Makoran (Balochistans coast area)

مکران

شامل کوه‌های خاوری – باختری است که از سواحل دریای عمان تا فروافتادگی جازموریان دنباله دارد. مرز باختری این کوه‌ها توسط خط عمان (گسل میناب) از زون برخوردی زاگرس جدا می‌شود و در خاور پس از گذر از بلوچستان پاکستان تا محور لاس بلا (Las Bela) ادامه می‌یابد. در امتداد محور لاس بلا، گسل‌های چپگرد « چمن(Chaman Fault) » و «اُرناچ نال (Ornach Nal) معرف یک زون ترادیسی بین زون فرورانش مکران و زون برخوردی هند – اوراسیا است.

گفتنی است که از 160 هزارکیلومتر مربع گسترة مکران، حدود 70 هزارکیلومتر مربع آن در ایران و بقیه در پاکستان است . از دیدگاه زمین‌شناسی، اشتوکلین (1974) بر این باور است که این رشته کوه، یک زمیندرز‌ کهن است که به چهرة یک منشور بر افزایشی، از کرتاسة پسین یا ترشیری پیشین تا هولوسن، در فرا دیوارة یک زون فرورانش کم ژرفا و کم شیب قرار دارد.زمین ریخت‌شناسی مکران پیوند نزدیک با الگوی ساختاری، شدت چین‌خوردگی و سنگ رخساره‎ها دارد. در یک نگاه کلی، بلنــدی این رشته کوه از شمال به جنوب کاستی می‎گیرد. اسنید (1970)، مکران را به سه واحد فیزیوگرافی « پـادگانه‌های دریایی » به موازات ساحــل، « نهشته‌هـای آبرفتی شمال پادگانه‌هــا » و « تپه‌ها و بلندی‌های مکران » تقسیم می‌کند. از سیمای ریخت‎شناختی شاخص مکران می‌توان به آمیزه‌های رنگین، برونزدهای چهره‌ساز فلیش‌های وحشی(Wild Flysch) ، آمیزه‌های زمین‎ساختی (Tectonic Melange) و سواحل بالا آمدة ( (Raised Beach پلکانی، خلیج‎های نعلـی شکل و گل‎فشان‎ها اشاره کرد. بخش دریایی مکران به علت شیب تند فلات قاره پهنـــای کمی دارد و در فاصلة 25 کیلومتری از ساحل، ژرفای آب به 200 متر می‎رسد. گفتنی است که خمش سنگ کره اقیانوسی پیش از فرورانش و به ویژه عملکرد گسل‎های راندگی از عوامل چهره‌ساز مکران‎اند.

تاریخچة چینه‌ای مکران

مکران نوعی اشتقاق درون‌قاره‌ای، به سن ژوراسیک پسین – کرتاسة پیشین (گلنی و همکاران، 1990) در سکوی ایران است که با توجه به رفتار امواج صوتی و سرعت امواج در پی‌سنگ، با اقیانوس‌زایی همراه بوده است. به همین دلیل، پی‌سنگ ناحیه نوعی پوستة اقیانوسی با میانگین ستبرای حدود 7 کیلومتر است که با توالی ستبری از رسوب‌های فلیش‌گونه و گاه شبه مولاس ‌پوشیده شده که ممکن است تا حدود 10‌هزار متر ضخامت داشته باشند. در یک راستای شمال به جنوب، پوشش رسوبی روی پی‌سنگ، جوان‎تر است. در شمالی‌ترین بخش مکران مجموعه‌ای ا4 پوسته‌های اقیانوسی و رسوبات پلاژیک کرتاسة بالا رخنمون دارند که به طور عموم با ردیف‌های فلیشی کرتاسة بالا – ائوسن پوشیده و یا در آمیخته‌اند. بخش میانی مکران با فلیش‎های الیگوسن، با چند دگرشیبی موازی درون سازندی و یک دگرشیبی زاویه‌ای در بالا، پوشیده شده است. رسوب‌های میوسن، به ویژه پلیوسن، بیشتر رخسارة آواری دارد که بخش میانی تا ساحل دریای عمان را زیر پوشش دارند. جوان‌ترین رسوب‌های مکران، ‌ماسه‎سنگ‎های سست و کم سیمان به سن پلیو – پلیستوسن است که به ویژه در نواحی ساحلی با پادگانه‌های دریایی کواترنری پوشیده شده‌اند. به دلیل شرایط حاکم بر زون فرورانش، واحدهای زمین‎ساختی – چینه‎نگاشتی یاد شده، گاهی نظم چینه‌ای ندارند. در حاشیة شمالی کوه‌های بشاگرد، آمیزه‌ای از پوسته‌های اقیانوسی وجود دارد که نمونــة بارزی از آمیزه‌‌های رنگین ایران است. در پهلوی جنوبی کوه‌های بشاگرد، آمیزه‌ای از اولیستولیت‌های وابسته به پی‌سنگ و فلیش‌های پالئوژن وجود دارد که به آن « فلیش وحشی » نام داده شده است. آمیزة دیگر این ناحیه، آمیزه‌های رسوبی است که در اثر گسلش و چین‌خوردگی شکل گرفته است. آمیزه‌های سه‌گانة یاد شده که به طور عمده در کنار گسل‌های فعال رخنمون دارند، نشان دهندة ناآرامی‌های شدید و جریان‌های آشفته در حوضة رسوبی هستند.

زمین‌ساخت مکران

در ناحیة‌مکران، چین‌ها روند تقریبی خاوری – باختری دارند (شکل 2-23) که با جهت بیشینة کوتاه‌شدگی و فشار بیشینه در راستای شمال خاور، هماهنگی دارد. کوتاه‌شدگی، بیشتر، با راندگی همراه است، به گونه‎ای که به تقریب مرز بسیاری از واحدهای سنگ چینه‌ای از نوع راندگی است. بدین‎سان، ساختار مکران، الگویی فلسی(Imabricated) دارد که فلس‌ها با گسل‌های معکوس پر شیب مرزبندی می‌شوند و فرجام آن رانـده شدن فلس از پس‎خشکـی ( (Hinterland (N-NE) به سمت پیش‎خشکی (Foreland) (S – SW) است. این ساختار در اثر رویدادی پدید آمده که اوج آن در میوسن بوده و از آن پس نیز با شدت کمتری همچنان ادامه دارد زیرا که به لحاظ تداوم فرورانش، در ناحیة مکران،گسل‌ها هنوز فعال‎اند و زمین به بالا آمدن ادامه می‌دهد که این عمل با چین‌خوردگی، کوتاه‌شدگی و با پسروی خط ساحلی همراه است. گفتنی است که: – راندگی‌ها سبب شده‎اند تا پوستة مکران از 50 تا 70 درصد کوتاه شود. – عامل چین‌خوردگی، به طور عمده، فشارهای ناشی از فرورانش پوستة اقیانوسی عمان به زیر مکران است که با عملکرد گسل‌های راندگی شدت می‎یابد به گونه‎ای که رویداد گسل آفرینی با چین‌خوردگی شدید پرکلینال با برتری الگوی جناغی همراه است. – با توجه به زمان آغاز فرورانش، پدیدة چین‌خوردگی از کرتاسة پسین آغاز شده و هنوز هم ادامه دارد. – از شمال به جنوب، شدت چین‌خوردگی کاهش می‌یابد، به گونه‌ای که در مکران ساحلی چین‌خوردگی و گسلش معکوس وجود ندارند و یا بسیار ناچیز و اتفاقی هستند.«گسل» های مکران، از نظر زمان پیدایش و نقش، از چند نوع‎اند : «گسل‌های طولی(Longitudinal Faults) » که در آغاز از نوع گسل‌های نرمال بوده و همزمان با شکل‌گیری حوضه به وجود آمده‎اند ولی، در رژیم‌های فشارشی بعدی به گسل‌های راندگی با شیب تند به سمت شمال و شمال خاوری تبدیل شده‌اند. از ادامة گسل‌ها در ژرفا اطلاعی در دست نیست ولی کینگ و همکاران (1975)، ادامة‌گسل‌ها را تا عمق 20 کیلومتر می‌دانند. «گسل‌های مزدوج (Conjugated Faults) »، که از نظر روند و نوع به دو گروه قابل تقسیم‎اند. گروه نخست، دارای روند شمال باختری هستند که سازوکار امتداد لغز راستگرد دارند. گروه دوم، دارای روند شمال خاوری با سازوکار حرکتی امتداد لغز چپگردند. گسل‌های مزدوج، روند خاوری – باختری ساختارها را قطع می‌کنند و به یک همگرایی به طرف شمال، در داخل منشور برافزاینده اشاره دارند. «گسل‌های نرمال (Normal Fault » که در ساحل مکران دیده می‎شوند. زمان پیدایش آنها کواترنر دانسته شده و پذیرفته شده است که خطی بودن حاشیة شمالی پادگانه‎های دریایی و همچنین، بالا آمدن سواحل مکران نتیجة عملکرد این گسل‎هاست و حرکت‎های قائم این گسل‎ها سبب شده تا پادگانه‎های دریایی در سطوح تراز گونا‎گون سامان گیرند.

فرورانش مکران

همان گونه که گفته شد مکران نوعی منشور برافزاینده است که در فرادیوارة یک زون فرورانش کم ژرفا جای دارد. در این ناحیه، اگرچه عمل فرورانش از کرتاسة پسین آغاز شده، ولی هنوز برخورد نهایی صفحه‎ها صورت نگرفته است (لوپیشون، 1968). به همین‎رو، در حال حاضر عمل کوهزایی در مکران همچنان در حال انجام است. باید گفت که، در ناحیة مکران، صفحة رورانده سنگ کرة قاره‎ای است. کمان ماگمایی حاصل از فرورانش، شامل سه مرکز آتشفشانی اصلی کوه سلطان در پاکستان، تفتان و بزمان، با ویژگی آتشفشانی جزایر کمانی است (ژیرو، 1976 و درویش‎زاده، 1354) (شکل 2-24) . طول این کمان 450 کیلومتر و پهنای آن حدود 150 کیلومتر است و فاصلة آن تا ژرفنای مکران از 400 کیلومتر در باختر (در ایران) تا 600 کیلومتر در خاور (در پاکستان) متغیر است. شمار مخروط‎ها منحصر به سه قلة یاد شده نیست. عکس‎های هوایی دست کم نشانگر 16 مرکز فوران در زمان کواترنر است. دو راستای زمین‎ساختی، سه مرکز فوران را از هم جـــدا می‎کند. زون گسلی مرز خاوری لوت مرز میان دو آتشفشان بزمان و تفتان است و مرز خاوری کوه‎های خاور ایران ، به احتمال گسل هریرود، مرز میان تفتان و سلطان است. این گسل‎ها جابجایی افقی قابل ملاحظه‎ای دارند ولی بر آتشفشان‎های کواترنر ‎اثر ندارند. به همین لحاظ به گمان گانسر (1971) میان ساختارهای سطحی و زیرسطحی ژرف‎تر تفاوت اساسی وجود دارد.آتشفشان‎های بزمان، تفتان و کوه سلطان در یک امتداد خطی سامان نگرفته‎اند. ژاکوب و کیتمیر (1979) بر این گمانند که سنگ کرة فرو رونده تا محل خمش یکپارچه است. ولی، از محل خمش، صفحة فرورونده در اثر گسل‎های بزرگ ترادیس عمود بر ژرفنا به چهار قطعه تقسیم شده است. سامان‎گیری کانون‎های زمین‎لرزه در امتداد شمالی – جنوبی، مؤید وجود گسل‎های ترادیس دانسته شده است. محل شکستگی‎های ترادیس به صورت قطع شدگی در زنجیرة آتشفشانی مشخص است. این قطعات به نام‎های باختری، مرکزی – باختری، مرکزی – خاوری و قطعة خاوری نام‎گذاری شده‎اند . قطعة باختری (A)، به دلیل شیب ملایم (کم‎تر از 10 درجه) صفحة فرو رونده، پویایی آتشفشانی ندارد. قطعة خاوری نیز مخروط‎های مرکب پیشرفته ندارد. در دو قطعة مرکزیB) و C)، که دارای مراکز آتشفشانی هستند، شیب صفحه فرورونده بیشتر است (مرکزی – باختری ْ38 – ْ50، مرکزی – خاوری ْ19 – ْ28). شیب کم قطعات A و D، به مجاورت و تماس آنها با سنگ کرة قاره‎ای مجاور، نسبت داده شده است. قطعة A با خط عمان در تماس است که محل برخورد صفحة عربی و ورق ایران است. قطعة D نیز محدود به گسل ترادیس چمن است که محل برخورد صفحه‎های هند و ایران است. گفتنی است که: – مشخص‎ترین سیمای لبة فرورونده زون بنیوف است که به طور عموم در ژرفای تقریبی100 کیلومتر و به طور مستقیم در زیر کمان آتشفشانی جای دارد. – بررسی زمین‎لرزه‎های مکران نشان می‎دهد که فعالیت‎های لرزه‎ای کم ژرفا از ساحل شروع و در داخل خشکی تا فاصلة حدود 70 کیلومتر از ساحل ادامه می‎یابند. از این نقطه زمین‎لرزه‎ها به دلیل آغاز خمش ژرف‎‎تر می‎شوند. ژرف شدن کانون‎ زمین‎لرزه‎ها ادامه می‎یابد تا این که در جنوب کمان آتشفشانی به ژرفای 80 کیلومتر می‎رسد. در پایین‎تر از این ژرفا، زون لرزه‎ای بسیار ضعیف است و تنها چند کانون بین 80 تا 100 کیلومتر ثبت شده است. – پهنای سیستم کمان – ژرفنایArc Trench Gap) ) مکران در حدود 400 کیلومتر، (ایران) تا 600 کیلومتر، (پاکستان) است که از نظر پهنا، در نوع خود بی همتا است. میزان فرورانش مکران ژاکوب و کیتمیر (1979)، میزان فرورانش کنونی را 4 تا 5 سانتیمتر در سال می‎دانند. با فرض ثابت بودن مقدار، اگر آغاز فرورانش را دست کم از زمان ائوسن (60 میلیون سال) بدانیم، باید در طول این زمان، حدود 2400 تا 2000 کیلومتر از پوستة اقیانوسی عمان در اثر عمل فرورانش از میان رفته باشد. یادآور می‎شود، اندازة میزان فرورانش در ائوسن و الیگوسن کاهش داشته ولی دوباره در میوسن فزونی یافته و تا زمان حاضر نیز ادامه دارد. در بارة جایگاه فرورانش باید گفت که پندار همگان بر آن است که در زمان کرتاسه، گودال فرورانش در جازموریان بوده ولی در مراحل پی‎درپی، جبهة فرورونده به سمت جنوب عقب نشسته و فلیش‎های ائوسن، الیگوسن 000 را بر جای گذاشته است، به گونه‎ای که در حال حاضر زون فرورانش به مغاک عمان رسیده است.

واحدهای زمین‎ساختی مکران

از نگاه « زمین‎ساختی »، تاکنون مکران را به سه روش تقسیم بندی کرده‎اند. نخستین و ساده‎ترین تقسیم‎بندی، تقسیم مکران به دو بخش شمالی (مکران داخلی) و جنوبی (مکران بیرونی) است. این دو بخش پی‎سنگ افیولیتی دارند و با باریکه‎ای از پوستة قاره‎ای، به نام کمپلکس دورکان، از یکدیگر جدا شده‎اند. پوستة قاره‎ای با پهنای 50 کیلومتر و درازای 250 کیلومتر، شامل سنگ‎های کربنیفر، پرمین، ژوراسیک و کرتاسه است که با سنگ‎های افیولیتی و سنگ‎های دگرگونی همراه هستند. مکران شمالی با بوم‎های افیولیتی کرتاسه – پالئوسن و نهشته‎های پلاژیک آن زمان مشخص است. در مکران جنوبی، رخساره‎های فلیش تا پایابی کم عمق دیده می‎شوند که در یک ژرفنای اقیانوسی پویا انباشته شده‎اند. ارشدی (1982) پوستة قاره‎ای جدا کنندة مکران شمالی از مکران جنوبی را لبة جنوبی بلوک لوت می‎داند که پس از جدا شدن به درون حوضة فلیشی مکران رها شده است. مک‎کال (1985)، پوستة قاره‎ای موردنظر را ادامة جنوب خاوری زون سنندج – سیرجان، در پهنة مکران می‎داند. افتخارنژاد (گفتة شفاهی) این پوستة قاره‎ای را جدا کنندة نوار افیولیتی بیرونی (Outer Axial Ophiolite Belt) از درونی (Inner Axial Ophiolite Belt) می‎داند. فرهودی و کریگ (1977) با توجه به روند فزایندة سن نهشته‎ها از جنوب به شمال، دگرشکلی موجود و فزونی گرفتن ارتفاع، مکران را نوعی سیستم کمانی جنبا (Active Arc System) دانسته‎اند که در شکل‎گیری آن، فرورانش پوستة اقیانوسی عمان به زیر مکران نقش بنیادی داشته است (شکل 2-24). به نظر ایشان، فرورانش در فاصلة 400 کیلومتری از ساحل انجام گرفته و پیش از فرورانش، سنگ‎کرة خمیده شده و ذوب پوستة اقیانوسی سبب شکل‎گیری سنگ‎های ماگمایی بلندی‎های بزمان شده است. در این نظریه، پهنة مکران به دو واحد زمین‎ساختی تقسیم شده است.یکی بخش پایین افتادة جازموریان که نوعی حوضة پیش کمان در حال فرونشینی(Subsiding Fore Arc Basin) است و دیگری، بخش بالا آمدة جنوبی که از کوه‎های بشاگرد تا ژرفای اقیانوس عمان ادامه دارد و خود از دو بخش حوضة شیبSlope Basin) ) و پرشدگی ژرفنا (Trench Fill) تشکیل شده است. پهنای شیب – ژرفنا حدود 300 کیلومتر است. بنابراین شیب ورق پاییــن رونده حدود یک درجه برآورد می‎شود. به عقیدة مک‎کال (1985)، پهنة مکران شامل 4 ایالت زمین‎ساختی جداگانه است: 1-گودال خشکی‎زایی جازموریان (Jaz – e – Murian Epirogenic Depression) ، با رسوب‎های کواترنر پوشیده شده است. در بیشتر گزارش‎های زمین‎شناسی موجود، این فرونشست را بخشی از ایران مرکزی و دنبالة بلوک لوت دانسته‎اند ولی برداشت‎های ژئو‎فیزیک هوایی اخیر، گویای آن است که پی‎سنگ این فروافتادگی جوان، از نوع پوسته‎های افیولیتی است. این گونه حوضه‎های پیش‎کمانی در دیگر زون‎های فرورانش نیز گزارش شده‎ که گاه توانی شایان توجه از هیدروکربن دارند. 2-کافت فرعی یا زون گسترش کافت مانند(Rift Like Spreading Zone) ، این بخش در اواخر ژوراسیک یا اوایل کرتاسه شکل گرفته و تا اوایل ائوسن حوضة کافتی باریکی را تشکیل می‎داده است. در این بخش مجموعه‎ای از سنگ‎های افیولیتی به همراه رسوب‎های پلاژیک کرتاسة بالا و فلیش‎های آهکی پالئوسن، به صورت مخلوط برونزد دارند. 3-زون کربناتی پیش‎کمانی(Carbonate Fore Arc) ، این بخش باریکه‎ای از پوستة قاره‎ای با سنگ‎هایی از نوع سکوی قاره‎ای است که گاه آن را بخش جدا شدة بلوک لوت و گاه ادامة زون سنندج – سیرجان می‎دانند. 4-زون ژرفنای اقیانوسی (Trench )»، این بخش، یک زون فرورانش واقعی با سنگ‎هایی از مجموعه‎های افیولیتی و رسوب‎های پلاژیک تریاس بالا – پالئوسن است. که با رسوب‎های فلیشی – مولاسی پوشیده شده و تا ساحل مکران شامل چهار بخش است. الف) زون فلیشی ائوسن، ب) زون فلیشی الیگوسن – میوسن، ج) زون رسوب‎های نریتیک میوسن، د) زون ساحلی با رسوب‎های کم ژرفای مولاسی میوسن بالایی – پلیوسن .

توان معدنی مکران

وجود گل‎فشان‎ها و چشمه‎های گازی، معرف وجود گاز دانسته شده است، ولی تاکنون هیدروکربن قابل ملاحظه‎ای دیده نشده است. با وجود این، در ناحیة برون کرانه‎ای (Offshore) پاکستان نشانه‎هایی از هیدروکربن قابل بازیافت، پیدا شده است که ذخیرة آن بین 14 تا 16 میلیون بشکه نفت و یا معادل گازی آن برآورد می‎شود.در حاشیة شمالی مکران، در حد فاصل ایرانشهر – میناب، در مجموعه‎های افیولیتی پی‎سنگ، کانسارها و نشانه‎های معدنی چندی دیده می‎شود که مهم‎ترین آنها عبارتند از:- کانسارهای کرومیت گوتیج، سرزه، گندتی‎هان، کوشوک، مختارآباد، رمشگ و میرآب.- کانی‎سازی مس از نوع سولفید توده‎ای و گرمایی مانند مس شیخ‎عالی و احمدآباد. در پاکستان هم پی‎سنگ افیولیتی ذخایری از کرومیت دارد. ذخایر کرومیت اسلام‎باغ (هندوباغ) در نزدیکی کویته از آن جمله است.

لرزه‎زمین‎ساخت مکران

هنگامی که صفحه‎ای به زیر صفحة دیگر می‎رود، مقدار لرزه‎خیزی بالا است، در حالی که، به عنوان یک زون فرورانش فعال، در مکران توان لرزه‎خیزی بسیار ضعیف است. این امر به دو دلیل است. یکی فرورانش کم شیب. دوم این که در مکران مجموعة برافزایشی درآب است و به دلیل وجود آب در منافذ سنگ‎ها، رفتار سنگ‎ها پلاستیک است و نه شکننده. به گفتة دیگر، وجود آب، نیروهای مؤثر را کاهش می‎دهد. با این حال، وجود پادگانه‎های دریایی و وجود 9 گل‎فشان، نشانة پویایی این پهنه است که از آن جمله می‎توان به زمین‎لرزة 1945 پاسنی اورمارا پاکستان با بزرگی 3/8 اشاره کرد. همان‎گونه که گفته شد، تا فاصلة 70 کیلومتری ساحل، رومرکز زمین‎لرزه‎های مکران کم ژرفا هستند (ژاکوب و گیتمیر، 1979) ولی پس از فاصلة 70 کیلومتری، زمین‎لرزه‎ها کانون ژرف‎تری دارند به گونه‎ای که در جنوب کمان ماگمایی، به ژرفای حدود 80 کیلومتر می‎رسد.

http://daggar.wordpress.com