فهرست نشریات علمی دسترسی آزاد ایران

مقدمهرشته‎کوه البرز در شمال ایران، کمان مرتفعی است که از انتهای تالش در باختر تا تقاطع آن با کپه داغ در خاور گسترده شده است (Jackson et al, 2002). علوی (Alavi, 1996)، البرز را یک کمربند چندکوهزاد معرفی نموده است که تحت تاثیر کوهزایی سیمرین و آلپین از تریاس پسین تا الیگومیوسن قرارگرفته است. لذا این رشته‎کوه و حتی ادامه آن به خاور، با توجه به الگوی ساختاری خود به ­خوبی می­تواند بیانگر فرآیندهای مرتبط با زمین­ساخت وارون باشد (Zanchi et al, 2006; Yassaghi and Madanipour, 2008; Gholami et al, 2016).مواد و روش­هانقشه زمین‌شناسی محدوده مورد مطالعه بر پایه نقشه زمین‌شناسی کیاسر (Akbarpour and Saeedi, 1991) و نقشه زمین‌شناسی جام (Alavi naeini and Hamedi, 1997)، بررسی تصاویر ماهواره­ای Landsat 8 با دقت مکانی 15 متر با ترکیب­های باندی متفاوت و پیمایش­های صحرایی، اصلاح و ترسیم گردیده است. با استفاده از این نقشه، داده­های صحرایی و داده­های ارتفاعی رقومی 1(DEM) (مدل رقومی ارتفاعی) برش ساختاری عمود بر منطقه مطالعه ترسیم گردیده است. برای تحلیل سازوکار گسل­ها از شکستگی­های برشی ریدل، پله­های گسلی، شکستگی­های هلالی، رشد فیبرهای کانی در سطح گسل­ها و همچنین تصاویر استریوگرافی استفاده شده است.نتایج و بحث- هندسه ساختاری ساختار بالاجسته تویه‎دروارکوه‎های تویه‎دروار توسط گسل‎های میلا در شمال و گیو در جنوب محدود می­شود. این گسل­ها با جهت شیب مخالف یکدیگر سبب رانده ‎شدن واحدهای سنگی پالئوزوئیک زیرین و مزوزوئیک بر‎روی واحدهای جوان‎تر ترشیری شده­اند. گسل­های میلا و گیو با جهت شیب مخالف یکدیگر، باعث راندگی و بالاآمدن واحدهای سنگی پالئوزوئیک در هر دو سو بر روی واحدهای جوان­تر شده­اند. این چنین هندسه و ساختاری که در آن سنگ­های قدیمی­تر توسط سنگ­های جوان­تر احاطه می­شوند را در کوه‌های طالقان، به­عنوان درونهشته معرفی شده است (Annels et al, 1975).چنانچه این هندسه ساختاری، متأثر از گسل­خوردگی باشد از آن با عنوان ساختار بالاجسته (pop-up)2 یاد می­شود که بیشتر در رژیم‎های زمین­ساختی وارون و امتدادلغز تشکیل می­شود (MCclay, 1995). از آنجایی که میزان جابجایی در پس­راندهای تشکیل شده در زمین‌ساخت وارون نسبت به گسل اصلی بیشتر است، این هندسه را می­توان از ویژگی­های گسل­های مناطق وارون شده دانست که گسل­های پس­راند در آن، در فاز فشارشی شکل گرفته­اند (Conney et al, 1996). در اثر فعالیت گسل میلا در بخش خاوری، واحدهای سنگی پالئوزوئیک فوقانی (سازند جیرود) بر روی واحدهای سنگی سنوزوئیک (کنگلومرای فجن) و در بخش باختری واحدهای سنگی مزوزوئیک (سازند لار) بر روی واحد‎های سنگی سنوزوئیک (مارن‎های ائوسن) رانده شده است. در گذر از خاور به باختر، راستای گسل از خاوری - باختری به شمال‎خاور- جنوب‎باختر تغییر می­کند. در فرادیواره گسل میلا، راندگی تویه، شکل گرفته است که در بخش باختری سبب رانده شدن واحدهای سنگی پالئوزوئیک زیرین بر روی واحدهای پالئوزوئیک فوقانی و در بخش خاوری باعث رانده شدن واحدهای سنگی پالئوزوئیک زیرین بر روی واحدهای سنگی تریاس شده است. گسل گیو به طول تقریبی 20 کیلومتر و راستای کلی شمال­خاور - جنوب­باختر، مرز جنوبی کوه‎های تویه دروار را تشکیل می‎‎دهد. در اثر فعالیت گسل گیو نهشته­های سازند شمشک (ژوراسیک) و واحدهای آهکی کرتاسه بر روی واحدهای ائوسن رانده شده است. شیب صفحه گسل گیو بین 60 تا 75 درجه به سمت شمال­باختر متغیر است و دارای سازوکار معکوس چپگرد است. گسل دروار در برش AA’ دارای شیب 75 درجه در شمال باختری گسل گیو شکل گرفته و دارای سازوکار معکوس چپگرد است. گسل دروار به عنوان شاخه فرادیواره­ای گسل گیو باعث راندگی واحدهای سنگی تریاس (سازند الیکا) بر روی واحد­های سنگی ژوراسیک (سازند شمشک) شده است.-مدل تکاملی زمین‌ساختی کوه‌های تویه دروارگسل گیو می­تواند طی کشش پالئوزوئیک آغازین یا بالاآمدگی محیطی پرموتریاس و تشکیل گسل­های نرمال، ایجاد شده باشد. در کرتاسه فوقانی، فاز فشارشی ناشی از بسته شدن اقیانوس نئوتیتیس، باعث وارون شدگی فعالیت این گسل­های نرمال شده است. اثر وارون‎شدگی گسل گیو با توسعه گسل دروار در فرادیوراه آن همراه بوده لذا گسل میلا به صورت پس‌راندگی گسل گیو و گسل تویه در فرادیواره گسل میلا تشکیل شده­ است. با توجه به نحوه رخنمون واحدهای سنگی پالئوسن و ائوسن در فرودیواره گسل میلا و گیو می­توان تداوم این وارونگی را تا ائوسن بالایی درنظر گرفت. تداوم همگرایی بعد از میوسن و حرکت پی­سنگ خزر جنوبی نسبت به ایران به سمت باختر، سبب جابجایی چپگرد گسل­ها شده است. گسل گیو می­تواند در طی فاز کششی پالئوزوئیک آغازین و یا در اثر بالا آمدگی محیطی و تشکیل گسل­های نرمال در البرز‎خاوری در زمان پرموتریاس ایجاد شده باشد. در کرتاسه فوقانی همزمان با فاز فشارشی ناشی از بسته شدن اقیانوس نئوتیتیس، باعث تجدید فعالیت گسل­های نرمال از قبل موجود و وارون شدگی آن‎ها شده است. بر این اساس، گسل گیو می­توانسته از این زمان شروع به وارون‎شدگی نماید. اثر وارون‎شدگی گسل گیو با توسعه گسل دروار در فرادیوراه آن همراه بوده و با ادامه این وارون­شدگی، گسل میلا به ‎صورت پس‌راندگی گسل گیو و گسل تویه در فرادیواره گسل میلا تشکیل شده­ است. با توجه به رخنمون واحدهای سنگی پالئوسن (کنگلومرای فجن) و ائوسن (سازند کرج) و نحوه قرارگیری آنها در فرودیواره گسل میلا و گیو می­توان این گونه بیان نمود که مکانیسم وارونگی تا ائوسن بالایی ادامه داشته است. آلن و همکاران (Allen et al, 2003) تکامل پوسته البرز در اواخر دوران سنوزوئیک را این گونه بیان می­کنند که در میوسن تغییر شکل بیشتر فشارشی و همراه با حرکت عموما راستالغز بوده است. حرکت به سمت باختر پی­سنگ خزر جنوبی نسبت به ایران  مرکزی، سبب جابجایی چپ­بر گسل­ها شده است. بنا بر نظر جکسون و همکاران (Jackson et al, 2002) رشته‎کوه البرز در حال حاضر تحت کوتاه­شدگی چپ­بر مایل قرار دارد، ضمن آنکه ساختارهای نشانگر حرکت امتدادلغز چپ­بر در البرز‎خاوری بیش از البرز ‎باختری است. تأثیر حرکت چپ­بر در فاز آخر تنش باعث ایجاد پهنه­های برشی در مقیاس­های مختلف شده است. نتیجه­گیری-کوه‌های تویه‌دروار ساختار بالاجسته نامتقارنی هستند که به ‌وسیله گسل‌های گیو و میلا با جهت شیب مخالف یکدیگر بر روی واحدهای جوان‌تر رانده شده‌اند.-گسل گیو به ‌عنوان گسل اصلی، مرز جنوبی و گسل میلا به‌ صورت پس‌راندگی گسل گیو، مرز شمالی ساختار بالاجسته تویه‌دروار را تشکیل می‌دهند.-گسل گیو پتانسیل تشکیل در طی فاز کششی پالئوزوئیک آغازین و یا تشکیل در اثر برخاستگی محیطی و تشکیل گسل‌های نرمال در البرز خاوری در زمان پرموتریاس را داشته است.-در کرتاسه فوقانی همزمان با فاز فشارشی ناشی از بسته شدن اقیانوس نئوتتیس، باعث تجدید فعالیت گسل نرمال اولیه گیو و وارون‌شدگی آن شده ‌است.-رخنمون واحدهای سنگی پالئوسن (کنگلومرای فجن) و ائوسن (سازند کرج) و قرارگیری آن‌ها در فرودیواره گسل میلا و گیو، بیان‌کننده ادامه مکانیسم وارونگی تا ائوسن بالایی می‌باشد.-ادامه حرکات فشارشی بعد از میوسن که با حرکت سمت باختر پی‌سنگ خرز جنوبی نسبت به ایران مرکزی سبب جابجایی چپگرد گسل‌ها (رژیم زمین‌ساختی ترافشارشی چپگرد) در البرز خاوری شده است.