهای نرمال قاشقی پی سنگی که در این زمان در اثر تغییر در جهت و ماهیت تنشهای تکتونیکی بصورت معکوس فعالیت داشته اند(Inversion Tectonics) بر پایی نموده و یک توپوگرافی بلند شکل گرفت که بنام برآمدگی شتری (Shotori Swell) از سوی اشتوکلین(1965) نامیده شده است. این حرکات زمین ساختی را بنام فازکوهزایی سیمرین پیشین می شناسیم. شروع و ادامه فرونشینی مجدد حوضه در تریاس پسین سبب شد تا در مجموع حدود 5000 متر رسوبات مزوزوئیک در این حوضه نهشته گردد. بطور کلی در طی این دو فاز تکتونیکی حدود 12000 متر رسوبگذاری در این حوضه انجام شده است. در ترشیری پسین (بربریان1979) ایجاد و ادامه یک سامانه تنش با روند شمال شرق-جنوب غرب بین بلوک لوت و بلوک طبس سبب وقوع حرکت راستگرد در گسل نای بند و درنتیجه تبدیل خم انبساطی یادشده که در آن حوضه شتری تشکیل شده بود به خم فشارشی(خم انقباضی-Restraining Bend) و فعالیت مجدد گسلهای نرمال لیستریک قدیمی بصورت معکوس و راندگیهای فعال و برپایی و خروج حوضه از آب شده است. این حرکات سبب شده تا رسوبات توسط مجموعه ای از گسلهای راندگی و معکوس و چینهای نامتقارن و مرتبط با آنها (Fault Related fold) بر روی بلوک لوت در شرق و بلوک طبس در غرب رانده و حمل شود. برپایی و خروج حوضه از آب موجب شروع فعالیت شدید فرایندهای فرسایش گردیده و در طی آن پایگاهی مناسب جهت نهشته های مارنی و کنگلومرایی نئوژن در دامنه این رشته کوه در یک محیط قاره ای یا حدواسط فراهم آورده است. انحنای فشارشی مذکور در سیستم تنش امتداد لغز فشارشی(Transpersion) ساختار گلوار مثبت(گل ساخت مثبتPositive Flower structure ) یا ساخت نخلی (Palm tree structure) را در محل رشته کوه شتری بوجود آورده بطوری که در بخشهای مرکزی رشته کوه شتری گسلهای پرشیب با حرکت امتداد لغز راستگرد غالب و در دامنه های شرقی و بویژه غربی راندگیهای کم شیب تر با حرکت راندگی و معکوس غالب و مولفه امتدادی راستگرد را بوجود آورده و حتی یال غربی تاقدیسهای مرتبط با راندگی مذکور از رسوبات جوان نئوژن را بریده و در مقابل آبرفتهای کواترنری(نظیر گسل زلزله سال 1357در دشت طبس) قرار داده است. یادآوری می گردد که در گذشته رشته کوه شتری را بصورت یک فرابوم یا فرازمین(Horst) و بنام هورست شتری در مقابل سرزمینهای فروافتاده غربی خود و با نام گرابن طبس می دانستند . با توضیحات مطرح شده که با شواهد ساختاری و صحرایی و مورفوتکتونیکی متعدد همراه با مطالعات زمین لرزه های اخیر و زلزله سال 57 تایید می گردد اصطلاحات یادشده ناصحیح بنظر می رسد چرا که این عبارت در یک مکانیسم نرمال و تنشهای کششی مفهوم می یابد در حالی که سیستم تنش و حرکات تکتونیکی فعال در رشته کوه شتری از نوع انقباضی و فشارشی است. سامانه تنش مذکور طی مراحل کوهزایی پلیو – پلیستوسن نیز همچنان فعال بوده و منشا کلیه تغییرات ساختاری و دگرشکلیها و سیماهای مورفوتکتونیکی و فعالیتهای لرزه خیزی در این ناحیه می باشد. آثار فراوان از راندگیها و تاقدیسهای مرتبط با گسلهای راندگی و معکوس که سوی حرکت زمین ساختی و حمل و نقل تکتونیکی (Tectonic transportation) را در دامنه های غربی و دشت طبس بسوی غرب تا جنوب غرب را نشان می دهند قابل مشاهده و مطالعه می باشد. {17}
2-1-2-2- کفه فروافتاده طبس
این پهنه کم و بیش منطبق بر همان دشت مثلثی شکل طبس می باشد که در بخش عمده ای با رسوبات آبرفتی و پلایایی عهده حاضر پوشیده شده و پیچیدگیهای زمین شناسی آنرا از دیده ها مخفی کرده است. ضخامت رسوبات آبرفتی پوشاننده دشت در برخی حفاریها به حدود 600 متر هم می رسد که نشان دهنده فرسایش شدید ارتفاعات و حمل رسوبات به چاله طبس می باشد. این کفه فروافتاده در بخش شرقی به دامنه های ارتفاعات شتری و تپه ماهورهای رسوبات نئوژن که توسط گسل زلزله سال 57 طبس در حال برپایی است و از سمت غرب به خطواره پروده (گسل احتمالی پای رشته کوههای کلمرد و مزینو که کوه های یادشده را در مقابل دشت طبس قرار داده ) و از سمت جنوب به راندگی بزرگ چشمه (گسل راندگی چشمه رستم با حدود 700 متر جابجایی قائم که رسوبات زغالدار منطقه پروده را در مقابل آبرفتهای دشت طبس بالا آورده) محدود شده است. در بخش شمالی این فروافتادگی نیز ردیفهای ضخیمی از نهشته های نسبتاً پیوسته پرکامبرین پالئوزوئیک (تا دونین) بصورت تپه ماهوری تا ارتفاعات پراکنده بنام کوههای درنجال رخنمون یافته است. بنظر می رسد فعالیتهای زمین ساختی زیادی بر رخنمون های این کفه بویژه بعد از پالئوزوئیک اثر نگذاشته باشد چرا که نهشته های ژوراسیک بالایی در نواحی جنوبی آن(حاشیه جاده طبس به معادن زغالسنگ پروده) تقریباً به حالت افقی تا ناودیسهای معلق بسیار ملایم دیده می شود. کفه فروافتاده طبس یک فروافتادگی انقباضی بوده و در واقع فروافتادگی آن زمین ساختی و ناشی از برپایی نواحی مجاور (رشته کوه شتری ، کلمرد، منطقه بلوک پروده) بصورت مکانیسم های راندگی و چین خوردگی مرتبط با آن و فروافتادگی کفه یادشده می باشد. لذا مناسب تر خواهد بود بجای گرابن طبس آنرا فروافتادگی انقباضی یا فشارشی طبس(Tabas contractional depression) بنامیم. بخش مرکزی و جنوبی آن محل تشکیل دریاچه فعلی آب شور طبس به نام روح مرغوم (پلایای طبس) بوده و اشکال و پدیده های زیبای فرسایشی به سبب عملکرد فرسایش بادی و مقابله درختان و بوته های طبیعی یا جنگلهای مصنوعی به صورت نبکاها و یا اشکالی از پلی گونهای نمک در این کفه دیده می شود.
2-1-2-3- پهنه پروده – نای بند
این پهنه در جنوب کفه فروافتاده طبس(فروافتادگی فشارشی طبس) واقع شده و توسط گسل راندگی رستم(گسل چشمه رستم) از آن جدا می شود.زیر راندگی کفه فروافتاده طبس به زیر بلوک پروده و در مقابل بالا راندگی و برپایی بلوک پروده در مقابل کفه یادشده همچنان فعال بوده و سبب شده تا پست ترین نقاط دشت طبس در حاشیه بخشهای جنوبی آن در مجاورت منطقه پروده قرار گیرد. در سمت مشرق نیز پهنه پروده – نای بند توسط گسل نای بند از رخنمونهای آتشفشانی بلوک لوت جدا شده و در بخشهای جنوبی با انحنای گسل کوهبنان به سمت شرق و در نتیجه همگرایی با گسل نای بند بسته می شود. مرز غربی این پهنه نیز در بخشهای شمالی (ناحیه پروده) منطبق به پرتگاهی با اختلاف ارتفاع حدود 500 متر (بنام کمر قاسمی) می باشد که با روند شمالی – جنوبی در ادامه مرز کوه و دشت در حاشیه غربی کفه فروافتاده طبس(خطواره پروده) بوده و از آنجا که علائم آشکاری از وجود گسل در این ناحیه مشاهده نشده بنام گسل مخفی (Hidden Fault) یا گسل دربند نامیده شده است.
در بخش های جنوبی تر و منطقه نای بند و چهل پایه از بلندای پرتگاه یادشده کاسته شده ولی بصورت یک مرز و خطواره ساختاری جلوه می نماید. این مرز در نقشه های مغناطیس هوایی بصورت یک خطواره پنهان و پوشیده و بصورت یک ساختار ناودیس مانند نشان داده شده که البته هیچ شاهدی در مطالعات صحرایی این ناودیس را تایید نمی کند. گسلهای متعدد پی سنگی با امتداد شرقی – غربی که بصورت افشانهایی (Splay) در پایانه بخش مرکزی گسل امتداد لغز بزرگ نای بند منشعب شده اند پهنه پروده – نای بند را به بخشهای کوچکتر مستطیل شکل (با کشیدگی شرقی – غربی) تقسیم کرده است بطوری که هر کدام از این بخشها را میتوان بصورت یک بلوک کوچکتر در نظر گرفت. از جمله این گسلهای مورب لغز معکوس که تقریباً به موازات گسل رستم (در مرز شمالی پهنه پروده نای بند) و با سازوکاری مشابه آن هستند می توان (بترتیب از شمال به جنوب) گسل زنوغان، گسل قوری چای، گسل تخت نادر(گسل انارکی) و گسل قدیر را نام برد . اغلب گسلهای یادشده در مجاورت گسل نای بند بسمت جنوب انحنای ملایمی یافته و در زیر پوششی از رسوبات آبرفتی و پلایایی و یا رخنمونهایی از بازالتهای کواترنری به گسل نای بند متصل
می شوند.رخنمون روانه های بازالتی کواترنر در حاشیه شمال شرقی پهنه، گسترده شده ای به وسعت حدود 200 کیلومتر مربع را ایجاد کرده است. در سمت غرب نیز اغلب گسلهای مذکور پس از عبور از مرز غربی پهنه(گسل مخفی) در رخنمونهای سنگی آن ناحیه نیز قابل مشاهده هستند.
مولفه معکوس و راندگی غالب گسلهای یاد شده، چینهای (از نوع مرتبط با گسل) با روند محور شرقی – غربی در بلوک جنوبی گسل (فرا دیواره گسلها) را ایجاد کرده است بطوری که حداکثر شدت چین خوردگی در مجاورت گسلها بوده و بسمت جنوب از شدت آنها بصورت ناگهانی کاسته می شود. لذا رخنمون طبقات در مجاورت گسلها روند شرقی – غربی داشته و با دور شدن از آنها (بسمت نواحی جنوبی) به راستای شمال غرب – جنوب شرق و حتی شمالی جنوبی تبدیل می شود. تقریباً یال شمالی تمامی تاقدیسهای مرتبط با گسلهای یادشده بمراتب ازیال جنوبی شیب بیشتری داشته و در پاره ای از موارد برگشته شده اند. ندرتاً چینهای با روند محور شمالی – جنوبی نیز در این پهنه یافت می شود.
سن این راندگی ها از شمال به جنوب بیشتر شده و ساختار چینهای فرانهاده یا چین خوردگی مجدد(Superimposed folding) را از سوار شدن چینهای با روند محور شرقی – غربی در مجاورت گسلها به عنوان نسل دوم و جدیدتر بر چینهای نسل قدیمی تر با روند محور شمالی جنوبی که در کل ناحیه مشاهده می شود در قالب رده دوم چینهای کلاسیک فرانهاده (رمزی1962) بصورت الگوی گنبد- هلال-قارچ (Dome- Crescent- Mushroom- Pattern ) را ایجاد کرده اند.
مولفه راندگی و معکوس این گسلها سبب شده تا بلوک جنوبی گسلها ارتفاع بیشتری یافته و طبقات زغالدار تریاس بالایی در سطح زمین رخنمون یابد که در کار اکتشافات اولیه و سطحی این ذخایر تاثیر عمده ای داشته است. شدت چین خوردگی در بخشهای شمال پهنه پروده- نای بند(نواحی پروده) بیشتر بوده و در نواحی جنوبی تر (نواحی نای بند) از شدت آنها کاسته شده و ساختار چینهای قدیمی تر شمالی – جنوبی نمود بیشتری دارند.
قدیمی ترین رخنمون سنگی در این پهنه متعلق به پرکامبرین بوده که در دامنه شمال کوه مرتفع نای بند در یک روند شرقی غربی توسط یکی از گسلهای عرضی یادشده رخنمون یافته است. این رسوبات توسط نهشته های کربناته پرمین تا تریاس میانی( سازندهای جمال و سرخ شیل و شتری) با یک ناپیوستگی فرسایشی پوشیده شده و در زیر یک ردیف ستبر از نهشته های قاره ای تا حد واسط که در یک رخساره خاص زمین ساختی با فرونشست شدید برجای گذاشته شده و حاوی ذخایر عظیم زغالسنگ می باشند(سازند نای بند) قرار می گیرد. نهشته های ژوراسیک ناحیه شامل طبقه ماسه سنگ کوارتز فلدسپاتی و مارن(سازند آب حاجی) ، سنگ آهک اوولیتی (سازند بادامو) و نهشته های شیل و ماسه سنگی با طبقات زغالدار (سازند هجدک) و سنگ آهک های ریفی و پرفسیل (سازند پروده یا آهک کوچکعلی یا سازند طبس) که در زیر ردیف ستبری ازمارن های سبز بغمشاه و ماسه سنگ های بخش بالایی آن قرار دارد می باشد.رخنمون عمده این پهنه نهشته های تریاس بالایی و ژوراسیک است که دربخشهای جنوب غربی (کوههای چهل پایه) و غربی (منطقه آبدوغی) در زیر طبقات آهکی کرتاسه قرار می گیرد.
2-1-2-3- پهنه راور – مزینو
این پهنه دوکی شکل بخش بزرگی از بلوک طبس بوده که در سمت شرق به گسل غرب دشت طبس و گسل مخفی (خطواره دربند یا خطواره پروده) محدود شده و حد غربی آن توسط گسلهای کلمرد و کوهبنان مشخص می شود. دو انتهای شمالی و جنوبی این پهنه نیز به علت انحنای این گسلها بسمت شرق و همگرایی با خطواره های یادشده حالت دوکی شکل بخود گرفته و بطور کلی پهنه ای با روند شمالی – جنوبی و تحدب بسمت غرب را بوجود آورده است. رخنمون عمده در این پهنه که بصورت چین خوردگی های نسبتا منظم و بزرگ با روند N-S در صحرا و تصاویر ماهواره ای بخوبی قابل مشاهده بوده و منظره ای جالب شبیه زاگرس چین خورده را تداعی می نماید متعلق به رسوبات پلاتفرمی ژوراسیک و کرتاسه بوده و شامل بخش عمده ای از طبقات زغالهای حرارتی ژوراسیک می باشد. طبقات تریاس بالایی (سازند نای بند) که در این منطقه بر روی دولومیتهای شتری به سن تریاس میانی رخنمون یافته بر خلاف پهنه پروده – نای بند ضخامت بسیار کمتری داشته و لذا بنظر می رسد پهنه راور – مزینو در طی این دوره بصورت یک فرازمین ارتفاع بیشتری داشته است (دولومیتهای تریاس میانی در منطقه فوق الذکر ناحیه کمر مهدی در فاصله حدود 80 کیلومتری جنوب غربی طبس میزبان کانسار فلورین با خلوص بالای 90 درصد شده و یکی از ذخایر اقتصادی مهم ناحیه محسوب می شود). اساسی ترین اختلاف این پهنه با پهنه پروده – نای بند تفاوت اساسی در الگوی ساختاری و روند غالب ساختارهای دو ناحیه می باشد بطوری که در پهنه راور – مزینو ساختارها عموماً شامل چینهای بزرگ ( بعضاً با طول محور بیش از 50 کیلومتر) در راستای شمالی – جنوبی می باشد که بصورت تقریباً عمود بر روند غالب ساختاری پهنه پروده نای بند (بصورت شرقی – غربی) قرار گرفته و هر کدام از این پهنه ها را بصورت یک ایالت یا اقلیم ساختاری جداگانه درآورده است. {12}
گسلهای عرضی امتداد لغز بسیار (نظیر گسل رستم و پایانه های غربی گسلهای اصلی پهنه پروده – نای بند) تاقدیس های بظاهر ساده منطقه را تحت تاثیر قرار داده و اثر محوری آنها را بعضاً تا حدود 500 متر بصورت راستگرد جابه جا کرده است. تحلیل های ساختاری انجام شده بیشینه تنش اعمال شده بر کل منطقه را در راستای شرقی- غربی و در محدوده زمانی پایان کرتاسه نشان می دهد که ساختارهایی در کل منطقه مشابه ساختارهای ایجاد شده در یک سامانه تنش برش محض را شامل چینهای با روند اثر محوری N-S و راندگی های شمالی – جنوبی و گسلهای امتداد لغز راستگرد با روند NE-SW و امتداد لغز چپگرد با روند NW-SE را بوجود آورده که اثر محوری چینها را بریده و جابجا کرده اند.
2-1-3-بلوک کلمرد
این بلوک بخش کوچکی از ناحیه طبس و خرده قاره ایران مرکزی را شامل شده و در طول تاریخ تکامل زمین شناسی خود اغلب به صورت یک فرازمین (با نام هورست کلمرد) از حوضه های رسوبی اطراف خود که فرونشست زیادی در راستای گسلهای پی سنگی و اساسی ایران داشته اند جدا مانده است . این بلوک دربخش غربی بلوک طبس و در حد فاصل گسلهای کلمرد و کلشانه(درسمت شرق) و گسل نایینی در سمت غرب محدود شده است. دربخشهای شمالی بلوک کلمرد رخنمون نسبتاً وسیعی از پی سنگ دگرگونه پرکامبرین همراه با نفوذیهای فراوان از سنگهای آذرین حدواسط تا بازیک دیده می شود که با یک ناپیوستگی زاویه دار (دگرشیبی) در زیر ماسه سنگهای کوارتزیتی(کوارتزآرنایت) اردوویسین قرار می گیرد. نیروهای تکتونیکی اعمال شده بر ناحیه در هم ریختگی زیادی را ایجاد کرده و راندگیها و تاقدیسهای بریده و رانده ای (نظیر تاقدیس کوه راهدار در حاشیه جاده قدیم یزد) را بوجود آورده است.
پایان بخش اول
منابع و مآخذ:
منابع فارسی
- سازمان مدیریت و برنامه ریزی استان یزد- سالنامه آماری استان یزد 1386
- فریدی، محمد و همکاران 1379 – الگوی دگرریختی در رشته کوه شتری- سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور(گزارش داخلی)
- قاسمی، محممد رضا و همکاران – بررسی زمین ساخت و لرزه زمین ساخت بلوک طبس
- کارگر، بهمن 1386- توسعه شهرنشینی و صنعت گردشگری در ایران، انتشارات سازمان جغرافیایی نیروهای مسلح
- گزارشات عملیات زمین شناسی صحرایی-منطقه خرو و کال سردر-دانشجویان دانشگاه آزاد اسلامی طبس
- گزارشات عملیات صحرایی زمین شناسی ساختمانی- منطقه کلمرد و مزینو-دانشجویان دانشگاه آزاد اسلامی طبس
- موسسه جغرافیایی و کارتوگرافی گیتاشناسی1386-اطلس راههای ایران
- 17. ناظمی، محمد- 1377- نو زمین ساخت بلوک طبس با نگرشی بر زمین شناسی ساختمانی ناحیه قوری چای (ناحیه زغال دار پروده جنوب طبس)- پایان نامه کارشناسی ارشد- پژوهشکده علوم زمین- سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور- تهران
- ناظمي محمد- 1385 -كاربرد مورفولوژي مخروطافكنهها در شناسايي گسلهاي جنبا- مجموعه مقالات دومين همايش منطقهاي زمين شناسي كاربردي و محيط زيست- دانشگاه آزاد اسلامي واحد اسلامشهر
- ناظمي ، محمد- ارديبهشت 86- شواهد نوزمين ساختي فعاليت گسل ناي بند – اولين كنگره زمين شناسي كاربردي ايران ، دانشگاه آزاد اسلامي مشهد
- ناظمي ، محمد- خرداد 82- “بررسي وضعيت زمين شناسي و ساختماني ناحيه زغالدار پروده” – اولين همايش منطقه اي معدن و علوم وابسته – دانشگاه آزاد اسلامي واحد طبس
- ناظمي محمد 86 ” بررسي و معرفي پديده اسارت رودخانه STREAM CAPTURE در كال جني-شمال طبس” – يازدهمين همايش انجمن زمينشناسي ايران- – دانشگاه فردوسي مشهد
- ناظمي محمد 86 ” چينخوردگي مجدد مرتبط با گسلش در پهنه زغالدار پروده و نايبند”- سومين همايش منطقه اي معدن و علوم وابسته – دانشگاه آزاد اسلامي واحد طبس
- ناظمي محمد-شهلا مغزی نجف آبادی 86 “بررسيهاي نوزمينساختي در مسير كال جني-شمال طبس” – سومين همايش منطقه اي معدن و علوم وابسته- دانشگاه آزاد اسلامي واحد طبس
- نقشه های زمین شناسی چهار گوش طبس،فردوس،چاه سرب، بشرویه و نایبندان با مقیاس 250000 :1و نقشه های زمین شناسی طبس،شکسته آبشاله، عشق آباد،غرب شکسته آبشاله با مقیاس 1:100000،سازمان زمین شناسی کشور
- نرم افزارهای google earth , MrSID viewer
منابع لاتین:
- Alavi, M, 1994. Tectonic of the zagros orogenic belt of Iran; new data and interperetation, Tectonophysics,229;211-238.
- Berberian, M., 1973. Reconstruction of the post-Neogene (Quaternary) stress
- field operative on conjugate shear faults (strike slip) of Shotori Range. Geol. Surv. Iran, Int. Rept. 16.
- -Berberian, M., 1979. Earthquake faulting and bedding thrust associated with the Tabas-e-Golshan (Iran) earthquake of September 16,1978. Bulletin of the Seismological Society of America, v. 69, n. 6, p. 1861-1887.
- Berberian, M., 1982. Aftershock tectonics of the 1978 Tabas-e-Golshan (Iran) earthquake sequence: a documented active thin- and thick-skinned tectonic case. Geophys. J. R. astr. Soc. 68, 499-530.
- Berberian, M., Asudeh, I., Bilham, R.G., Scholz, C.H., and Soufleris, C., 1979. Mechanism of the main shock and the aftershock study of the Tabas-e-Golshan (Iran) earthquake of September 16, 1978: a preliminary report. Bulletin of the seismological Society of America, v. 69, n. 6, p. 1851-1859.
- Navabpour, P., and Faridi, M., 2001. Escape structures in South of the Shotori mountain (Tabas area, East Iran). 19th meeting on geoscinces, Geol. Surv. Iran, Tehran.
- M.Berberian(1979) Tabas golshan (iran) catastrophic earthquake of 16 september 1978; a preliminary feild report Disaster 2 207-219
- M.Berberian(1979) Mechanism of the main shock and after shock study of Tabas Golshan (iran)earthquake of september 16 1978 a preliminary report Bull. Seism. Soc Am 69 ,p 1851-1859
- M.Berberian 1981 Aftershock tectonics of the 1978 Tabas-e-Golshan(Iran) earthquake sequence: a documented active ‘thin and thick-skinned tectonic’ case;G.S.I,52,415-446;
- Aghanabati.S.A.(1977), Etude geologique de La region de Kalmard, (w.Tabas).
G.S.I. report No.35.230 P. - Berberian. M. (1979), Active faulting and tectonics of Iran, Am, Geophys. un.
Geodynam. Ser, WG6, submitted - Kluver H.M. , Tirrul ,R .,Chance , P.N.Johns , G.W ., Meixner , H.M., (1983) ,
Explanatory text of the Naybandan Quadrangle Map (1 : 250000) , Geol .
Survey Iran, Rep. No.J8, 143 P. - Stocklin, j, et al. (1965).Geology of the Shotori Range (Tabas area, East Iran)
Geol . sur. Iran, Rep. No 3, P.69. - Ruttner,A., M.H.Nabavi and Hajian (1968) Geology of the Shirgesht area (Tabas area east iran) G.S.I 733 pp.
- Web site: WWW.NGDIR.IR
استفاده از تصاویر و مطالب با ذکر نام ” دانشنامه طبس www.tabasenc.ir ” بلامانع می باشد