معرفی زون های ایران

[ابراتا]

معرفی زونها - ايران مرکزى CI

ايران مرکزى خرد قاره ايران مرکزى بخشى از ايران ميانى است که با زميندرزهاى افيوليتى سيستان، نائين، بافت، گسل دورونه و افيوليت‎هاى کاشمر – سبزوار احاطه شده و توسط گسل‎هاى طويلى که به سمت باختر خميدگى دارند و از نوع امتداد‎لغز راستگرد‎اند، قابل تقسيم به بلوک لوت، فرازمين شترى، فرونشست طبس، فرازمين کلمرد، بلوک پشت‎بادام، فرو‎افتادگى بياضه – بردسير و بلوک يزد 000 است. در گذشته، خردقارة ايران مرکزى را بخشى از تودة ميانى ايران مرکزى مى‎دانستند ولى، به باور اشتوکلين (1968) ، پس از سخت‎شدن پى‎سنگ پرکامبرين، بخش ياد شده در زمان پالئوزوييک ويژگى‎هاى سکويى داشته و در زمان‎هاى مزوزوييک و سنوزوييک به منطقه‎اى پر تحرک و پويا تبديل شده است. با وجود اين، بايد گفت که الگوى ساختارى حاکم بر اين خرد قاره از نوع بلوک‎هاى جدا شده با گسل‎هاى عمده است که هر يک ويژگى جداگانه دارند و پويايى خرد قاره در همه جا يکسان نيست. شواهد موجود نشان مى‎دهندکه: * کوهزايى کاتانگايى در اين ناحيه در پرکامبرين پسين و پيش از يک رژيم سکويى حاکم شده است. * به جز بلوک لوت و لبة جنوب باخترى که سنگ‎هاى ماگمائى ترشيرى برونزد دارند، در ساير نواحى سنگ‎هاى ترشيرى در کمترين مقداراند. * در رديف‎هاى پالئوزوئيک اين ناحيه، نبودهاى چينه‎نگارى مهمى وجود دارد که مهم‎ترين آنها نبودهاى چينه‎اى آغاز دونين ميانى (هياتوس ايفلين) و کربونيفرپسين (هياتوس استفانين) است. ناهمسانى‎هاى ساختارى – رسوبى گسترده سبب شده تا بتوان خرد ‎قارة ايران مرکزى را به نواحى زير تقسيم کرد. بلوک لوت بلوک لوت، با درازايى حدود 900 کيلومتر، خاورى‎ترين بخش خردقارة ايران مرکزى است. مرز خاورى آن با گسل نهبندان و حوضة فليشى خاور ايران و مرز باخترى آن با گسل نايبند و بلوک طبس مشخص مى‎شود. در روى نقشة زمين‎ساخت ايران (اشتوکلين و نبوى، 1973)، مرز شمالى اين بلوک به فروافتادگى جنوب کاشمر و مرز جنوبى آن به فرونشست جازموريان بسته مى‎شود. در 1968، اشتوکلين اين بلوک را به دو بخش خاورى و باخترى تقسيم کرد که با رشته کوه‎هاى شترى از يکديگر جدا مى‎شد. يافته‎هاى بعدى نشان داد که ويژگى‎هاى زمين‎شناسى اين دو بلوک قابل قياس نيستند. براى نمونه، روانه‎هاى آذرين بسيار ستبر (2000 تا 3000 متر) سنوزوييک بلوک لوت در بلوک طبس وجود ندارد و يا حرکت‎هاى زمين‎ساختى سيمرين پيشين، به ويژه سيمرين ميانى که با دگر شکلى و پايدارى نسبى بلوک لوت همراه است، در بلوک طبس، نشانه‎هاى زمين‎زايى ملايم دارند. به همين دليل، به ويژه به دليل يافته‎هاى نوين، در گسترة بلوک لوت بازنگرى و بلوک طبس، فرونشست‎ جازموريان و کوه‎هاى بزمان ، به عنوان کمان ماگمايى، از اين بلوک حذف شده است. تاريخچه چينه‎اى بلوک لوت تاريخچه چينه‎اى بلوک لوت بسيار نزديک با ديگر نواحى خردقارة ايران مرکزى است. ولى، چهار ويژگى بر چينه‎نگارى بلوک لوت حاکم است. 1- تأثير درخور توجه کوهزايى سيمرين پيشين (پالئوبلوچ – رى‎ير و محافظ، 1972) بر سنگ‎هاى کهن‎تر از ترياس مياني. 2- چين‎خوردگى، آتشفشانى و پلوتونيسم به نسبت شديد ژوراسيک ميانى (سيمرين ميانى) به ويژه در نواحى ده‎سلم، چهارفرسخ که با سخت‎شدگى و پايدارى نسبى بلوک همراه است. 3- فراوانى سنگ‎هاى آتشفشانى سيستم ترشيرى، به ويژه ائوسن، که با داشتن ضخامتى حدود 2000 متر، بيش از نيمى از بلوک لوت را مى‎پوشاند. 4- نهشته‎هاى درياچه‎اى، به تقريب افقى، پليوسن – پليستوسن به نام « سازند لوت » که نشانگر عملکرد ضعيف بازپسين رخداد چين‎خوردگى در اين بلوک است. « بلوک طبس » که ميان گسل نايبند در خاور و گسل کلمرد – کوهبنان در باختر قرار دارد بخشى از يک قلمروى ساختارى است که در کناره‎ها و بستر خود توسط گسل‎هايى از پى‎سنگ بريده شده به گونه‎اى که در پالئوزوييک و مزوزوييک توالى چينه‎شناسى متفاوتى از نواحى مجاور داشته است و از پايان مزوزوييک به سبب عملکرد تنش‎هاى زمين‎ساختى همگرا در راستاى بيشتر خاورى – باخترى، با خروج زمين‎ها و فراخاست کوه‎ها به خشکى تبديل شده است. (قاسمى و همکاران 1381). بدين ترتيب اين باور وجود دارد که سيماى ريخت‎شناسى – زمين‎ساختى کنونى اين بلوک در گرو تجديد فعاليت ساختارهاى گسلى و چين‎خوردگى کهن در چرخة زمين‎ساختى آلپى است. بلوک طبس از جمله مناطقى است که روند تکاملى پالئوزوييک آن با مناطق مجاور همخوانى و هم‎آهنگى ندارد . براى نمونه: * نبود رسوبى ايفلين در اين ناحيه وضوح آشکار ندارد. * سنگ‎هاى کربنيفر بالايى که در ساير مناطق وجود ندارد، از اين ناحيه گزارش شده است. * تکاپوهاى آتشفشانى مافيک و حدواسط ، هر چند ناچيز، از ويژگى‎هاى پالئوزوييک بلوک طبس است و از اين نظر مى‎توان بلوک طبس را با کوه‎هاى البرز مقايسه کرد. * کانى‎سازى سرب، روى و مس در سنگ‎هاى پرمين ترياس و ژوراسيک البرز در بلوک طبس، نير عموميت دارد که تائيدى بر همسانى ميان اين دو ناحيه است. * فرونشينى شديد از ويژگى‎هاى بلوک طبس است. در گذشته چنين گمان مى‎رفت که اين فرونشينى محدود به کوه‎هاى شترى و شيرگشت باشد، اما در حال حاضر مشخص شده است که بخش بيشتر بلوک در پالئوزوييک ، به ويژه مزوزوييک تا کرتاسه، نشست در خور توجه داشته به گونه‎اى که در اين بلوک حجم بزرگى از سنگ‎هاى فانروزوييک وجود دارند که رديف‎هاى پالئوزوييک آن 2 تا 3 هزار متر و سنگ‎هاى مزوزوييک آن گاهى تا 10000 متر ستبرا دارند. « بلوک کلمرد» بخشى کوچک از خرد قارة ايران مرکزى است که روند شمال خاورى دارد و ميان گسل کلمرد در خاور و گسل پوشيدة نائينى در باختر قرار دارد. سرگذشت اين فرازمين به دو خروج طولانى وابسته به دو رخداد کوهزايى کاتانگايى و سيمرين ميانى اشاره دارد. به سخن ديگر، در دو مقطع زمانى طولانى اين بلوک ويژگى فرازمين داشته است. کهن‎ترين سنگ‎هاى اين فرازمين انباشته‎هاى شيلى – سنگ ماسه‎اى ستبر سازند کلمرد به سن پرکامبرين هستند که در اثر رخداد کاتانگايى به خوبى چين‎خورده و با دگرشيبى زاويه‎اى با نهشته‎هاى اردويسين (سازند شيرگشت) پوشيده شده‎اند که گواهى بر نخستين ايست رسوبى طولانى است. در اين بلوک رديف‎هاى اردويسين تا ترياس ميانـى، ضمن داشتن ايست‎هاى رسوبـى پى‎درپى و چنـد باره، يک واحـد زمين‎ساختى- چينه‎ نگاشتى محدود ميان رخداد کاتانگايى – سيمرين پيشين‎اند که در محيط‎هاى سکويى کم‎ژرفا انباشته‎اند و سير تکاملى آن با بلوک طبس تفاوت آشکار دارد. در اينجا، سنگ‎هاى ترياس بالايى گزارش نشده و به نظر مى‎رسد که وقفة رسوبگذارى ناشى از سيمرين پيشين، در مقايسه با بلوک طبس طولانى‎تر باشد. رديف‎هاى ژوراسيک اين بلوک محدود به رسوب‎هاى لياس – دوگر ميانى است و نبود نهشته‎هاى جوان‎تر از دوگر ميانى (سازند بادامو) نشان مى‎دهد که خروج طولانى دوم اين فرازمين از دوگر ميانى به بعد بوده که رخداد کوهزايى سيمرين ميانى عامل اصلى آن به شمار مى‎آيد. از نگاه ساختارى، در نيمة شمالى فرازمين کلمرد روند کلى چين‎ها شمال خاورى – جنوب باخترى است که به ويژه در نهشته‎هاى پالئوزوييک نمود آشکار دارند. شيب لايه‎ها در پهلوى خاورى ساختارها زياد و گاهى برگشته است ولى در پهلوى باخترى شيب لايه‎ها ملايم‎تر است. عملکرد گسل‎هاى طولى برگشته سبب گرديده که ساختارهاى بُرشى همروند با بلوک کلمرد در خور توجه باشند که تاقديس بُرشى کوه راهدار از آن جمله است. « فرونشست بياضه – بردسير»، ميـان گسل پشت‎بادام در خاور و گسـل انار در باختر قرار دارد. اگرچه بسيارى از ويژگى‎هاى اين فرونشست، نظير پى‎سنگ پرکامبرين دگرگونى، رديف‎هاى سکويى پالئوزوييک-ترياس ميانى و نهشته‎هاى شيلى – سنگ‎ماسه‎اى ترياس بالايى – ژوراسيک ميانى مشابه ساير نواحى خرد قاره است ولى اين فرونشست دو ويژگى دارد، يکى تاثير شديد‎تر رخداد سيمرين ميانى که با خروج گستره و دگرگونى همراه بوده است. دوم، حوضه‎هاى فليشى کرتاسه که معرف حوضه‎هاى با فرونشست شديد‎اند و به ويژه رديف‎هاى کرتاسة بالايى آن را مى‎توان از خاور انار تا شمال بردسير کرمان ديد. « بلوک يزد » بخش باخترى خرد‎قارة ايران مرکزى است که از شمال به گسل دورونه و از باختر به نوار افيوليتى نائين – بافت محدود است. نکتة ويژة بلوک يزد دو تا است. يکى دگرگونه‎هاى انارک، دوم رديف‎هاى ترياس نخلک. در ناحية انارک که گاهى به نام ماسيف انارک – خور از آن ياد مى‎شود، مجموعه‎اى از رسوبات پليتى – پساميتى به همراه سنگ‎هاى کربناتى و آتشفشانى متعلق به شيب قاره وجود دارند که به صورت ناحيه‎اى و در رخساره‎هاى شيست سبز و شيست آبى دگرگون شده‎اند و به صورت ورق‎هاى بُر خورده با افيوليت‎ها، سنگ‎آهک‎هاى پلاژيک و رسوب‎هاى آشفته همراه‎اند. اگرچه داود‎زاده و لنچ (1981) افيوليت‎هاى انارک را بخشى از پوستة اقيانوسى تتيس کهن هرات مى‎دانند که پس از چرخش خردقاره در مکان فعلى رخنمون يافته ولى به باور الماسيان (1977) ، افيوليت‎هاى انارک سن پروتروزوييک بالايى دارند و مى‎توان آنها را در ارتباط با نواحى پشت کمان اقيانوسى دانست. رديف‎هاى ترياس ناحية نخلک (گروه نخلک) تفاوت رخساره‎اى در خور توجهى با ساير نقاط خردقاره ايران مرکزى دارند. به باور داود‎زاده و همکاران (1969) توالى‎هاى ترياس نخلک رخسارة مشابه با ترياس آق‎دربند (اوراسيا) دارند که در نتيجه چرخش خرد قارة ايران مرکزى، به ميزان 135 درجه در جهت خلافعقربة ساعت، به محل کنونى تغيير مکان داده‎اند. بايد گفت که مسئله ترياس نخلک و سازندهاى سازندة گروه نخلک و حتى سازو کار و مقدار چرخش خردقاره پرسش‎آميز است و نياز به بازنگرى جامع دارند.

معرفی زونها - البرز-آذربايجان Al-Az

البرز پهنه رسوبى – ساختارى البرز شامل بلندي‎هاى شمال صفحه ايران است که به شکل تاقديسى مرکب(Anticlinorium) ، در يک راستاى عمومى خاورى – باخترى، از آذربايجان تا خراسان امتداد دارد. از نگاه زمين‎ريخت‎شناسى، مرز شمالى البرز منطبق بر تپه ماهورهاى متشکل از نهشته‎هاى ترشيرى و دشت ساحلى خزر است. از نگاه زمين‎شناختى، مرز شمالى البرز محدود به زميندرز تتيس کهن است که از برخورد سنگ‎کرة (Lithosphere) قاره‎اى البرز با سنگ کرة توران، در ترياس پسين به وجود آمده است. ولى، در بيشتر نقاط، محل زميندرز با ورق‎هاى رانده شده از شمال به جنوب پوشيده شده است. حد جنوبى البرز چندان روشن نيست. گسل تبريز (علوى، 1991)، آنتى البرز(Anti Alborz) (ريويه، 1941) گسل گرمسار (بربريان، 1375)، گسل سمنان (نبوى، 1356) و گسل عطارى (علوي‎نايينى، 1972)، مرز جنوبى البرز دانسته شده‎اند. ولى چنين به نظر مي‎رسد که مرز شاخصى در مرز جنوبى البرز وجود نداشته باشد و گذر از پهنة ايران مرکزى به پهنة البرز تدريجى باشد. از نظر کوه‎نگارى، مرز باخترى البرز تا قفقاز کوچک و مرز خاورى آن تا کوه‎هاى پاراپا ميسوس افغانستان (علوى، 1991) گسترش دارد. فراوانى سنگ‎هاى آتشفشانى و آذرآوارى ترشيرى، در دامنة جنوبى البرز، سبب شده بود تا در نخستين نقشة زمين‎ساخت اروپا (خاين، 1972)، البرز بخشى از بزرگ ناوديس قفقاز – ترکيه دانسته شود. ولى، وجود سنگ‎هاى ماگمايى همسان با آن در ديگر نواحى ايران، و به ويژه با دستيابى به يافته‎هاى بيشترى از زمين‎شناسى ايران، يقين شد که بسيارى از واحدهاى سنگ‎چينه‎اى البرز و ايران مرکزى، از ديدگاه رخساره و شرايط تشکيل، هماننداند به گونه‎اى که البرز را مي‎توان چين‎هاى حاشيه‎اى ايران مرکزى دانست که در شکل‎گيرى آن برخورد دو صفحة ايران و توران و پيامدهاى آن نقش اساسى داشته‎اند. همسانى البرز با ايران مرکزى به ويژه در دامنة جنوبى بيشتر است ولى در دامنة شمالى تفاوت‎هايى دارد (اشتوکلين، 1968) . به ظاهر، سرگذشت ساختارى و چينه‎اى البرز در همه جا يکسان نيست. به همين‎رو، جدا از واژه‎هاى جغرافيايى: البرز باخترى، البرز مرکزى، البرز خاورى، البرز شمالى، البرز جنوبى، از نظر زمين‎شناسى، از زيرزون‎هايى همچون ماکو – تبريز، رشت – گرگان، بينالود (نبوى، 1355) و حتى کپه‎داغ ياد شده است که نياز به بازنگرى دارند. براى نمونه، زون رشت – گرگان که شامل مناطق جنوبى درياى خزر است، در شمال گسل البرز، به گفتة بهتر در شمال زميندرز پوشيدة ‎تتيس کهن قرار دارد و از اين رو، وابستگى آن به لبة جنوبى ورق توران به مراتب بيشتر است و يا زون بينالود، خويشاوندى زمين‎شناختى بيشترى با ايران مرکزى دارد تا البرز. مهم‎تر آنکه، شرايط زمين‎شناختى حاکم بر کپه‎داغ با البرز متفاوت است و از اين رو، شمول آنها در البرز توجيه علمى قوى ندارد. در اين نوشتار با اعتقاد به ضرورى نبودن تفکيک البرز از ايران مرکزى، تنها به ويژگي‎هاى زمين‎شناسى اصلى، به ويژه ساختار البرز، بسنده مي‎شود. ولى، تفاوت‎هاى ناحيه‎اى ناديده گرفته نشده و به آنها نيز اشاره مي‎شود تاريخچه چينه‎اى البرز در بسيارى از گزارش‎هاى زمين‎شناسى، کهن‎ترين سنگ‎هاى البرز را دگرگوني‎هاى جنوب گرگان (شيست‎هاى گرگان) دانسته‎اند. افزون بر آن، دگرگوني‎هاى اسالم – شاندرمن (کلارک و همکاران، 1975) و گاهى نيز سازند بَرير (گانسر و هوبر، 1962) واحدهاى سنگ‎چينه‎اى پرکامبرين البرز انگاشته شده‎اند. ولى، امروزه يقين شده است که اين دگرگوني‎ها، بيشتر سنگ‎هاى پالئوزوييک و يا مزوزوييک هستند که در اثر زمين‎ساخت برخوردى ترياس پسين (رويداد سيمرين پيشين) و يا به طور همبرى دگرگون شده‎اند. يافته‎هاى ديرينه‎شناختى امروز البرز، گوياى آن است که کهن‎ترين سنگ‎هاى رخنمون شدة البـرز، سازند کهر است که حاوى آکريتارک‎هــاى نوپروتروزوييک پسينLate) Neoproterozoic) است. علوى (1991)، با تکيه بر سنگ رخساره‎ها به ويژه نقش زمين‎ساخت بر حوضة رسوبى البرز، همة سنگ‎هاى البرز را به چند واحد زمين‎ساختى – چينه‎نگاشتى بزرگ و به شرح زير تقسيم مي‎کند. 1- توالى سکوى پرکامبرين پسين – اردويسين، 2- سنگ‎هاى ماگمايى (درونى و بيرونى) اردويسين ميانى – دونين، 3- توالى فلات قارة دونين – ترياس ميانى، 4- نهشته‎هاى پيش‎خشکى ترياس بالايى – ژوراسيک ميانى، 5- توالى فلات قارة ژوراسيک ميانى – کرتاسه، با دو رخسارة ناهمسان در البرز جنوبى و شمالي. 6- مجموعة ماگمايى البرز به سن سنوزوييک، با ترکيب شيميايى کلسيمى - قليايى در البرز غربى – مرکزى و قليايى در البرز شرقي. 7- رسوبات همزمان با کوهزايى سنوزوييک، با دو رخسارة ناهمسان در البرز جنوبى و شمالى، گفتنى است که: * هر يک از واحدهاى ياد شده در بالا شامل چند يا چندين سازند است که همگى در شرايط زمين‎ساختى خاص، با شرايط رسوبى – زمين‎ساختى مشابه، انباشته شده‎اند. * در حد فاصل پرکامبرين پسين تا اردويسين، پوستة قاره‎اى البرز جايگاه تکاملى درياى بَرقاره‎اى Epicontinental) ) کم عمق بوده است. * بنا به گزارش اشتامفلى (1978)، بربريان و کينگ (1981)، سنگ‎هاى ماگمايى اردويسين – دونين معرف يک مرحله بازشدگى (Opening Stage) و جدايش(Break Up) سکوى پرکامبرين پسين – پالئوزوييک پيشين البرز اند. * در ترياس پسين، سنگ کرة قاره‎اى(Lithosphere) البرز و ورق توران برخورد کرده و در اثر اين برخورد، ضمن پايان گرفتن حيات فلات قاره، پديده‎هاى فراخاست، دگرگونى، جايگيرى توده‎هاى گرانيتوييدى انجام و حوضه‎هاى رسوبى پيش‎خشکى ((Foreland ترياس پسين – ژوراسيک ميانى شکل گرفته‎اند. * بررسى ديرينه جغرافياى البرز نشان مي‎دهد که رسوبات پالئوزوييک دامنة شمالى ستبرتراند ‎ و در پاره‎اى نقاط همچون آمل، کندوان ناپيوستگى رسوبى ميان سنگ‎هاى پرمين و ترياس در کمترين اندازه است. در ضمن، ستبراى رسوبات زغالدار ترياس بالا – ژوراسيک ميانى در دامنة شمالى، چندين برابر دامنة جنوبى است و يا سنگ‎هاى کرتاسة بالايى حجم قابل توجهى سنگ‎هاى آتشفشانى دارند. اين نکته‎ها نشان مي‎دهند که در زمان‎هاى پالئوزوييک – مزوزوييک حوضة رسوبى دامنة شمالى البرز عميق‎تر از دامنة جنوبى بوده است در حالى که از سنوزوييک به بعد شرايط ديرينه جغرافيا تغيير عمده کرده و در حالى که در دامنة شمالى گسلش راندگى و فراخاست روى داده، در دامنة جنوبى البرز، درياى پسرونده، کم ژرفا و در حال فرونشستى وجود داشته است که در آن چند هزار متر انباشته‎هاى آذرآوارى – تخريبى همزمان با کوهزايى بر جاى نهاده شده است.

معرفی زونها - سنندج - سيرجان

سنندج – سيرجان سنندج – سيرجان باريکه‎اى از جنوب باخترى ايران ميانى است که در بلافصل شمال خاورى راندگى اصلى زاگرس قرار دارد. ويژگي‎هاى سنگى و ساختارى سنندج – سيرجان معرف يک گودى ژرف (Trough) و يا کافت ميانة بلوک در سپر پرکامبرين ايران و عربستان است. به همين‎رو ويژگي‎هاى زمين‎شناختى آن با پهنه‎هاى مجاور تفاوت‎هاى آشکار دارد. تفاوت‎هاى ويژة اين زون سبب شده است تا از گذشته‎هاى دور مورد توجه و مطالعة زمين‎شناسان باشد. سري‎هيتات (پيلگريم، 1908)، زون همدان (گرگورى، 1929)، زون ساختارى پيچيده همراه با سنگ‎هاى دگرگونى (فالکن، 1961) سنندج – سيرجان (اشتوکلين، 1968)، زون دگرگونى زاگرس (برو و ريکو، 1971)، اسفندقه – رضاييه (تکين، 1971)، مريوان – منوجان (هوشمندزاده، 1976)، اسفندقه – مريوان (نوگل، 1977)، اُلاکوژئوسينکلينال پروتروزوييک – ترياس (سبزه‎ئى، منتشر نشده) نام‎هاى ناهمسانى است که براى اين زون گزيده شده است که از ميان آنها، « سنندج – سيرجان » شناخته شده‎تر است و کاربرد بيشتر دارد. درازاى زون سنندج – سيرجان حدود 1500 و پهناى آن 150 تا 250 کيلومتر است که از باختر درياچة اروميه آغاز مي‎شود و در يک راستاى شمال باخترى – جنوب خاورى تا گسل ميناب، در شمال بندرعباس، ادامه مي‎يابد. نياز به يادآورى است که در پهنة مکران باريکه‎اى از پوستة قاره‎اى به نام کمپلکس دورکان وجود دارد که مک‎کال (1985) آن را ادامة خاورى زون سنندج – سيرجان مي‎داند. در جهت شمال باختر، گودى درون قاره‎اى سنندج – سيرجان تا جنوب خاورى ترکيه ادامه دارد که پس از تغييرى در روند آن تا ماسيف بيتليس ادامه مي‎يابد (اشتوکلين، 1968). برخلاف مرز جنوب باخترى، که با راندگى اصلى زاگرس مشخص مي‎شود، ارتباط شمال خاورى سنندج – سيرجان با مناطق ديگر ايران ميانى، به دليل پوشش گستردة سنگ‎هاى ترشيرى و کواترنر، تغييرات جانبى رخساره‎ها و نيز دگرشکلي‎هاى پيچيده، به خوبى مشخص نيست. فروافتادگي‎هاى درياچة اروميه، توزلوگل، گاوخونى و جازموريان فصل مشترک تقريبى سنندج – سيرجان با ايران ميانى است (اشتوکلين، 1968). راستاى مستقيم سنندج - سيرجان در فاصلة ميان درياچة اروميه و اسفندقه، به طور محلى نمايانگر سامانه‎اى راستالغز است. در راستاى جنوبى اين ناحيه، گسل‎هاى مستقيمى مانندآباده، ده‎شير، شهربابک و بافت مشخص‎اند که بعضى از آنها نشانگر جابه‎جايى امتداد لغز راستگرد در رسوبات کواترنرى مي‎باشند (شيـخ‎الاسلامى، 1381). همخوانى روند ساختـارى، يکسانى الگوى ساختارى، چيرگى راندگي‎ها به ويژه پذيرش الگوى استاندارد مناطق کوهزادى در زون‎هاى برخوردى، سبب شده است تا زمين‎شناسانى مانند فالکن (1961)، برو و ريکو (1971)، هينز و مک‎کوييلن (1974)، فرهودى (1978) و علوى (1994)، سنندج – سيرجان را زير زونى از کوهزاد زاگرس بدانند. ولى، ترتيب رسوبات، چارچوب زمين‎ساختى و به ويژه رويدادهاى زمين‎ساختى و فعاليت‎هاى ماگمايى – دگرگونى سبب شده تا گروهى بزرگ از زمين‎شناسان، ويژگي‎هاى سنندج – سيرجان را با مناطق پرتحرک مرکز و شمال ايران قياس کرده و آن را زيرزونى از ايران ميانى بدانند. با اين حال، تفاوت‎هايى مانند پيروى از روند ساختمانى زاگرس، نبود نسبى سنگ‎هاى آتشفشانى دورة ترشيرى، محدوديت گسترش سنگ‎هاى ترشيرى، فراوانى نفوذي‎هاى گرانيتى – ديوريتى مزوزوييک و سنوزوييک، فراوانى نسبى سنگ‎هاى آذرين بيرونى پالئوزوييک (سيلورين – دونين – پرمين)، عملکرد احتمالى رويدادهاى زمين‎ساختى پيش از پرمين، و سرانجام دگرگونى به نسبت پيشرفته جنبش‎هاى سيمرين پيشين از ويژگي‎هاى بارز سنندج – سيرجان ‎است که وابستگى آن را با زون‎هاى مجاور پرسش‎آميز و مستقل دانستن آن را پيشنهاد مي‎کند. ويژگي‎هاى بارز سنندج – سيرجان به ويژه فرآيندهاى دگرگونى آن در همه جا يکسان نيستند. در نيمة جنوب خاورى اين زون پديده‎هاى دگرگونى به طور عمده حاصل عملکرد کوهزايى سيمرين پيشين است در حالى که در نيمة شمالى آن رويدادهاى سيمرين ميانى به ويژه کوهزايى لاراميد از عوامل پلوتونيسم و دگرگونى هستند. به همين دليل افتخارنژاد (1359)، زون سنندج – سيرجان را به دو بخش سنندج - همدان و همدان – سيرجان تقسيم مي‎کند. تاريخچة چينه‎نگارى سنندج - سيرجان در زون سنندج – سيرجان، پديده‎هاى دگرگونى، ماگماتيسم و زمين‎ساخت پى در پى و هم‎آهنگ با فازهاى زمين‎ساختى شناخته شده در مقياس جهانى در بيشترين مقدار است. به همين‎رو، اين زون ناآرام‎ترين و به گفته‎اى ديگر پويا‎ترين پهنة زمين‎ساختى ايران است. دربارة پي‎سنگ پرکامبرين اين پهنه، اطلاع روشنى در دست نيست. در پاره‎اى از گزارش‎ها پي‎سنگ، متشکل از آمفيبوليت، گنيس و آمفيبوليت شيست دانسته شده است. سبزه‎ئى (1373)، پي‎سنگ پرکامبرين سنندج – سيرجان را با نواحى رودان قياس کرده و پي‎سنگ را نوعى پوستة اقيانوسى مي‎داند. از اواخر پالئوزوييک پيشين، اين زون به حوضه‎اى در حال نشست تبديل و با نهشته‎هاى آوارى انباشته شده است. نيروهاى کششى مؤثر در فرونشست، موجب ظهور و خروج ماگماهاى بازالتى از نوع قليايى قاره‎اى شده که اوج آن در دونين بالايى است. نبود سنگ‎هاى کربنيفر بالايى نشان مي‎دهد که حرکت‎هاى خشکي‎زاى فلات ايران همچنان بر اين زون اثرگذار بوده است که بارزترين اثر آن، ايجاد پستى و بلندى است. ولى، تيله و همکاران (1968) بر اين باورند که فاز هرسي‎نين همراه با دگرگونى بوده است. مجموعة پرمين زون سنندج – سيرجان، کم و بيش با ايران مرکزى همانند است، ولى سنگ‎هاى شيلى پرمين در اين پهنه بيشترند و در برخى نقاط مانند حاجي‎آباد، اقليد، گلپايگان و مريوان با ديابازهاى قليايى و بازالت همراه ‎است. به جز موارد نادر، سنگ‎هاى پرمين را شيست‎هاى ترياس بالا – ژوراسيک پوشانده‎اند و شواهد موجود گوياى اين است که در ميانه‎هاى ترياس حوادثى بس مهم روى داده که در نتيجة آن سنگ‎هاى زون سنندج – سيرجان دچار دگرگونى ديناموترمال شده‎اند که تا رخسارة آمفيبوليت پيشرفته و در اعماق پايين‎تر به ذوب آناتکتيک رسيده است. از آغاز ترياس پسين تا کرتاسة پسين در فرونشست ژرف سنندج – سيرجان رسوبات آوارى و گاه کربناتى، همراه با سنگ‎هاى ماگمايى انباشته شده است اين توالي‎ها، زير تأثير فاز کوهزايى لاراميد قرار گرفته‎اند که حاصل آن پايدارى و سخت شدن بخش‎هاى شمال باخترى زون سنندج – سيرجان است به گونه‎اى که در نواحى باختر اروميه، مياندوآب، بوکان و مهاباد، رسوبات آهکى اليگوسن – ميوسن (سازند قم) چين‎خوردگى ملايم و دامنة کوتاه دارند (افتخارنژاد، 1359). به جز چند ناحيه، در زون سنندج – سيرجان، سنگ‎هاى سيستم ترشيرى گسترشى چندان ندارند. از ديدگاه ژئوديناميکى، شيخ‎الاسلامى (1381) نکته‎هاى زير را باور دارد. الف) بازشدگى درون قاره‎اى به سن پالئوزوييک در حاشية شمالى گندوانا. ب) جدا شدن ورق ايران از گندوانا در حاشية جنوبى خود به دنبال بازشدگى تتيس جوان پس ار پرمين مياني. ج) از آغاز ترياس پسين، سنگ کرة اقيانوسى تتيس جوان در اثر فرورانش در زير ورق ايران، شروع به از ميان رفتن کرده است. از اين زمان به بعد، سنندج – سيرجان يک گوه برافزايشى را شکل داده است. د) بسته شدن تتيس جوان در انتهاى مزوزوييک. در اين زمان حاشية قديمى ايران (سنندج – سيرجان) با مجموعة دگرگون همراه با افيوليت‎هاى تتيسى بر روى حاشية قديمى عربى – گندوانايى رانده شده‎اند. با توجه به ديرينه جغرافيايى گفته شده مي‎توان پذيرفت که زون سنندج – سيرجان داراى يک زمينة ساختارى اصلى است که از پرکامبرين پسين با کافتن آغاز شده و در کوهزايى سيمرين پيشين با وارونگى زمين‎ساختى پايان يافته و سپس حوضه‎هاى توربيديتى مزوزوييک در ترياس پسين شکل گرفته و در فاز سيمرين ميانى و يا لاراميد بسته شده است. همة سنگ‎هاى سنندج – سيرجان را مي‎توان در سه واحد زمين‎ساختى – چينه‎نگاشتى پرکامبرين پسين – ترياس ميانى، ترياس بالايى – کرتاسه و مجموعة ترشيرى جاى داد.

معرفی زونها - مکران

مکران « مکران » شامل کوه‌هاى خاورى – باخترى است که از سواحل درياى عمان تا فروافتادگى جازموريان دنباله دارد. مرز باخترى اين کوه‌ها توسط خط عمان (گسل ميناب) از زون برخوردى زاگرس جدا مى‌شود و در خاور پس از گذر از بلوچستان پاکستان تا محور لاس بلا (Las Bela) ادامه مى‌يابد. در امتداد محور لاس بلا، گسل‌هاى چپگرد « چمن(Chaman Fault) » و «اُرناچ نال (Ornach Nal) » معرف يک زون تراديسى بين زون فرورانش مکران و زون برخوردى هند – اوراسيا است. گفتنى است که از 160 هزارکيلومتر مربع گسترة مکران، حدود 70 هزارکيلومتر مربع آن در ايران و بقيه در پاکستان است. از ديدگاه زمين‌شناسى، اشتوکلين (1974) بر اين باور است که اين رشته کوه، يک زميندرز‌ کهن است که به چهرة يک منشور بر افزايشى، از کرتاسة پسين يا ترشيرى پيشين تا هولوسن، در فرا ديوارة يک زون فرورانش کم ژرفا و کم شيب قرار دارد. زمين ريخت‌شناسى مکران پيوند نزديک با الگوى ساختارى، شدت چين‌خوردگى و سنگ رخساره‎ها دارد. در يک نگاه کلى، بلنــدى اين رشته کوه از شمال به جنوب کاستى مي‎گيرد. اسنيد (1970)، مکران را به سه واحد فيزيوگرافى « پـادگانه‌هاى دريايى » به موازات ساحــل، « نهشته‌هـاى آبرفتى شمال پادگانه‌هــا » و « تپه‌ها و بلندى‌هاى مکران » تقسيم مى‌کند. از سيماى ريخت‎شناختى شاخص مکران مى‌توان به آميزه‌هاى رنگين، برونزدهاى چهره‌ساز فليش‌هاى وحشى(Wild Flysch) ، آميزه‌هاى زمين‎ساختى(TectonicMelange) و سواحل بالا آمدة ( (Raised Beach پلکانى، خليج‎هاى نعلـى شکل و گل‎فشان‎ها اشاره کرد. بخش دريايى مکران به علت شيب تند فلات قاره پهنـــاى کمى دارد و در فاصلة 25 کيلومترى از ساحل، ژرفاى آب به 200 متر مي‎رسد. گفتنى است که خمش سنگ کره اقيانوسى پيش از فرورانش و به ويژه عملکرد گسل‎هاى راندگى از عوامل چهره‌ساز مکران‎‌اند.

معرفی زونها - زاگرس

تاريخچه چينه‎اى زاگرس همه سنگ‌هاى زاگرس را مى‌توان به دو گروه پى‌سنگ دگرگونه پرکامبرين و پوشش رسوبى روى پى‌سنگ تقسيم کرد. اشتوکلين (1968)، مراحل سه گانة زير را در تکوين حوضة زاگرس مؤثر مى‌داند. * مرحلة فلات قاره (پرکامبرين پسين – ترياس ميانى) * مرحلة بزرگ ناوديسى ( ترياس ميانى – پليوسن) * مرحلة پس از کوهزايى (پليوسن – زمان حال) علوى (1994)، با توجه به رخساره‎هاى سنگى و پيامد رويدادهاى زمين‎ساختى، سنگ‌هاى زاگرس را به واحدهاى زمين‎ساختى – چينه‎شناختى(Tectonostratigraphy Units) زير تقسيم مى‌کند: 1- رخساره‌هاى سکويى قارة گندوانا، به سن پرکامبرين پسين – ترياس ميانى 2- رخساره‌هاى فلات قارة جنوب تتيس جوان، به سن ژوراسيک – کرتاسه 3- رسوب‌هاى پيش‌خشکى (Foreland) سنوزوييک (دريايى – غيردريايى) که همزمان با کوهزايى آلپ و در يک درياى پسرونده به سمت جنوب باختر، انباشته شده‌اند. اوبراين (1950)، بر پاية رفتارشناسى سنگ‌ها، رديف‌هاى رسوبى زاگرس را به گونة زير تقسيم مى‌کند: 1- گروه پى‌سنگ (پرکامبرين) 2-گروه متحرک زيرين، شامل سرى هرمز به سن پرکامبرين پسين - کامبرين، به ضخامت تا 4 هزار متر 3-گروه مقاوم، شامل سازندهاى زمان کامبرين تا ميوسن ، به ضخامت 6 تا 7 هزار متر 4-گروه متحرک بالايى، شامل سازند گچساران، با 1600 متر ضخامت 5-گروه نامقاوم، شامل سازندهاى ميشان، آغاجارى، بختيارى، به ضخامت 3 تا 4 هزار متر بررسى چينه‌نگارى ترادفى (Sequence Stratigraphy) پهنة زاگرس نشانگر آن است که اين بخش از ايران، در فاصلة زمانى پرکامبرين – ترياس ميانى بخشى از ابرقارة گندوانا بوده است. از ترياس ميانى، با تکوين تتيس جوان، شرايط دريايى ويژه‎اى بر آن حاکم بوده است. از کرتاسة پسين به بعد، پس از سرانجام گرفتن تتيس جوان و برخورد دو ورق زاگرس و ايران مرکزى، محيط‌هاى رسوبى از نوع همزمان با کوهزايى بوده‌اند. اگرچه پيشينة فاز کوهزايى در پليوسن بوده است، ولى دگرشکلى، همچنان بر زاگرس تحميل مى‌شده است. زيرپهنه‎هاى زاگرس براى بيان ويژگى‌هاى عمومى زاگرس مى‌توان از تلفيق دو ديدگاه زمين‎ريخت‎شناسى و الگوى ساختارى يارى جست و زاگرس را به دو زيرپهنة « زون راندگي‎ها » و « زاگرس چين‎خورده » تقسيم کرد. الف) زيرپهنة راندگى‌ها (Thrust Zone) : اين زون با پهناى 10، تا 65 کيلومتر، به صورت نوارى کم پهنا است که بلندترين قسمت کوه‌هاى زاگرس را تشکيل مى‌دهد و به همين رو گاهى به آن زاگرس مرتفع (High Zagros) گفته مي‎شود. زون راندگى‌هـا (اشتوکلين، 1968)، زون راندگى‌هاى هم‎پوشان (Imbricated Thrust Zone) (فالکن، 1969)، شمال خاور زاگرس (نوگل -منتشر نشده)، زاگــرس داخلى و سرانجام زون خرد شده ( (Crushed Zone نام‌هاى ديگرى است که به اين بخش داده شده است. مرز شمال خاورى اين زير پهنه به راندگى اصلى زاگرس و مرز جنوب باخترى با يک راندگى مهم بسته مي‎شود که از شمال کوه کى‌نو و جنوب دهنگان و کوه سبزو مى‌گذرد (مطيعى، 1374). در زاگرس مرتفع رخنمونى از سنگ‌هاى پرکامبرين ديده نشده است. سنگ‌هاى پرکامبرين پسين تا ترياس ميانى آن رخسارة گندوانايى دارند و همسان ديگر نواحى ايران هستند. ولى، سنگ‌هاى لياس تا ائوسن آن، با ستبراى نزديک به 3500 متر بيشتر از نوع مارن‌هاى گلوبى ژرين‌دار، راديولاريت، افيوليت و انباشته‎هاى آوارى از نوع فليش‎‌اندکه گاه با فعاليت آتشفشانى زير دريايى همراه‌اند. سنگ‌هاى ياد شده نشان مى‌دهند که اين بخش، بر خلاف امروز، در زمان مزوزوييک تا اوايل سنوزوييک گودترين بخش حوضة زاگرس بوده است. چنين مي‎نمايد که در اثر نيروهاى کششى وابسته به رخداد کوهزايى سيمرين پيشين، ستبراى پوسته در زون راندگي‎ها کاهش يافته، به طورى که در بخش شمال باخترى آن (کرمانشاه) در طى ترياس پسين – کرتاسه، گودى باريک و عميق پديدار شده و در آن رسوب‌هاى شبه توربيديت، متشکل از آهک (سنگ‌آهک‌ بيستون)، شيل، ماسه سنگ، راديولاريت و روانه‌هاى آتشفشانى انباشته شده‎اند. ولى، در بخش جنوب خاورى اين گودى (نيريز) شکستگى کامل پوسته، موجب اقيانوس‌زايى و تشکيل مجموعه‌هاى افيوليتى گرديده است. گفتنى است که در ناحية نيريز، آميزه‌هاى افيوليتى ياد شده، به گونة دگرشيب، با سنگ‌آهک مرجانى – ريفى کرتاسه بالايى (سازند تاربور) پوشيده شده‎اند، در حالى که بخش شمال باخترى در نتيجةکوهزايى لاراميد دچار چين‌خوردگى و دگرشکلى شده است. بدين‌سان مى‌توان نتيجه گرفت که : 1- در زون راندگى‌ها، رفتار ساختارى و رويدادهاى زمين‎ساختى يکسان و همزمان نبوده‎اند. 2- دگرشکلى زاگرس مرتفع کهن‌تر از بخش چين‌خوردة آن است. گفتنى است که فالکن (1974)، به دو فاز چين‌خوردگى در اين بخش باور دارد. فاز نخست در اواخر کرتاسه رخ داده است که رابطة ناهمساز فليش‌هاى کرتاسه با رسوبات ائوسن ميانى مبين آن است. فاز دوم را از اواخر ميوسن تا امروز مى‌داند که شدت آن در پليوسن در بيشترين مقدار بوده است. يکى از ويژگى‌هاى زاگرس مرتفع، وجود راندگى‌هاى فراوان است. شيب راندگى‌ها به سوى شمال خاورى است ولى مقدار جابه‎جايى آنها به خوبى دانسته نيست و تنها با ملاحظة راندگى سنگ‌هاى کامبرين بر روى رديف‌هاى پليوسن مى‌توان به تصورى از مقدار جابه‎جايى دست يافت (مطيعى، 1374). چنين وانمود مي‎شود که در اين محدوده، نخست چين‌ها در کرتاسة پسين شکل گرفته و سپس در فاز بعدى، راندگى‌ها به وجود آمده باشند (فالکن، 1974) . ولى، بر خلاف شواهد موجود، هيتز و مک کوييلن (1974) پديده‌هاى چين‌خوردگى و راندگى را به حرکت‌هاى کوهزايى پس از پليوسن نسبت مى‌دهند. کازمين و همکاران (1986)، فلس‌هاى روراندة زاگرس مرتفع را نهشته‌هاى انباشته در حاشية غير فعال سکوى عربستان مى‌دانند که در محل جدايش ورق زاگرس و ورق ايران مرکزى در بخش‌هاى ژرف تتيس انباشته شده و پس از برخورد اين دو ورق، به صورت سفره‌هاى نابرجا، بر روى سکوى عربستان رانده شده‌اند. ب)زيرپهنه زاگرس چين‌خورده (Folded Zagros) : زاگرس چين‌خورده، به گفته‎اى ديگر « زاگرس بيرونى»، با پهناى 150 تا 250 کيلومتر، ناوة (Trough) حاشيه‌اى و کراتونى سپر عربستان است که در مزوزوييک و سنوزوييک در حال نشست پيوسته بوده و ترادف‌هاى ستبر رسوبى در آن انباشته ‌مي‎شده است. در گسترة زاگرس چين‌خورده، سنگ‎هاى پرکامبرين پسين تا ترياس ميانى، رخسارة گندوانايى و مشابه با ديگر نواحى ايران دارند. ولى، توالى‌هاى مزوزوييک و سنوزوييک آن، با رسوب‌هاى همزمان ديگر نواحى ايران، رخساره‌هاى سنگى و حتى زيستى متفاوتى دارند و بيشتر معرف رخساره‌هاى جنوب تتيس جوان است. اين نکته نشان مى‌دهد که از ترياس ميانى به بعد، شرايط رسوبى حاکم بر زاگرس چين‌خورده، نسبت به ديگر مناطق ايران، تفاوت داشته است. در زاگرس چين‌خورده، رخنمونى از سنگ‌هاى پرکامبرين ديده نشده و حفارى‌هاى نفتى نيز تاکنون به پى‌سنگ نرسيده ‌است. با توجه به بررسى‌هاى ژئو‎فيزيکى، باور بر اين است که پى‌سنگ پرکامبرين زاگرس ادامة شمال – شمال خاورى سپر نوبى – عربى(Arabian – Nubian Shield) است که از شمال خاور افريقا تا عربستان و حتى در زير حوضة زاگرس ادامه دارد. پوشش رسوبى روى پى‌سنگ، با مجموعه‌اى از سنگ نمک، انيدريت، سنگ‎آهک، دولوميت سنگ‌هاى آذرين (مجموعة هُرمز) آغاز مى‌شود که تغييرات سنى آن از پرکامبرين پسين تا کامبرين ميانى است و بخشى از آنها به صورت حدود 115 گنبد نمکى، از زمان ژوراسيک به بعد به سطح زمين رسيده‌اند. بين سنگ‌هاى کامبرين (سازند ميلا) و اردويسين (سازند ايلبيک)، نبود چينه‌نگاشتى مهمى وجود ندارد. به نظر مى‌رسد که يک نبود چينه‌نگاشتى مهم به بزرگى حدود 40 ميليون سال، از اشکوب ترمادوسين از زمان اردويسين تا ميانه سيلورين در رديف‌ پالئوزوييک وجود دارد. يک نبود چينه‌شناختى ديگر به بزرگى بيش از 70 ميليون سال، بين اواخر فرازنين از دونين، تمامى کربنيفر تا اشکوب ساکمارين(Sakmarian) از پرمين مشخص است. در پرمين پسين تمامى زاگرس در زير يک پيشروى گسترده قرار گرفته که سازند دالان حاصل آن است. سنگ‌هاى ترياس زاگرس چين‌خورده، رخسارة کربناتى- تبخيرى دارد و شامل دو سازند کنگان (در زير) و دشتک (در بالا) است. رسوبات ژوراسيک تا نئوژن زاگرس چين‌خورده چند هزار متر ضخامت دارند و به طور هم‎شيب بر روى توالى فلات قاره پالئوزوييک قرار دارند. در توالى ژوراسيک – نئوژن اين ناحيه هيچ‎گونه دگرشيبى ناحيه‌اى ديده نمى‌شود با اين حال، وجود گودى‌هاى مستقل جدا شده با پشته‌هاى برآمده، و به ويژه حرکت‌هاى مشخص زمين‌ساختى، موجب تغييراتى در سنگ رخساره و ضخامت رسوبات گرديده است. چنين تغييراتى به حرکت‌هاى خشکى‌زاى پيش از کوهزايى نسبت داده شده است که گاهى سبب پسروى کامل دريا، نبود‌هاى رسوبى و حتى پديدة لاتريتى شدن گرديده است.

معرفی زونها - کپه داغ

کپه‎داغ پهنة رسوبى – ساختارى کپه‎داغ شامل کوه‎هاى هزار مسجد در شمال خاور ايران است که در يک راستاىWNWتاESE، از خاور درياى خزر آغاز و پس از عبور از ترکمنستان و ايران، وارد خاک افغانستان مي‎شود. در نتيجه، کپه‎داغ به عنوان يک ميدان گازى بزرگ بين سه کشور ايران، ترکمنستان و افغانستان مشترک است. ميدان‎هاى گازى بسيار عظيم خانگيران در ايران، دولت‎آباد – دونمز، شاتليک، گازلى، بايران على و مهرى در ترکمنستان و گوگر در افغانستان، در اين حوضه کشف شده‎اند (افشارحرب، 1380). از نگاه جغرافيايى و کوه‎نگارى، کپه‎داغ بخشى از ادامة خاورى کوه‎هاى البرز است، ولى ويژگي‎هاى زمين‎شناختى و ساختارى آن نسبت به نواحى مجاور متفاوت است (نبوى، 1355). مرز شمالى اين پهنه با فلات توران، منطبق بر گسل عشق‎آباد است که روند N 310 درجه دارد. در بارة مرز جنوبى کپه‎داغ، ديدگاه‎ها متفاوت است، ولى اين مرز با رخنمون‎هاى ناپيوستة منشورهاى برافزايندة ‎تتيس کهن مشخص مي‎شود که در شمال خاورى فريمان (سفيدسنگ) و جنوب باخترى مشهد برونزد دارند . از نگاه ريخت‎شناسى، کپه‎داغ منطقه‎اى کوهستانى است که فازهاى آلپ پايانى در شکل‎گيرى سيماى امروزى آن نقش اساسى داشته‎اند. ريخت‎شناسى منطقه، جوان است و توپوگرافى ناحيه، رابطه‎اى مستقيم با ساختارهاى زمين‎شناسى دارد. به طور معمول، تاقديس‎ها ارتفاعات، و ناوديس‎ها دشت‎هاى ميان‎کوهى را مي‎سازند و سازندهاى کربناتى مزدوران (ژوراسيک بالايى) و تيرگان (کرتاسة پايينى) واحدهاى سيما ساز منطقه هستند. دشت‎هاى سرخس، گرگان، مشهد – قوچان و شيروان – بجنورد از نواحى فروافتادة کپه‎داغ‎اند. جدا از ميدان‎هاى عظيم گازى، جاى گيرى پهنة کپه‎داغ در فصل مشترک دو ابرقارة اوراسيا و گندوانا سبب شده تا اين پهنه مورد توجه خاص زمين‎شناسان باشد. گريسباخ (1881)، شرکت نفت اميرانين (1938)، کلاپ (1940)، گانسر (1951)،‌گُلدشميت (1952)، پَرَن (1335)، انصارى (1340) و از 1341 به بعد افشار حرب، پژوهشگرانى هستند که به زمين‎شناسى کپه‎داغ پرداخته‎اند که از آن ميان افشار حرب بيشترين سهم را دارد. شرايط رسوبگذارى و رخدادهاى زمين‎ساختى حاکم بر پهنة کپه‎داغ شباهت به پهنة زاگرس دارد که از آن جمله مي‎توان به زمان چين‎خوردگى نهايى، روند عمومى چين‎ها، نبود تکاپو‎هاى ماگمايى، يکسان بودن رژيم‎هاى فشارشى و 000 اشاره کرد.