فصل نهم - گسل‌های ایران
فصل نهم - گسل‌های ایران
مقدمه
گسل‌ها نوعی ساختار خطی، همراه با جابهجایی هستند كه بر تحولات زمین‌ساختی و
همچنین تكوین حوضه‌های ساختاری – رسوبی ایران اثر در خور توجه داشته‌اند. از این میان،
اثر گسل‌های طولی عمده، همزمان با جنبش‌های كوهزایی كاتانگایی (پركامبرین پسین) به
مراتب بیشتر است. روند این گسل‌ها در بیشتر جاها با روندهای زمین‌ساختی مربوط به
چین‌خوردگی كاتانگایی همخوان است و در راستای شمالی – جنوبی قرار دارد، ولی روندهای
شمال باختری – جنوب خاوری (روند زاگرس) نیز گزارش شده است. جدا از دو روند گفته
شده. روند سومی در راستای شمال خاوری – جنوب باختری، بر گسل‌های ایران حاكم است،
به گونه‌ای كه سه امتداد اصلی
قابل تشخیص است (نوگل سادات، 1978).
1- جهت شمال باختری –
جنوب خاوری كه با امتداد زاگرس، زون سنندج – سیرجان، كمان ماگمایی ارومیه- بزمان و
البرز باختری هم روند است.
2- جهت شمال خاوری – جنوب باختری كه با امتداد البرز خاوری،
گودال كویر بزرگ موازی است.
3- روند شمالی – جنوبی، كه با جهت یافتگی لوت و تمام مناطق
خاور گسل نایبند و شمال بزمان، مشخص است.گسل‌های یاد شده، به طور عموم مرز واحدهای
ساختاری – رسوبی مختلف ایران را تشكیل می‌دهند و با فعالیت خود، موجب تغییرات عمده
در رخساره‌های سنگی، ستبرای رسوبات به ویژه تحولات زمین‌ساختی (ماگماتیسم، دگرگونی،
شدت و الگوی چین‌خوردگی 000) می‌شوند و لذا، شناخت آنها از نظر زمان تشكیل، فعالیت‌ها،
تأثیر آنها بر زمین‌شناسی ایران و لرزهزمینساخت بسیار ضروری است.
ویژگی‌های عمومی گسل‌های ایران
به جز حالت‌های استثنایی، ویژگی‌های زیر در گسل‌های ایران
عمومیت دارد.
1- گسل‌های دارای روند شمالی – جنوبی و یا شمال باختری –
جنوب خاوری، به سن پركامبرین پسین، و حاصل كوهزایی كاتانگایی هستند.
2- گسل‌های شمالی – جنوبی و شمال باختری – جنوب خاوری از
انواع امتداد‌لغز راستگرد هستند.
3- گسل‌های دارای روند شمال خاوری – جنوب باختری، به سن
دونین و حاصل عملكرد‌های احتمالی جنبش‌های زمین‌ساختی كالدونی هستند
4- گسل‌های شمال خاوری – جنوب باختری تغییر شكل برشی چپگرد
دارند.
5- گسل‌های مربوط به رخدادهای
زمین‌ساختی چرخه آلپی بیشتر
موازی روند زاگرس، یعنی امتداد تقریبی N140 درجه
دارند.
6- گسل‌های ایران نقاط ضعیف پوسته هستند كه رها شدن انرژی
متمركز را ممكن می‌سازند و لذا گسل‌ها به ویژه انواع طولی عمده (با طول بیش از ده
كیلومتر) در لرزه‌خیزی ایران نقش دارند (به جز گسل‌هایی كه در 700 هزار سال گذشته
حركت نداشته‌اند). در این میان، نباید گسل‌های بی‌نام نادیده گرفته شوند، چراكه بسیاری
از گسل‌های بی‌نام نیز می‌توانند لرزه‌زا باشند. برای مثال می‌توان به بزرگترین زمین‌لرزه ایران با بزرگی 7/7 در 16
سپتامبر 1978 (شهریور 1357) در شهر طبس اشاره كرد كه بر روی یك گسل بی‌نام و
ناشناخته روی داده است (بربریان، 1980).
7- قرارگیری كانون زمین‌لرزه‌های
سده بیستم در درازای بسیاری از گسل‌های ایران، نشان می‌دهد كه بسیاری از گسل‌های ایران
هنوز فعال هستند.
8- گسل‌ها در تحولات زمین‌ساختی گوناگون (دگرشیبی، چین‌خوردگی،
ماگماتیسم و ...) نقش مؤثری داشته‌اند. برای نمونه، بسیاری از تكاپوهای آتشفشانی
شكافی ایران از طریق گسل‌ها و بازشدگی آنها به سطح زمین رسیدهاند.
9- در ریخت زمینساخت
امروز ایران، گسل‌های طولی و عمده نقش سازنده داشته‌اند به گونه‌ای كه بسیاری از روندهای ساختاری كنونی ایرانزمین نتیجه حركت افقی و قائم گسل‌ها است.
10- در بین گسل‌های ایران، انواع برگشته و راندگی‌ها، نقش
بیشتری در دگرشكلی پوسته داشته‌اند. به گفته دیگر،
دگرشكلی كنونی ایران بیشتر در ارتباط گسل‌های معكوس حدكوه و دشت به ویژه راندگی‌ها، و كمتر در ارتباط با گسل‌های امتداد
لغز میباشند.
11- بیشتر گسل‌های قدیمی دارای حركت‌های راستگرد هستند در حالی كه گسل‌های فعال كنونی همگی امتداد لغزچپگرداند.
12- برخی از گسل‌های فعال كنونی ایران، از نوع عمیق چند
نقش میباشند. برای نمونه می‌توان
به گسل‌های طولی برگشته – رانده پهنه‌های مكران و كپه‌داغ اشاره كرد كه در زمان
تشكیل حوضه رسوبی از نوع عادی بوده‌اند ولی پس از برقراری رژیم‌های فشارشی به
انواع برگشته تبدیل شده‌اند.
13- یك گسل در گذر تكاملی فعالیت خود، ممكن است گاه
راستگرد، گاه چپگرد و گاه بدون حركت باشد.
14- در طول یك گسل، مقدار و سازوكار جابهجایی، یكسان و همانند نیست و ممكن است
بخشی از یك گسل به صورت فشارشی و بخش دیگر آن به صورت كششی عمل كند.
دسته‌بندی گسل‌های ایران
گسل‌های ایران را می‌توان بر اساس زمان پیدایش، زمان آخرین
حركت و پراكندگی جغرافیایی دسته‌بندی كرد.در نقشه لرزهزمینساخت ایران (بربریان، 1976) گسل‌های ایران
به سه دسته عمده زیر تقسیم شده‌اند:
1- گسل‌های زمین‌لرزه‌ای جوان: كه در طی رویدادهای زمین‌لرزه‌ای
و مخرب زمان حال به وجود آمده‌اند و یا دوباره فعال شده‌اند
مانند گسل ایپك، گسل دشت بیاض و ... .
2- گسل‌های كواترنری: گسل‌هایی هستند كه در دو میلیون سال
گذشته حركت داشته‌اند (مانندگسل كلمرد) ولی به ظاهر زمین‌لرزه تاریخی و ثبت شده
ندارند.
3- گسل‌های پیش از كواترنری: این گسل‌ها سنی بیش از دو میلیون
سال دارند ولی به احتمال از زمان جنبش‌های آلپ پایانی
تاكنون حركتی نداشته‌اند. با این حال، نباید این گسل‌ها را مرده تصور كرد چراكه
ممكن است حركت‌های جوان آنها ناشناخته باشد.
در
ضمن، در بسیاری از حالات، ممكن است در اثر فرسایش، پوشش گیاهی و یا عملكرد انسان،
نشانهحركت‌های جوان این گسل‌ها از بین رفته باشد. لذا، هرگز نباید اهمیت این گسل‌ها
را نادیده گرفت. در این نوشتار، دسته‌بندی گسل‌ها بر اساس پراكندگی جغرافیایی آنها
است درباره زمان پیدایش، زمان آخرین حركت و لرزه‌خیزی آنها مطالبی بیان شده است.
گسل‌های زاگرس
راندگی اصلی زاگرس
Main Zagros thrust: راندگی اصلی زاگرس از شمال بندرعباس تا
ناحیه مریوان، در طول 1350 كیلومتر امتداد دارد. در ناحیه مریوان این گسل وارد خاك
عراق می‌شود و بار دیگر به
ناحیه سردشت می‌رسد و از سردشت وارد خاك تركیه می‌شود. نخستین بار ریچـاردسون و لیس
از آن به عنـوان زون راندگـی نام بردند. گانسر (1960) آن را خط راندگی اصلیMain
thrust line نامیده است.این مسیر گسلی در اواخر پركامبرین
و در اثر كوهزایی كاتانگایی شكل گرفته و از آن به بعد در شكلگیری
حوضه زاگرس و در تغییرات ساختاری و رخساره‌ای طرفین خود مؤثر و كنترل كننده بوده
است.گسل زاگرس اثر چشمگیری در لرزه‌خیزی ایران دارد و در حال حاضر، به ویژه
بخش شمال باختری آن و یا گسل‌های منطبق بر این زون شكستگی، فعالیت جوان داشته و
لرزه‌خیزی تاریخی و ثبت شده دارنــد. راستای گسل زاگرس از مرز تركیه تا خاور حاجیآباد بندعباس، شمال باختری – جنوب خاوری (N130E) است ولی در این پهنه، پیچش می‌یابد. از این مكان به سمت جنوب، گسل
زاگرس با درازای 250 كیلومتر دارای روند شمال باختری – جنوب خاوری (N170E) است.
این
بخش از گسل زاگرس به نام‌های خط عمان، گسل
زندان و یا گسله میناب نیز نامیده شده است.سازوكار گسل زاگرس راندگی – فشاری است.
شیب گسل در بخش با راستای N130E،
به سمت شمال خاوری (رانده شدن ایران مركزی بر روی زاگرس) و در بخش N170E به سمت خاور شمال خاوری
(رانده شدن مكران بر روی زاگرس) است.مطالعات برو و ریكو (1971)، نشان می‌دهد كه
راندگی اصلی زاگرس یك شكستگی تنها نیست، بلكه در حقیقت دو گسل راندگی اصلی است كه
گاه با هم موازی بوده و گاه بر هم منطبق شده. ولی، گاهی نیز به طور قابل ملاحظه
از یكدیگر دور می‌شوند. از نظر زمان پیدایش،
دو گسل تا حدی با یكدیگر تفاوت دارند. گسل قدیمیتر
كه در جنوب باختری قرار دارد، یك گسل معكوس كم شیب و مشخص‌كننده حد جنوب باختری ایران
مركزی و زاگرس است. این گسل جابهجایی افقی حدود 40 كیلومتر
دارد. گسل جوان‌تر به سمت شمال خاور
شیب زیاد دارد و یك گسل معكوس با زاویه نزدیك به قائم و با مؤلفه راستگرد است.
مشاهدات زمین‌شناسی حركت راستگرد این گسل را تأیید می‌كند
و به احتمال همین حركات موجب جابهجایی سنگ‌های تبخیری
در زاگرس بوده است. به گونه‌ای كه سنگ‌های مذكور
كه به طور عملی باید در حوضه تبخیری پركامبرین در امتداد قطر – كازرون تشكل یافته
باشند، امروزه در زردكوه بختیاری یعنی 200 تا 300 كیلومتر دورتر قرار دارند. گسل
(هـای) جـوان منطبق بر گسل اصلی زاگرس را چالنكو و بـرو (1974) به نام گسل اصلی
عهد حاضرMain Recent fault خوانده‌اند
كه منطبق بر گسل قدیمی است. این گسل، یك ساختار تنها نیست بلكه زون باریكی از
قطعات گسل منفــرد و مجزا و به طور عمومی راستگرد است و طرح همپوشان en echelon دارد. از جنوب خاوری به شمال
باختری، قطعات گسل اصلی عهد حاضر عبارتند از گسل دورود، گسل نهاوند، گسل گارون
(قارون)، گسل صحنه، گسل مروارید و گسل پیرانشهر.
گسل اصلی عهد حاضر، دارای فعالیت لرزه‌خیزی بالایی است و
بسیاری از زلزله‌های عهد حاضر در امتداد آن صورت گرفته است و حركات كواترنری این
گسل از نوع امتداد لغز راستگرد است كه با تغییر شكل رسوبات كواترنر همراه است. شرح
مختصر بخش‌های گوناگون گسل اصلی عهد حاضر به شرح زیر است. (بربریان، b
1976).
گسل دورود : دارای
روند عمومی شمال ْ315 و به طول تقریبی 100 كیلومتر است كه از جنوب دورود تا حوالی
بروجرد امتداد دارد. آخرین حركت نسبت داده شده به این گسل مربوط به زلزله مخرب سیلاخور
در سال 1909 است.
گسل نهاوند : در
دنباله گسل دورود است كه از 55 كیلومتری باختر بروجرد تا شمال باختری نهاوند، در یك
راستای شمال 320 درجه، امتداد دارد. این گسل از چند قطعه مجزا تشكیل شده كه خود
نام‌های جداگانه دارند.
گسل گارون : به موازات گسل
نهاوند و در فاصله تقریبی 10 كیلومتری جنوب باختری آن قرار دارد. این گسل كه در
حاشیه جنوب باختری دشت نهاوند قرار دارد رسوبات آبرفتی كواترنر را از سنگ‌های
دگرگونه گارون جدا می‌كند. حركات جوان این گسل، همانند گسل نهاوند، با تغییر شكل
رسوبات كواترنر و به ویژه زمین‌لرزه 1958 نهاوند به اثبات رسیده است.
گسل صحنه: گسل صحنه با طول نزدیك
به 100 كیلومتر، در یك روند N295 E تا N300 E دو گسل گارون و گسل مروارید
را به یكدیگر وصل می‌كند. چالنكو این گسل را به سه قطعه جنوب خاوری، مركزی و شمال
باختری تقسیم نموده است.
گسل مروارید : بخشی
از گسل اصلی عهد حاضر است كه در منطقه كامیاران قابل رؤیت است. امتداد آن N315-310 است. در نزدیكی كامیاران، این
گسل یك توده بازیك بزرگ را محدود كرده است كه در امتداد گسل آلتراسیون هیدروترمال
توسعه گسترده دارد. خش لغزهای سطح گسل گویای حركات بسیار جوان آن است.
گسل پیرانشهر : نخستین
بار افتخارنژاد (1973) این گسل را به نام گسل پیرانشهر نامید. دارای روند شمال
باختری – جنوب خاوری است كه مرمرهای ژوراسیك – كرتاسه را در جنوب باختری از آبرفت‌های
كواترنر در شمال خاوری جدا می‌كند. چالنكو و برو (1974) این گسل را قطعه شمال
باختری گسل اصلی عهد حاضر دانسته‌اند. زمین‌لرزه‌های
متعددی از سال 1964 تاكنون بر روی این گسل ثبت شده است.
گسل كازرون :
گسل شمالی - جنوبی كازرون در 15 كیلومتری باختر این شهرستان قرار دارد. طول آن 450
كیلومتر برآورد شده و گسلی است پی‌سنگی و قدیمی كه ضمن كنترل مرز باختری حوضه نمكی
هرمز، بر رسوبات زاگرس نیز اثرگذار بوده به گونه‌ای كه ساختارهای زاگرس را با جهت
راستگرد خمیده و جابهجا كرده است. در
استان فارس، این خمش بسیار چشمگیر است.شواهد نشان می‌دهد كه گسل كازرون با روند به تقریب شمالی
– جنوبی و یا شمال شمال باختری – جنوب جنوب خاوری دارای حركت راستگرد جزیی است.
برای نمونه روندهای زمین‌ساختی، در شمال خلیج فارس نشان می‌دهد كه خط مرزی سكوی
عربستان و واحد زاگرس به وسیله این گسل در جهت راستگرد جابهجا
شده است. به ظاهر این گسل مرز باختری گسترش حوضه تبخیری پركامبرین پسین – كامبرین
ایران را تشكیل می‌دهد و در طول آن دو گنبد نمكی رخنمون دارد. (اسفندیاری و برزگر،
1358). نبود داده‌های ریزلرزهای و كمبود كانون زلزله نشانگر عدم فعالیت
جدید این گسل است، اما زمینزلزلههای ژانویه
1967 و اكتبر 1971 در بخش جنوبی گسل كازرون، نشانگر فعالیت بخشی از گسل كازرون در
دوره كواترنری است (بربریان، b 1976).
گسل دنا (دینار) :
گسل دنا با راستای شمال شمال باختری و شیب به سمت خاور شمال خاوری یكی از گسل‌های
اصلی زاگرس است كه بیش از یكصد كیلومتر طول دارد و طرفین خود را به دو بخش با ویژگی‌های زمین‌ساختی،
لرزهزمینساختی و ریختشناسی
متفاوت تقسیم كرده است.در نقشه ژئوفیزیك هوایی، ژرفای پی‌سنگ مغناطیسی در بخش
باختری گسل دنا حدود ده هزار متر و در بخش خاوری آن، بین 1 تا 5 هزار متر زیر سطح
دریاست. بدینسان نتیجه شده است كه
بخش خاوری این گسل، به همراه پی‌سنگ، به صورت فرابوم بالا آمده است.
گسل دنا، یكی از شكستگیهای
اصلی در پی سنگ پركامبرین زاگرس است كه با فعالیت‌های بعدی خود، در مواردی بر
رسوبات زاگرس تأثیر گذاشته است. بدینسان كه رسوبات زاگرس
را در مناطقی قطع و در مناطقی باعث پیچش و تغییر راستای این رسوبات و ساختارهای
آنها شده است.اطلاعات ژئوفیزیك هوایی مغناطیسی بخش جنوبی گسل دنا را به صورت دو
شاخه نشان می‌دهد. یكی از شاخه‌ها به طرف جنوب می‌رود
و در امتداد خط كازرون قرار می‌گیرد، شاخه دیگر به سوی جنوب شرق و شیراز می‌رود.
زون گسلی دنا در انتهای شمالی خود یعنی جایی كه به گسل بزرگ زاگرس نزدیك می‌شود نیز
شاخه شاخه می‌شود و به سمت شمال
باختر متمایل می‌شود. در ضمن اطلاعات
ژئوفیزیكی گسل مهم دیگری را در امتداد شمالی گسل دنا نشان می‌دهد
كه تا دریای خزر ادامه دارد.با بررسی نقشههای زمین‌شناسی،
عكس هوایی و تصویرهای ماهوارهای چنین به نظر می‌رسد كه گسله دنا افزون بر جنبش فشاری،
دارای جنبش راستالغز از گونه راستبر مهمی نیز است. این جنبش، سبب پیچش و كشش پوزه
رشته شمالی كوه دنا شده و احتمال می‌رود كوه هزاردره و
چرو ادامه جابهجا شدگی كوه دنا به
صورت راستبر باشد.از ویژگی‌های مهم زمین‌شناسی گسل دنا، بیرونزدگی شماری گنبد نمكی در درازای آن است.
در مسیر این گسل، در بخش باختری كوه دنا، سازندهای زاگون و لالون (كامبرین) بر روی
سنگ‌های كرتاسه رانده شده‌اند (ستودهنیا،
1975). در گستره شمال كوه دنا، در دامنه باختری كوه درهبادامی
و كوه كمانه سنگ‌های كرتاسه بر روی
دشت و یا سازند بختیاری (پلیوسن) رانده شده‌اند
(بربریان و قرشی، 1365).
گسل میناب : در ناحیه میناب دو
واحد زمین‌ساختی – رسوبی زاگرس و مكران در مجاورت یكدیگر قرار می‌گیرند. مرز جدایی
این دو واحد، منطبق بر گسلی است كه به نام رسوبات فلیشی اولیگوسن – میوسن پاكستان،
«گسل زنــدان» نامیده شده است. ولی، امروزه از آن به عنــوان گسل میناب یاد می‌شود.
گسل میناب، كه بخشی از خط اورال – عمان – ماداگاسكار
(فورون، 1941) میباشد، یك گسل امتداد لغز راستگرد است كه مرز بین صفحه قاره‌ای
زاگرس و پوسته اقیانوسی عمان را تشكیل می‌دهد كه اثر آن را در طول 300 كیلومتر می‌توان دنبال كرد.
با توجه به داده‌های زمین‌شناسی، تفسیر عكس‌های هوایی،
داده‌های لرزه‌شناسی، باور بر آن است كه زون گسلی میناب، امتداد لغز است و بلوك
خاوری آن به سوی جنوب حركت كرده است.به عقیده فالكن (1967)، حركت افقی راستگرد به احتمال
در كرتاسه پسین – ترشیری پیشین صورت گرفته است. اما، وجود گنبدهای نمكی در زاگرس و
خلیج فارس و نبود آنها در ناحیه مكران، سبب شده تا بعضی از زمین‌شناسان، سن این
گسل را 500 میلیون سال بدانند.
لازم به یاد‌آوری است كه در حال حاضر، حركت در طول این گسل
از نوع رورانده است و از اوایل كواترنری حركت امتداد لغز نداشته است. (قرشی، 1363).
گسل اردَل : گسل اردَل با درازای
حدود 150 كیلومتر، شیب به سمت شمال خاوری و راستای باختری – جنوب خاوری، به موازات
راندگی زاگرس در گستره اردَل – ناغان قرار دارد. سازوكار این گسل فشاری بوده در مسیر
آن سازندهای پالئوزوییك همراه با گروه كرتاسه بنگستان (از شمال خاوری) بر روی دشت
و سنگ‌های كرتاسه (در جنوب
باختری) رانده شده‌اند.
در شمال باختری اردَل در درازای گسل اردَل، چند گنبد نمكی
بیرونزدگی دارد.كانون
مهلرزهای زمین‌لرزه‌های
سال 1666، 1880، 1922، 1985 و 1977 میلادی در راستای گسل اردَل قرار دارند ولی
همبستگی این زمینلرزهها با جنبش گسل اردَل روشن نیست. بررسی
گسل اردَل در زمان رویداد زمین‌لرزه‌های سال 1977 میلادی ناغان هیچگونه جنبشی
را در راستای آن نشان نداده است (بربریان و نبوی، 1977).
گسل زردكوه :
گسل زردكوه با سازوكار فشاری، راستای شمال باختری – جنوب خاوری و شیب به سمت شمال
خاوری، به موازات جنوبی گسل اردل قرار دارد. رودخانه بازفت در مسیر گسل زردكوه و
به موازات جنوب باختری آن جریان دارد.در مسیر گسل زردكوه سنگ‌های
كامبرین و اردویسین از سمت شمال خاوری بر روی سازند بختیاری (در جنوب باختری)
رانده شده‌اند (ستودهنیا، 1975). گسل زردكوه با درازای دستكم 130 كیلومتر، بخشی از مرز میان بلند
زاگرس و زاگرس چین‌خورده را تشكیل می‌دهد.
گسل آغاجاری : این
گسل نوعی راندگی به درازای نزدیك به 150 كیلومتر است كه روند شمال باختری – جنوب
خاوری دارد و در اثر عملكرد آن، تاقدیس آغاجاری و تاقدیس پازنان بر روی دشت آبرفتی
آغاجاری رانده شده‌اند.
گسل مارون : گسل مارون در شمال
باختر گسل آغاجاری و در كمربند زاگرس چین‌خورده
قرار دارد. طول آن نزدیك به 50 كیلومتر است و روند
NW-SE دارد. سازوكار گسل مارون از نوع راندگی است كه
در اثر عملكرد آن تاقدیس مارون به روی دشت مجاور رانده شده است.
گسل‌های
ایران مركزی
گسل دورونه (گسل كویر بزرگ) : گسل
دورونه (ولمن، 1966) یا گسل كویر بزرگ (اشتوكلین، 1973)، حدود 700 كیلومتر طول
دارد كه از نایین، در یك راستای شمال خاوری – جنوب باختری تا ناحیه دورونه در جنوب
باختری كاشمر ادامه دارد و از دورونه، با یك روند خاوری – باختری، با خمیدگی به
سمت جنوب، تا مرز افغانستان ادامه می‌یابد.
به نظر می‌رسد گسل دورونه ادامه
گسل خاوری – باختری هرات افغانستان است. از آنجا كه جابهجایی
دو گسل درونه و هرات در حدود 100 كیلومتر است، به نظر می‌رسد
حركت چپگرد گسل هریرود باعث جدایی و جابهجایی
این دو گسل شده است.در امتداد این گسل، بلوكها
به دو صورت چپگرد و راستگرد حركت كرده‌اند ولی بدون شك یكی
از آخرین حركت‌های آن از نوع
راستگرد است.
برخی از زمین‌شناسان، گسل نایین
–بافت را دنباله گسل درونه دانسته و بر این باورند كه این
گسل، در حقیقت یك گسل كاتانگایی با روند شمالی – جنوبی است كه بعدها در اثر حركت
كوهزایی كالدونی تغییر جهت داده است كه این نظر نیاز به بازنگری دارد. پس از گسل
زاگرس، گسل دورونه یكی از مهمترین و ممتدترین
ساختارهای خطی ایران است. نوروزی و مككنزی (1972) این گسل
را به عنوان مرز شمالی بلوك لوت دانسته‌اند.تأثیر قابل ملاحظه
این گسل بر روی بادزنهای آبرفتی كوهپایهای و نیز بر روی رسوبات جوان كویری گویای
حركات جوان كواترنری آن است. ولمن از روی جابهجاییهای موجود در رسوبات آبرفتی، حركت چپگردی
به میزان 200 متر را پیشنهاد می‌كند. در حالی كه،
چالنكو (1973) با مطالعه حدود 60 كیلومتر از طول این گسل بین تربتحیدریه و كاشمر، به حركات قائم این گسل
اشاره دارد. به باور چالنكو، دو زمین‌لرزه 1904 كاشمر و
1923 تربتحیدریه مربوط به حركت‌های این گسل است.
گسل بینالود :
گسل بینالود با راستای خمدار شمال باختری – جنوب خاوری و درازای نزدیك به 92 كیلومتر
در پای دامنه جنوب باختری رشتهكوه بینالود قرار
دارد و از 15 كیلومتری خاورشهر نیشابور می‌گذرد.
اختلاف بلندی ناگهانی و شدید میان دشت و كوههای
شمال نیشابور در راستای گسل فعال بینالود است. سازوكار این گسل، راندگی با شیب به
سمت شمال خاوری است.
گسل میامی (شاهرود) :
گسل میامی یكی از گسل‌های طولی و عمده ایران
مركزی است كه از خاور شاهرود تا مرز افغانستان ادامه دارد. نبوی (1355) این گسل را
ادامه خاوری گسل عطاری و یا گسل سمنان می‌داند
كه ممكن است بخش خاوری آن تا گسل هرات در افغانستان ادامه داشته باشد.در نواحی میامی
– عباسآباد (خاور شاهرود) این
گسل، مرز شمالی مجموعههای افیولیتی موجود در
منطقه را مشخص می‌كند. بنابراین، این
گسل میتواند مرز شمالی كافت
سبزوار – شاهرود باشد.
بر
پایه گزارش اشتامفلی (1978)، گسل میامی تا آخرین مراحل چین‌خوردگی
آلپی در پلیوسن حركت راستگرد داشته است.
گسل ترود و انجیلو : در شمال ترود یك دسته گسل اصلی بر ناحیه
ترود – چاه شیرین اثر گذاشتهاند. عمــدهترین این گسل‌ها
گسل تـرود و دیگری گسل انجیلو است كه در شمال گسل ترود قرار دارد. روند این گسل‌ها، N-
60- 70 E است و شیبی نزدیك به 80 درجه به سمت جنوب دارند. از آنجا كه این گسل‌ها در زمانهای
طولانی و بارها فعال بوده‌اند، تعیین دقیق نوع
حركت آنها ممكن نیست.
هرچند روند این گسل‌ها
روند كالدونی است، ولی هوشمندزاده و همكاران (1357)، بر این باورند كه این گسل‌ها، دست كم از كامبرین به بعد بر ناحیه
اثر گذاشتهاند.
با توجه به خراشهایی
كه بر روی صفحات گسلی دیده می‌شود، گسل‌های
مذكور دو جهت حركت دارند. یكی افقی و چپگرد كه قسمت جنوبی گسل را به طرف شرق حركت
داده و دیگری قائم كه قسمت جنوبی را به طرف پایین برده است،
روشن
است كه حركات قائم مدیون فشارهای عمود بر امتداد گسل و حركات چپگرد افقی مدیون نیروهای
مماسی است. آخرین زمین‌لرزه‌ای كه در 12 فوریه سال 1953 در ترود
اتفاق افتاد، با حركت قائم گسل ترود همراه بوده است (آبدالیان، 1953).بین دو گسل انجیلو و ترود، در اثر حركت افقی و چپگرد
آنها، چینهای شمال باختری –
جنوب خاوری ایجاد شده كه با تداوم حركات، حالت مارپیچی به خود گرفتهاند و در شمال گسل انجیلو، درست به همین
علت، چینها به سمت شمال خاوری
تمایل دارند (هوشمندزاده و همكاران، 1357).
گسل
كلمرد : گسل كلمرد یكی از گسل‌های
كهن و ژرف ایران مركزی است كه در پیامد رخداد كاتانگایی شكل گرفته و در باختر طبس
فرونشست شیرگشت – طبس را در كنار فرابوم كلمرد قرار می‌دهد.
همانند دیگر گسل‌های پركامبرین ایران
مركزی، روند اولیه این گسل، شمالی – جنوبی بوده است. این گسل به سمت باختر خمیده
است به گونه‌ای كه بخش شمالی آن
در ناحیه شیرگشت، دارای امتداد شمال – شمال خاوری است و نیمه جنوبی آن به سوی جنوب
خاوری تمایل دارد. روند شمال خاوری نیمه شمالی این گسل سبب شده تا نبوی (1355)
چرخش و خمیدگی آن را به رخداد كالدونی نسبت دهد، ولی برای خمیدگی قسمت جنوبی آن
پاسخی نیافته است.
در حالی كه، شواهد زمین‌شناسی،
نشانگر خمیدگی گسل كلمرد در طی حركات كوهزایی سیمرین پیشین است.در ناحیه شیرگشت
رسوبات پرمین و تریاس دو سوی این گسل همانند نیستند. در خاور گسل، رسوبات پرمین –
تریاس دگرشكل شده و كم ضخامت است، در حالی كه در
باختر گسل، رسوبات موردنظر ستبرای بیشتری دارد (روتنر و همكاران، 1968). در جنوب شیرگشت،
در ناحیه كلمرد، وضع به گونه دیگر است و به نظر می‌رسد
كه بلوك باختری گسل به سمت شمال حركت كرده و مقدار این جابهجایی
از 25 تا 40 كیلومتر برآورد می‌شود.
در ناحیه كلمرد، شیب گسل حدود 75 تا 80 درجه به سمت باختر
است و به نظر می‌رسد بلوك باختری به
طرف خاور برگشتگی دارد.
در شمالیترین قسمت، رسوبات
آبرفتی كواترنری به وسیله این گسل بریده شده‌اند
كه نشانگر حركات بسیار جوان آن است.
رخداد
زمین‌لرزه 5 اكتبر 1933
0/6 = Ms و
2/6 = mb میتواند در اثر عملكرد گسل كلمرد باشد زمین‌لرزه‌های
30/6/1939 7/4 = mb، 22/07/19917 4 = mb و 26/8/1994 4/4 = mb در راستای این گسل به وقوع
پیوستهاند و به نظر می‌رسد پسلرزه
28/9/1978 زمین‌لرزه طبس با بزرگی
3/4 ریشتر ناشی از حركت گسل كلمرد بوده است (قاسمی و همكاران، 1381).
گسل
پشتبادام
: از گسل‌های
قدیمی (پركامبرین) و ژرف و خمیده ایران مركزی است كه در ایجاد فرابوم و فروبومها و تفكیك رخساره‌های
ناحیه پشتبادام نقش داشته است. در باره حركت افقی آن نمیتوان دلیلی ارائه كرد، ولی راستگرد بودن
آن محتمل است.
گسل قم – زفره : این
گسل روند شمال باختری – جنوب خاوری دارد. نقشههای
زمین‌شناسی موجود، گسل زفره
را ادامه گسل تبریز نشان می‌دهند كه از 2 كیلومتری
باختر شهرستان نطنز گذشته و تا جنوب زفره ادامه می‌یابد
ولی تصور میشودكه تا باتلاق
گاوخونی ادامه داشته باشد. این گسل راستگرد قائم تا نزدیك به قائم است كه به طرف
خاور خوابیدگی دارد و در ناحیه نطنز، سنگ‌های
كرتاسه را به میزان دو كیلومتر جابهجا كرده است (نبوی،
1355). به باور گروهی از زمین‌شناسان، این گسل و
گسل‌های موازی آن (گسل
كاشان، گسل غرب اردستان، گسل ساوه) در پیدایش سنگ‌های
آتشفشانی نوار ارومیه – بزمان نقش مؤثری داشته‌اند.
گسل ایندس : این گسل كه با راستای
خمدار شمال باختری – جنوب خاوری از 18 كیلومتری جنوب باختری شهر ساوه می‌گذرد یك گسل تنها نیست، بلكه از چند گسل
موازی یكدیگر تشكیل شده است.گسل ایندس با درازای بیش از 70 كیلومتر یكی از گسل‌های بنیادی گستره ساوه است كه مرز میان
بلندی‌های جنوب باختری ساوه
و دشت ساوه را میسازد. كاركرد این گسل
سبب زایش دشت و فرونشست دشت ساوه شده است.
گسل ایندس در بخشهایی
از درازای خود رسوبات آبرفتی كواترنر و پادگانههای
كهن و جوان را به روشنی بریده و رویههای تخت سه گوش جوانی
را ساخته است.
احتمــال می‌رود كه زمیــنلرزههـای
19 دسامبـــر 1980 5.6, Ms = 5.8) (mb = و
22 دسامبــر 1980 (mb = 5.5, Ms = 5.2) سلفچگان
به سبب جنبش گسل ایندس باشند (بربریان، b 1976).
گسل دهشیر (نایین – بافت) : این
گسل 350 كیلومتری (به احتمال 500 كیلومتری)، روند شمال شمال باختری – جنوب جنوب
خاوری و شیب نزدیك به قائم دارد كه از جنوب باختری شهرستان نایین شروع و تا نزدیك
سیرجان ادامه می‌یابد. از دهشیر تا
شهربابك، قسمتی از آمیزههای افیولیتی ایران
مركزی در بخش باختری آن و در طول بیش از 200 كیلومتر رخنمون دارد كه ممكن است
نشانگر مرز جنوب باختری ریزقاره ایران مركزی باشد.
از
دهشیر به طرف شمال، این گسل تغییر جهت داده و تا نایین ادامه می‌یابد (نبوی، 1355). تغییر جهت گسل دهشیر،
مدیون گسل دیگری به نام ندوشن – مروست است كه در كفه ابرقو - سیرجان، سبب جابهجایی گسل دهشیر شده است. ادامه جنوبی این
گسل روشن نیست ولی ممكن است تا فروافتادگی جازموریان و حتی مرز پاكستان ادامه
داشته باشد.
بریده شدن رسوبات كواترنری به وسیله این گسل، گویای حركات
كواترنری آن است. اگر چه شیب گسل نزدیك به قائم دانسته شده ولی این گسل با یك حركت
راستگرد، سبب جابهجایی رسوبات كرتاسه
بالا به میزان 50 كیلومتر شده است (عمیدی، 1975). هیچ
كانون زمین‌لرزه‌ای بر روی این گسل گزارش نشده، ولی رخداد
زمین‌لرزه بسیار محتمل است
(بربریان، b 1976).
گسل سروستان :
گسل بنیادی سروستان با راستای شمال شمال باختری – جنوب جنوب خاوری و درازای نزدیك
به 100 كیلومتر در حدود 75 كیلومتری جنوب خاوری كرمان قرار دارد. گسل سروستان در
دنباله زون گسلی گوك قرار گرفته به همراه آن پهنه لرزه‌خیزی
را در این بخش از ایرانزمین به وجود آورده
است (بربریان و همكاران، 1984).
گسل سروستان در بخش شمالی دارای شیب به سمت باختر جنوب
باختری بوده در راستای خود سبب رانده شدن سنگ‌های
پالئوسن (از سمت باختر) بر روی رسوبات آبرفتی كواترنر (در خاور) شده است. در بخش میانی،
رسوبات كواترنر و پهنه‌های رسی و نمكی به وسیله
گسل بریده شده است. به سمت جنوب، گسل پس از بریدن سنگ‌های
آتشفشانی – آذرآواری ائوسن كوههای جبالبارز، وارد دشت شمالی جیرفت می‌شود و رد آن كم و بیش در رسوبات آبرفتی
كواترنر به چشم میخورد.
گسل شهداد : گسل فشاری شهداد،
گسلی است كواترنر با راستای خمدار شمال باختری – جنوب خاوری كه در 5/2 كیلومتری
جنوب شهداد قرار دارد. این گسل كه كم و بیش مرز جنوب باختری دشت لوت را تشكیل می‌دهد، گسلی است جوان كه در تمامی مسیر خود
رسوبات كواترنر را میبرد. شیب این گسل به
سمت جنوب باختری بوده در مسیر آن كنگلومرا، مارن و ماسهسنگهای قرمزرنگ و گچدار
میوسن و رسوبات آواری نئوژن (از سوی باختر و جنوب باختری) بر روی رسوبات آبرفتی
كواترنر دشت (در خاور و شمال خاوری) رانده شده‌اند
(بربریان و همكاران، 1984).
گسل كوهبنان :
طول این گسل تا 900 كیلومتر برآورد می‌شود و روند عمومی آن
شمال باختری – جنوب خاوری است و ممكن است ادامه جنوبی گسل كلمرد باشد. در شمال
كوهبنان (شمال كرمان)، این گسل ارتفاعات سنگی را از رسوبات آبرفتی جوان جدا می‌كند. حركت
این گسل در كامبرین، پالئوزوییك، تریاس و پلیو – پلیستوسن
آشكار است. نوع حركت، تلفیقی از راستگرد و راندگی است و به نظر می‌رسد كه یك گسل معكوس پرشیب باشد كه به
طرف شمال خاوری شیب دارد. گسل كوهبنان رسوبات كواترنری را بریده و می‌توان آن را گسلی فعال تلقی كرد كه با زمینلرزهها
و گسلش جوان همراه است (بربریان،b
1976).
گسل جُرجافك :
گسل فشاری جُرجافك با راستای شمال باختری – جنوب خاوری و درازای بیش از 130 كیلومتر
در شمال باختری كرمان قرار دارد. این گسل دارای شیب به سمت جنوب باختری بوده در
بخش شمال باختری سبب رانده شدن سنگ‌های كرتاسه (از سوی
جنوب باختر) بر روی رسوبات آبرفتی كواترنر (در شمال خاوری) شده است. گسل در بخش‌های مركزی و جنوب خاوری خود، سنگ‌های پركامبرین پسین و پالئوزوییك كوه
داوران را (از سمت جنوب باختری) بر روی رسوبات كنگلومرایی پلیوسن و آبرفت‌های كواترنر رانده است.پهنه‌های به شدت خرد شده همراه با برش گسل،
چشمههای آب و پرتگاههای گسلی (گاه به بلندی 100 متر) از ویژگی‌های این گسل است.
ویژگی‌های مورفوتكتونیكی
گسل جُرجافك كه به روشنی رسوبات آبرفتی كواترنر را بریده است، لرزه‌زا بودن آن را به خوبی نشان می‌دهد اما با این حال، هیچگونه داده لرزه‌خیزی
از این گسل به دست نیامده است.
گسل گلباف (گوك) : این
گسل با طولی حدود 100 كیلومتر و روند شمال، شمال باختری – جنوب جنوب خاوری از
باختر بم تا باختر شهداد ادامه دارد و یكی از جنباترین ساختارهای ناحیه است.
در
23 سال گذشته دست كم 5 زمین‌لرزه متوسط تا بزرگ و
ویرانگر (11/6/1981، 28/7/1981، 20/11/1898، 14/3/1998 و 18/11/1998) در گستره
گلباف رویداده است. رویداد زمین‌لرزه پنجم دیماه 1382 در جنوب سامانه گسلی گلباف میتواند هشداری برای رویداد زمین‌لرزه آتی در بخش جنوبیتر این سامانه گسلی باشد (قرشی و
همكاران، 1382).
گسل نایبند :
گسل نایبند یكی از گسل‌های بنیادی و كهن ایران
است كه بلوك لوت (در خاور) را از بلوك طبس (در باختر) جدا می‌كند،
این گسل با طولی نزدیك به 600 كیلومتر، در یك راستای شمالی – جنوبی، از منطقه بشرویه
در خاور كوههای شتری آغاز و تا
منطقه بم در جنوب شرق كرمان امتداد می‌یابد. برخی زمین‌شناسان بر این باورندكه دو گسل نایبند و
میناب، گسل واحدی بوده‌اند كه در نتیجه تأثیر
گسل زاگرس، نسبت به یكدیگر جابهجا شده‌اند، ولی شاهد معتبری برای این دیدگاه
وجود ندارد.به دلیل روند شمالی – جنوبی، این گسل از جمله گسل‌های
كاتانگایی به شمار میآید. شواهد ریختزمینساختی
موجود نشان می‌دهد كه شمالیترین بخش این گسل، سبب پایین افتادگی كویر
بجستان و كویر بشرویه شده و بخش میانی، آن در شكلگیری
كوههای شتری و فراخاست
بعدی آن نقش اساسی داشته است (نبوی، 1355).
یكی از ویژگی‌های گسل نایبند، هدایت
گدازههای ماگمایی به سطح
زمین است. در خاور طبس، این گدازهها از نوع نیمه عمیق
داسیتی هستند كه به زمان پالئوژن نسبت داده شده‌اند
ولی در جنوب كفه طبس و ناحیه راور، آتشفشانها
به سن كواترنری، از نوع روانههای بازالتی هستند.
نحوه
جابهجایی این گسل چندان
روشن نیست. جدا از پایین افتادگیهای قائم، در ناحیه
طبس و كوههای راور (شمال
كرمان) شواهدی از یك حركت راستگرد گزارش شده است (مهاجر اشجعی و همكاران، 1975).
مقدار جابهجایی افقی یاد شده به
خوبی روشن نیست ولی در ناحیه نایبند، حدود 100-50 كیلومتر برآورد می‌شود. جابهجایی
در نهشته‌های آبرفتی جوان،
نشانه فعالیت جوان این گسل است و زمین‌لرزه ویرانگر تابستان
1357 طبس نیز مؤید حركت در طول یكی از شاخههای
فرعی و ناشناخته گسل نایبند است.
گسل‌های
خاور و جنوب خاوری ایران
گسل نهبندان : نام این گسل از شهرستان نهبندان، در 250 كیلومتری
شمال زاهدان گرفته شده است. در این ناحیه، چند گسل كم و بیش موازی با روند عمومی
شمالی – جنوبی وجود دارد ولی چرخش پایانه شمالی به سوی باختر و پایانه جنوبی به
سمت خاور سبب شده تا نسلهای مختلف راندگی بر
روی این سیستم امتداد لغز سوار باشند.
دو گسل عمده این مجموعه گسلی، به نام گسل خاور «نـه» گسل
باختر «نـه» نامگذاری شده‌اند. در ناحیه خونیك
(جنوب نهبندان)، این دو گسل به یكدیگر میرسند
و به صورت یك گسل امتداد لغز واحد، به سمت جنوب ادامه می‌یابد،
ولی در 50 كیلومتری شمال نصرتآباد، این گسل بار دیگر
دو شاخه شده و به سمت جنوب، به تدریج از هم دور می‌شوند.
به شاخه جنوب خاوری كه جداكننده افیولیت خاور ایران از بلوك لوت است «گسل نصرتآباد» و به شاخه جنوب باختری، كه تا شمال
آتشفشانهای بزمان ادامه دارد
«گسل كهورك» نام داده شده است (درویشزاده، 1380).
قدیمیترین سنگ‌های متأثر از گسل نهبندان، سنگ‌های دگرگونی پالئوزوییك – تریاس بلوك لوت
هستند و در نتیجه سن این گسل، قدیمیتر از تریاس است و به
احتمال از زمان پركامبرین فعالیت داشته است ولی در زمان مزوزوییك به یك جدایش درون
قاره‌ای تتیس جوان تبدیل
شده است. به گونه‌ای كه در شكلگیری حوضه فلیشی و جایگیری پوسته اقیانوسی
خاور ایران، نقش اساسی داشته ولی در حال حاضر زمیندرز خاور ریزقاره ایران مركزی را
تشكیل می‌دهد. بُرش رسوبهای كواترنری، نشانه حركت‌های جوان این گسل است. كانون زمین‌لرزه 1928 نهبندان بر روی این گسل قرار
دارد. ویرانی سال 1370 شهرستان نهبندان و روستاهای شورك، سهلآباد
و 000 مربوط به آخرین حركت گسل نهبندان است (بربریان، b
1976).
گسل بشاگرد :
نام این گسل از كوههای بشاگرد در جنوب
فروافتادگی جازموریان گرفته شده است. در این ناحیه، دستهای
گسل طولی با روند تقریبی خاوری – باختری وجود دارد. یكی از درازترین آنها گسل بشاگرد است كه از كهنوج
(شمال خاوری بندرعباس) شروع و ممكن است تا مرز پاكستان ادامه یابد. شاید این گسل،
ادامهای از گسل اصلی زاگرس
باشد، ولی مسئله دوگانگی سن سنگ‌های افیولیتی موجود
در امتداد این دو گسل، این دیدگاه را پرسشآمیز
میسازد. به ویژه آنكه،
روند خاوری – باختری گسل بشاگرد با روندهای شناخته شده پركامبرین ایران یكی نیست.گفتنی
است كه همانند دیگر گسل‌های همزاد و همروند
(گسل‌های فنوج، جنوب
جازموریان و 000)، گسل طولی بشاگرد دست كم در زمان شكلگیری
پهنه ساختاری – رسوبی مكران (مزوزوییك) به وجود آمده، ابتدا از نوع گسل نرمال بوده
ولی پس از آغاز فرورانش پوسته اقیانوسی عمان و تشكیل منشورهای برافزایشی به راندگی رو به شمال تبدیل شده است.
گسل هریرود :
تفاوت در ویژگی‌های زمین‌شناسی
دو سوی رودخانه هریرود (مرز ایران – افغانستان) و رودخانه تجن (مرز ایران و
تركمنستان) سبب شده تا به ناپیوستگی زمین‌شناسی
موجود بین بلوك لوت در ایران و بلوك هیلمنــد در افغانستان خطواره و به عبارت بهتر
گسل هریرود نام داده شود. جدا از شواهد روی زمین، اثر این گسل، به صورت یك ناپیوستگی
ژئوفیزیكی از پهنه توران تا مرز ایران و افغانستان گزارش شده است.در ایران، مسیر تقریبی
این گسل منطبق بر رودخانههای هریرود و تجن
است. ادامه جنوبی آن به احتمال از باختر دشت زابل (حد شرقی كوههای خاور ایران) گذشته و به زاهدان می‌رسد.
بدینسان، گسل یاد شده
روند شمالی – جنوبی و حدود 825 كیلومتر طول دارد. در ضمن گسترش جغرافیایی سنگ‌های ژوراسیك و كرتاسه ایران و افغانستان
در دو سوی این گسل، نشانگر حركت چپگرد است (نبوی، 1355) ولی در نقشه لرزهزمینساخت
خاورمیانه (حقیپور، 1992) این گسل
راستگرد دانسته شده است. با توجه به نقشه زمین‌شناسی
ایران، چنین استنباط می‌شود كه این گسل لبه
خاوری جدایش درونقارهای كوههای
خاوری ایران است كه ویژگی‌های مشابه با گسل
نهبندان دارد.در ضمن، به نظر می‌رسد كه در خاور بیرجند،
بخش شمالی گسل پس از چرخش به سمت شمال باختری تا جنوب گناباد ادامه مییابدو لذا تداوم بیشتر این گسل به سمت
شمال نیاز به دلایل مستندتر دارد. به ویژه این كه در روند ساختارهای موجود در
حدفاصل خاور گناباد تا كپه‌داغ قطعشدگی دیده نمیشود.
گسل‌های
البرز باختری و آذربایجان
گسل ارومیه – زرینهرود:
روند عمومی این گسل شمال باختری – جنوب خاوری است كه از ماكو آغاز و پس از عبور از
كناره باختری دریاچه ارومیه به رودخانه زرینهرود
می‌رسد. فروافتادگی دریاچه
ارومیه مدیون حركت این گسل است. روند عمومی آن هماهنگی با گسل‌های پركامبرین دارد، ولی نقش آن در زمان
پركامبرین دانسته نیست. در هر حال، در نتیجه عملكرد این گسل، نواحی باختر دریاچه
ارومیه به فرابومهای پركامبرین تبدیل
شده كه در بعضی نقاط تا
پرمین ادامه داشته است.
در باختر این گسل، ستبرای رسوبات پرمین به چندین هزار متر
می‌رسد و نشانگر آن است
كه در زمان پرمین، حوضه عمیقی در باختر این گسل وجود داشته است. در رخداد سیمرین
جوان، بار دیگر در اثر عملكرد این گسل باختر دریاچه ارومیه به فرابوم بلندی تبدیل
شده كه با حذف رسوبات ژوراسیك – تریاس همراه بوده است. بررسی تاریخچه زمین‌شناسی نواحی محدود به این گسل نشان می‌دهد كه حركات آن بیشتر از نوع قائم بوده
و چگونگی حركت افقی این گسل مشخص نیست. وجود بازانیت، لوسیتیت و تفریت در حاشیه
باختری دریاچه ارومیه و به سن 8/7 میلیون سال (معین وزیری و امین سبحانی، 1365) و
نقش این گسل در شكلگیری دریاچه ارومیه
در 6500 تا 8500 سال قبل (شهرابی، 1981) نتیجه جوانترین
حركت‌های این گسل دانسته
شده است.
گسل آستارا (تالش) :
گسل ترادیس آستارا، یكی از گسل‌های شمالی – جنوبی ایران
است كه در طول 1400 كیلومتر از ناحیه آستارا تا قفقاز كشیده شده است. درباره این
گسل دانستههای زیادی در دست نیست
ولی بدون شك در ریختشناسی ناحیه نقش بزرگی
داشته و فروافتادگی دریای خزر در خاور آن بسیار آشكار است. ریختشناسی ناحیه، اشاره به عملكرد یك گسل
معكوس با افت خیلی زیاد بین ارتفاعات تالش و دریای خزر دارد به طوری كه، نهشته‌های پالئوزوییك را در كنار نهشته‌های جوان قرار می‌دهد.سازوكار
ژرفی این گسل، نشانگر شیب بسیار ملایم صفحه گسل به سوی جنوب باختر است. این گسل
توان لرزه‌ای دارد و در زمین‌لرزه‌های
1978 و 1953 قفقاز، سازوكار فشاری داشته است (بربریان، b
1976).
گسل تبریز: گسل تبریز یكی از
ساختارهای خطی ایران است كه در یك طول 100 كیلومتری از كوههای
میشو (در باختر) تا بُستانآباد (در خاور) قابل
ردیابی است. بهترین اثر آن در بلا فصل شمال تبریز دیده می‌شود
به همین دلیل گسل تبریز نامگذاری شده است. روند عمومی آن شمال 115 درجه شرق و شیب
آن قائم است. به نظر بربریان (1977) بخش جنوبی این گسل (دشت تبریز – صوفیان) حدود
40 متر فروافتاده، ولی نبوی (1355) از مقایسه كوههای
مرو و میشو به یك جابهجایی راستگرد اعتقاد
دارد.از صوفیان به سمت باختر، این گسل پس از گذشتن از شهرستان خوی به طرف ماكو و
سپس به كوههای آرارات در تركیه
می‌رسد. ادامه جنوب خاوری
آن كوههای سلطانیه در جنوب
شرق زنجان است كه ممكن است به گسل زفره – قم برسد (نبوی، 1355).
افتخارنژاد (1975)، گسل شمال تبریز را یكی از گسل‌های قدیمی ایران می‌داند
كه از فروافتادگی زنجان – ابهر، شمال تبریز، شمال باختر آذربایجان گذشته و تا
قفقاز ادامه می‌یابد. در زمان دونین
زیرین، این گسل منطقه آذربایجان را به دو بلوك تقسیم میكرد.
بلوك شمال خاوری فروافتاده و بلوك جنوب باختری، تا پایان كربنیفر فرابوم بوده است.
بنابراین ممكن است فعالیت این گسل از دوره دونین آغاز شده باشد، هرچند كه سن قدیمیتر آن محتمل است.
اگرچه
در شمال فرودگاه تبریز، سنگ‌های میوسن بر روی
رسوبات آبرفتی كواترنری رانده شده‌اند ولی، بررسی زمین‌لرزه‌های
تاریخی و 100 سال گذشته تبریز، هیچ نشانی از فعالیت این گسل ندارد. گفتنی است كه
بربریان (1977)، حركت دوباره گسل همراه با زمین‌لرزه‌ای ویرانگر را محتمل می‌داند.
گسل سلطانیه :
گسل فشاری سلطانیه، گسلی است با درازای حدود 140 كیلومتر و راستای شمال باختری –
جنوب خاوری كه از فاصله 8 كیلومتری جنوب جنوب باختری شهر سلطانیه زنجان می‌گذرد. شیب این گسل به سمت جنوب باختر است
و دیواره فرسوده گسل را می‌توان به روشنی در
تمامی درازای آن دید. جنبش‌های فشاری گسل سلطانیه
ممكن است در شكلگیری فرونشست ابهر –
زنجان نقش داشته باشد. در ضمن احتمال دارد زمین‌لرزه
سال 1803 میلادی سلطانیه به سبب جنبش این گسل باشد (بربریان، b
1976).
گسل‌های
البرز
گسل البرز : این گسل در دامنه
شمالی البرز، در طول 550 كیلومتر، از لاهیجان تا جنوب گنبدكاووس ادامه دارد. روند
عمومی آن كم و بیش خاوری – باختری است ولی، به دلیل خمش به سمت جنوب، بخش میانی
آن، سیمایی كمانی دارد. اگرچه در بیشتر گزارشها
(نبوی، 1355، بربریان، 1983) شیب گسل البرز به سمت جنوب دانسته شده است ولی در نقشه
زمینساخت خاورمیانه (علوی،
1991) گسل البرز نوعی راندگی با شیب به سمت شمال است. در باختر لاهیجان، گسل چپگردی
به نام گسل سفیدرود با روند شمال خاوری – جنوب باختری این گسل را جابهجا كرده است.گسل البرز جداكننده البرز از
حوضه ترشیری حاشیه جنوبی خزر است و این احتمال وجود دارد كه این گسل نشانگر محل
تقریبی زمیندرز تتیس كهن باشد. گسل البرز در ریختزمینساخت منطقه اثرگذار است. یاسینی (1970)،
اختلاف ارتفاع رأس واحدهای قاره‌ای پلیوسن در دو سوی
گسل البرز را حدود 1000 تا 1500 متر می‌داند. ولی بربریان
(1983)، به جابهجایی حدود 3000 متر طی
2 میلیون سال اعتقاد دارد. موسوی روحبخش (1380)، با توجه به حفاری نفتی در دو طرف
گسل البرز، این اختلاف ارتفاع را بین 1900 متر در خاور تا 2300 متر در باختر می‌داند. بلوك شمالی این گسل، در بیشتر زمانها حركت رو به پایین داشته است. شاید
نخستین حركت رو به پایین در زمان میوسن بوده كه در نتیجه آن رخساره‌های دریایی میوسن (رخساره خزر) در شمال این
گسل نهشته شده‌اند. ولی آغاز فرونشینی
ممكن است به زمان ژوراسیك برسد. در حال حاضر گسل البرز به شدت فعال به نظر می‌رسد و احتمال دارد بسیاری از زمین‌لرزه‌های
گیلان و مازندران نتیجه جابهجایی در طول این گسل
باشد.
گسل سمنان : گسل سمنان كه در
شمال بلافصل این شهر و در پهلوی شمالی كوه چنَدران قرار دارد، نوعی راندگی با روند
شمال خاوری – جنوب باختری است كه به سمت جنوب جنوب خاوری شیب دارد. حركت‌های افقی گسل سمنان دانسته نیست، فقط در
قسمتهایی اثرات راندگی با شیب به سمت جنوب در آن
تشخیص داده می‌شود. از نگاه نبوی
(1355) ویژگی‌های چینهنگاری سنگی توالی پالئوزوییك (به ویژه
دونین) دو سوی این گسل تفاوت آشكار دارند، به گونه‌ای
كه در بلوك جنوبی رخساره‌های ایران مركزی و در
بلوك شمالی رخساره‌های البرز برونزد
دارند، به همینرو گسل سمنان مرز بین
دو پهنه ایران مركزی و البرز معرفی شده است. اگرچه درازای این گسل از دامغان تا
گرمسار محتمل دانسته شده، ولی بهترین اثر آن تنها در كوه چندران دیده می‌شود كه بیش از چند صدمتر درازا ندارد. با
توجه به تدریجی بودن گذر ایران مركزی به البرز، پذیرش گسل سمنان به عنوان مرز این
دو پهنه چندان ساده نیست.
گسل مُشا – فشم : در
دامنه جنوبی البرز، درحد فاصل آبیك – فیروزكوه – شاهرود – گسلی از نوع راندگی وجود
دارد كه دست كم از زمان لیاس (نبوی، 1355) تاكنون، بر حوضه رسوبی، ساختار كهن و به
ویژه ریختزمینساخت امروز البرز اثر درخور توجه داشته
است. گسل مُشا – فشم (دلنباخ، 1964، چالنكـو، b
1974)، راندگی اصلی جنوبی (لورنز، 1964)، راندگی میگون
– مشاء (آسرتو، 1966)، راندگی اصلی (كارتیه، 1971)، گسل آبیك- فیروزكوه- شاهرود
(نبوی، 1355) نام‌های متفاوتی است كه
به این گسل داده شده است. گسل مورد سخن در حقیقت یك پهنه گسلی به پهنای حدود 10 كیلومتر
و طول حدود 400 كیلومتر است. خط گسل موجدار است، در شمال باختری دارای روند WNW- ESE میباشد.
در بخش مركزی به تدریج خمیده می‌شود ولی در خاور،
روند خاوری – باختری دارد. شیب صفحه گسلی، متناسب با نوع سنگ‌های
مجاور، بین 35 تا 70 درجه به سمت شمال متغیر است. در حوالی لواسان (خاور تهران)،
گسل شمال تهران به این گسل می‌رسد و به صورت واحد،
به سمت خاور ادامه مییابند. آسرتو (1966)،
این گسل را از انواع ژرف و بنیادی البرز می‌داند
كه در بعضی نواحی بالا راندهUpthrust ، و در بعضی نقاط روراندهOverthrust است.
اگرچه اشتوكلین (1968)، آخرین حركت این گسل را به سن پلیوسن – پلیستوسن می‌داند، ولی چالنكو (1974)، این گسل را از
نوع لرزه‌زا و زمین‌لرزه‌های
آه مبارك (1930) و زمین‌لرزه مشا (1955) را
نتیجه رها شده انرژی در امتداد این گسل می‌داند.
گسل كندوان : یكی
از گسل‌های عمده و به احتمال
كهن البرز، گسل كندوان است كه روند باختر شمال باختر دارد و شیب صفحه گسلی حدود 30
تا 90 درجه به سمت شمال است. راندگی كندوان (آسرتو، 1966)، گسل كندوان (اشتالدر،
1971)، راندگی طالقان (ددوال، 1967)، روراندگی گرمابدر (آسرتو، 1966)، گسل برگشته
بایجان (آلنباخ، 1966)، گسل رود والار و شاهان دشت (در خاور دماوند) نامهایی است كه به بخش‌های
مختلف این گسل داده شده است.در ناحیه كندوان، شیب گسل 30 تا 60 درجه به سمت شمال
است (گلاس، 1965) اما به سوی باختر، در ناحیه عَلَمكوه،
شیب آن به 70 تا 90 درجه می‌رسد. در ناحیه
انگوران (باختر زنجان) حركت‌های قائم این گسل تا
1000 متر برآورد شده است. در حالی كه، در باختر انگوران حركت این گسل افقی گزارش
شده است. به نظر می‌رسد كه گسل كندوان،
مرز شمالی دریای ائوسن را مشخص كند.
گسل شمال تهران : در
گستره تهران، گسل‌های كوچك و بزرگ بسیاری وجود دارد كه به طور عمده ردیف‌های رسوبی
ترشیری و كواترنری را بریده و جابهجا كرده‌اند. یكی از
عمده‌ترین این گسل‌ها، پهنه گسل شمال تهران است كه با راستای خاوری – باختری در
شمال تهران بین كوه و كوهپایه قرار دارد. نخستین بار ریبن (1955)، به وجود یك گسل
اصلی و مهم در مرز میان كوهپایه و توفیت‌های سبز سازند كرج ناحیه تهران توجه كرد
كه در اثر عملكرد آن، ارتفاعات البرز بر روی آبرفت‌های كواترنر تهران رانده شده
است. چالنكو (1974) هم، اختلاف ارتفاع ناگهانی میان تهران و بلندی‌های توچال را مدیون
حركت یك گسل عمده دانسته است. این گسل با راستای متوسط خاور - شمال خاوری و با
درازای 108 كیلومتر از لواسان و نیكنام ده (شمال خاور تهران) تا باختر ولیان
(باختر كرج) ادامه دارد كه كمی به سمت جنوب خمیدگی دارد و شیب آن به سمت شمال است.
مقدار شیب در نواحی مختلف متغیر است و از 10 درجه تا 80 درجه اندازه‌گیری شده است.
بهترین اثر گسل، در دره كن گزارش شده است. در این محل، توفیت‌های سازند كرج، به
عنوان فرا دیواره، به روی فرو دیواره‌ای از سازند هزار دره رانده شده‌اند.
در
خاور دره كن، نهشته‌های تراورتن در طول بخشی از گسل رخنمون پیدا كرده‌اند. بنا به
گزارش چالنكو و همكاران (1974)، گسل شمال تهران از چند قطعه همپوشان en echelon تشكیل شده كه حركت امتداد
لغز چپگرد دارند. مطالعات اخیر قاسمی و همكاران (1381) نشان می‌دهد كه پهنه گسلی
واقع در شمال تهران، در واقع از یك گسل راندگی اصلی (گسل شمال تهران) و یك پهنه
گسلی چپگرد معكوس تشكیل شده است كه از راستای راندگی شمال تهران پیروی می‌كنند.
درازای پهنه مورد نظر 62 كیلومتر است و از خاور به باختر از 7 قطعه به نام‌های گسل
نیك نام دره، سبو كوچك، سوهانك، سوهانك – محمودیه، دارآباد، سعادت‌آباد، گلاب‌دره
– كن، باغ اناری و قطعه ازگیل‌دره تشكیل شده است. بخش عمده این قطعه‌ها مرز بین
سازند كرج در فرا دیواره و سازند هزار دره در فرو دیواره را تشكیل می‌دهند، اما در
مواردی، قطعه‌های مذكور به طور كامل در درون سازند كرج یا سازند هزار دره و واحدهای
جوان‌تر قرار می‌گیرند. خطی بودن این قطعه گسل‌ها، با وجود توپوگرافی متغیر، حكایت
از شیب زیاد سطح آنها دارد كه مولفه راستالغز آنها بر مؤلفه شیب لغز چیره است.
زمان آخرین حركت گسل شمال تهران، به سبب نداشتن سن دقیق
نهشته‌های آبرفتی كواترنر دانسته نیست. گفتنی است كه گسل شمال تهران از نوع لرزه‌زا
است و پاره‌ای از زمین‌لرزه‌های تهران حاصل حركت زمین در امتداد این گسل دانسته
شده است.
گسل دامغان : گسل
دامغان از 10 كیلومتری شمال شهر دامغان می‌گذرد و با برش نهشته‌های كواترنری، معرف
یك گسل كواترنری است. نخستین بار كرینسلی (1970)، 5/14 كیلومتر از طول گسل مذكور
را مطالعه و آن را نوعی گسل نرمال با شیب به سوی جنوب همراه با فرو افتادن بخش
جنوبی دانست.
بنا به گزارش بربریان و همكاران (1375)، درازای این گسل حدود
100 كیلومتر برآورد می‌شود و از دو بخش بنیادی خاوری و باختری ساخته شده است. بخش
خاوری (از شمال دامغان تا ده‌ملا)، به طول 53 كیلومتر، گاهی از میان كنگلومرای چین‌خورده
نئوژن پسین و بادزن آبرفتی كهن و جوان كواترنر و گاهی در میان سیلت‌های رسی
كواترنری است، و بلوك جنوبی آن پایین افتادگی دارد. در بخش باختری گسل دامغان (از
شمال دامغان تا گردنه آهوان) بلوك شمالی فرو افتاده و بلوك جنوبی معرف نوعی گسل
فشاری با شیب به سوی جنوب است.هیچگونه داده لرزه‌خیزی
از گسل دامغان در دست نیست. امكان دارد زمین‌لرزه‌های 22 دسامبر 856 میلادی قومس و
زمین‌لرزه 9 ژانویه 1982،
نتیجه جنبش گسل دامغان باشد (بربریان،1363).
گسل عطاری : گسل عطاری از حدود
25 كیلومتری خاور سمنان آغاز و به سمت خاور تا حوالی روستای قوشه ادامه می‌یابد.
علوی نایینی (1972)، این ساختار خطی را نوعی گسل شمال خاوری – جنوب باختری با شیب
به سوی جنوب خاور می‌داند كه ضمن بریدن پهنه جام - آبخوری، نوعی گسل بنیادی است كه
از زمان كامبرین تا كرتاسه پسین بر حوضه‌های رسوبی دو سوی خود اثر گذار بوده است.
از نگاه علوی نایینی نقش این گسل به گونه‌ای است كه می‌توان آن را جداكننده دو پهنه
ساختاری – رسوبی البرز و ایران مركزی دانست. بربریان و همكاران (1375) گسل عطاری
را نوعی راندگی كوتاه به طول 5/32 كیلومتر می‌دانند كه سبب راندگی سنگ‌های سازند
كرج (از سوی جنوب) برروی كنگلومرا، ماسهسنگ
و مارن‌های ژیپس‌دار میوسن و كنگلومرا و ماسهسنگهای
پلیوسن – پلیستوسن (در شمال) شده است . هیچگونه
داده سنی و یا لرزه‌خیزی از راندگی عطاری در دست نیست.
گسل‌های زمین‌لرزه‌ای
با مروری بر تاریخچه لرزه‌خیزی ایران دیده می‌شود كه كشور
ایران یكی از نواحی لرزه‌خیز دنیا است. در بخش بیشتر ایران، لرزه‌خیزی در ارتباط
مستقیم با تجدید فعالیت گسل‌هاست و بیشترین تكاپوهای لرزه‌خیزی در امتداد گسل‌های
فعال روی داده است.به گفته دیگر، بسیاری از زون‌های دارای گسل‌های عمده و همبری‌های
زمین‌ساختی غیر عادی، دارای نا‌آرامی‌های لرزه‌ای بوده و زمینلرزههایی
را به وجود میآورند.
گفتنی است حركات لغزشی در امتداد گسل‌ها، ممكن است از نوع
خزش آرام و بدون زمین‌لرزه باشد.گسل زمین‌لرزه‌ای، نوعی شكستگی زمین است كه در اثر
زمین‌لرزه كم ژرفا تولید
شده باشد و به طور كلی با تجدید حركت دوباره گسل‌های پیشین همراه هستند. این گونه
گسل‌ها می‌توانند درباره سازوكار رهاسازی انرژی لرزه‌ای در طی زمین‌لرزه و نیز تنش‌های
ناحیه اطلاعات لازم را بدهند.بیشتر گسل‌های زمین‌لرزه‌ای شناخته شده ایران، طولی بیش
از 40 كیلومتر دارند و همه آنها با زلزله‌های مخرب با بزرگی بیشتر از 7 ، همراه‌اند.
در تمام حالتها، جهت گسل‌های زمین‌لرزه‌ای
ایران گویای جهت فشاری در راستای NNE-SSW است
كه با جهت حركت شمال خاوری صفحه عربستان هماهنگی دارد.
گسل‌هایی كه برخوردار از یك
یا چند ویژگی زیر باشند، گسل‌های جُنبا یا گسل‌هایی با توانایی جنبش به حساب میآیند (بربریان و همكاران، 1364):
* كانونیابی رو مركز زمین‌لرزه‌های بزرگ در مكانی از درازای گسل و یا در
فرادیواره آن * گسلش در نهشته‌های كواترنری پسین
* داشتن دیواره حفظ شده
* داشتن ریزلرزههای زیاد كه با شبكه كامل و بسته لرزهنگاری محلی با خطای كم در كانونیابی روی زمین و ژرفی و زمانگیری یكنواخت برداشت می‌شوند.
* داشتن بستگی به یك
گسل شناخته شده جُنبا.
