Model deformacji strefy krawędziowej centralno-wschodniej mikropłyty irańskiej w warunkach konwergencji płyt litosfery —na podstawie badań geologiczno-geofizycznych i modelowań numerycznych

Model deformacji strefy krawêdziowej

centralno-wschodniej mikrop³yty irañskiej w warunkach konwergencji p³yt litosfery

— na podstawie badañ geologiczno-geofizycznych i modelowañ numerycznych

Andrzej Konon

, Marcin Barski

, Marek Koprianiuk

, Alireza Nadimi

,

Ewa S³aby

, Rafa³ Szaniawski

, Anna Wysocka

Obszar Iranu jest idealnym, naturalnym laboratorium do badania kinematyki i dynamiki oddzia³ywañ p³yt litosfe-rycznych z powodu wielu tektonicznych procesów, które na nim zachodzi³y, jak i aktywnych równie¿ wspó³czeœnie (Vernant i in., 2004), co sk³ania do podejmowania badañ w tym rejonie nie tylko naukowców irañskich, ale równie¿ wielu innych z ca³ego œwiata, z najlepszych oœrodków badawczych.

Tektonika kenozoiczna Iranu zosta³a zdominowana przez kolizjê p³yt arabskiej i euroazjatyckiej (np. McKen-zie, 1972). W wyniku kolizji tych dwóch kontynentalnych p³yt, rozpoczêtej prawdopodobnie w oligocenie (Yilmaz, 1993), powsta³y dwie g³ówne strefy deformacji (ryc. 1): po³udniowa, obejmuj¹ca g³ównie pasmo fa³dowo-nasuniê-ciowe orogenu Zagros, kontynuuj¹ca siê po aktywn¹ wspó³-czeœnie strefê subdukcji w rejonie Makranu, oraz pó³nocna, do której nale¿¹ pasma deformacyjne od Kaukazu przez Talesh i Alborz po Kopet-Dagh, stanowi¹ce do dziœ g³ówne obszary akomodacji ruchów zbie¿nych (np. Vernant i in., 2004). Pasma tych deformacji wystêpuj¹ wzd³u¿ granic p³yty irañskiej, w sk³ad której wchodzi centralno-wschod-nia mikrop³yta irañska (CWMI), sk³adaj¹ca siê z kilku mniejszych bloków tektonicznych (ryc. 1): Yazd, Posh-ti-e-Badam, Tabas (Tabas-Kerman), Lut (Dasht-e-Lut) oraz Anarak-Khur (np. Davoudzadeh & Schmidt, 1984; Soffel i in., 1996, Shojaat i in., 2003). Od pó³nocy CWMI jest ogra-niczona uskokiem Wielkiej Pustyni, nazywanym równie¿ uskokiem Doruneh (Walker & Jackson, 2004), o charakte-rystycznym, ³ukowatym kszta³cie, stwierdzonym na d³ugoœci oko³o 770 km, od granicy irañsko-afganistañskiej poprzez

miejscowoœci Kashmar i Torbat-e-Heydariyeh do miejsco-woœci Anarak (ryc. 1). Od zachodu i po³udniowego zachodu CWMI jest ograniczona przez uskok Nain–Baft (Deh-Shir), od po³udnia prawdopodobnie przez system uskoków (ryc. 1), miêdzy innymi przez uskok Jazmurian, a od wschodu przez strefê szwu Sistan — uskok Harirud (np. Tirrul i in., 1983; Soffel i in., 1996; Walker & Jackson, 2004).

W ramach polsko-irañskiej wspó³pracy miêdzynarodo-wej wzd³u¿ pó³nocnej strefy krawêdziomiêdzynarodo-wej CWMI od paŸ-dziernika 2009 r. jest realizowany 33-miesiêczny projekt badawczy, który ma na celu rozpoznanie deformacji tekto-nicznych wynikaj¹cych z konwergencji dwóch du¿ych p³yt litosferycznych w strefie krawêdziowej wystêpuj¹cej pomiêdzy nimi znacznie mniejszej mikrop³yty kontynen-talnej. Badania prowadzi grupa naukowców z Wydzia³u Geologii Uniwersytetu Warszawskiego, Instytutu Nauk Geologicznych i Instytutu Geofizyki Polskiej Akademii Nauk oraz Wydzia³u Geologii Uniwersytetu Payame Noor w Isfahanie. Planowane jest przeprowadzenie interdyscy-plinarnych badañ: strukturalnych, geochemicznych, paleo-magnetycznych, sedymentologicznych, stratygraficznych oraz modelowañ numerycznych. Projekt ten jest finanso-wany przez Ministerstwo Nauki i Szkolnictwa Wy¿szego.

Podczas kenozoicznej konwergencji du¿ych p³yt lito-sfery: arabskiej i euroazjatyckiej, nast¹pi³a ich interakcja z CWMI, dlatego jest to obszar wyj¹tkowy, umo¿liwiaj¹cy przeprowadzenie szeroko zakrojonych obserwacji geolo-gicznych, unikalnych ze wzglêdu na z³o¿on¹ historiê tekto-niczn¹ tej mikrop³yty, która obejmuje:

‘zamykanie (ju¿ od kredy) okalaj¹cych CWMI nie-wielkich basenów oceanicznych (ryc. 2): Sistan, Sabzevar i Fannuj (np. Taking, 1972; Davoudzadeh & Schmidt, 1984; ªengör, 1990; Shojaat i in., 2003), co doprowadzi³o do obdukcji ofiolitów w póŸnej kredzie lub paleocenie (Shojaat i in., 2003);

‘du¿e zmiany w budowie tektonicznej, które zasz³y w wyniku trwaj¹cych kilkadziesi¹t milionów lat z³o-¿onych etapów deformacji — czêœciowo przeciw-stawnych pod wzglêdem zwrotu ruchu w stosunku do poprzednich;

‘bardzo aktywn¹ do dziœ tektonikê przesuwcz¹, wyni-kaj¹c¹ z akomodacji ruchów zbie¿nych pomiêdzy

1

Wydzia³ Geologii, Uniwersytet Warszawski, ul. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; andrzej.konon@uw.edu.pl

2

Departament Poszukiwania Z³ó¿, Polskie Górnictwo Naftowe i Gazownictwo SA, ul. Kasprzaka 25, 01-224 Warszawa

3

Geology Department, Payame Noor University of Isfahan, Kohandej, POB. 81456-617, Isfahan, Iran

4

Instytut Nauk Geologicznych, Polska Akademia Nauk, ul. Twarda 51/55, 00-818 Warszawa

5

Instytut Geofizyki, Polska Akademia Nauk, ul. Ksiêcia Janusza 64, 01-452 Warszawa

43 Przegl¹d Geologiczny, vol. 58, nr 1, 2010

MorzeKaspijskie Zatoka Ormuz

Zatoka

Perska

Zatoka Omañska

E50° E55° E60°

5000 4000 3000 2000 1000 0 m n.p.m. wyst¹pienia ofiolitów g³ówne nasuniêcie Zagrosu strefa subdukcji Makranu baseny oceaniczne 500km

p³yta arabska

p³yta euroazjatycka

Zagro

_s

tarcza

Turan

­

Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badañ

przedstawio-na przedstawio-na tle modelu cyfrowego terenu, wykoprzedstawio-nanego przez autorów projektu na podstawie danych SRTM – NASA

®

Ryc. 2. Lokalizacja g³ównych wyst¹pieñ

przed-plioceñskich sekwencji ofiolitowych (objaœnienia w tekœcie) wg Shojaata i in. (2003). Po³o¿enie sekwencji ofiolitowych przedstawione przez Sho-jaata i in. (2003) nie odzwierciedla sytuacji geody-namicznej z czasu obdukcji, a jedynie pokazuje obecn¹ lokalizacjê stanowisk z ofiolitami wzd³u¿ krawêdzi CWMI

poszczególnymi fragmentami p³yt kontynentalnych i w zwi¹zku z tym ci¹g³e powstawanie licznych struktur tektonicznych, umo¿liwiaj¹ce obserwacje wspó³czesnych form morfologicznych, takich jak skarpy uskokowe (ryc. 3), z³o¿one sto¿ki aluwialne oraz systemy koryt rzecznych o zmiennym biegu (ryc. 4);

‘powstanie basenów przyprzesuwczych, wype³nia-nych osadami co najmniej od pliocenu do dziœ. W eocenie i oligocenie (56–25 mln lat temu) kierunek przemieszczeñ p³yty arabskiej wzglêdem euroazjatyckiej zmienia³ siê stopniowo z SW-NE na S-N (McQuarrie i in., 2003). Zmienia³a siê przez to wielkoœæ subdukcji prosto-pad³ej do ³uku magmowego, który by³ zlokalizowany na p³ycie irañskiej. W ci¹gu 10 mln lat w wyniku skoœnej kon-wergencji nast¹pi³o rozdzielenie na sk³adow¹ prostopad³¹ do ³uku (szacowan¹ na 17 mm/rok), co znalaz³o odzwier-ciedlenie w pasmach deformacji Zagrosu i Alborz, oraz przesuwcz¹, równoleg³¹ do ³uku (szacowan¹ na 14 mm/rok) (McQuarrie i in., 2003).

Zmiany kierunków skracania mog³y siê zaznaczyæ rów-nie¿ w obrêbie CWMI. Na obecnoœæ wieloetapowych defor-macji wskazuje np. niezgodny kontakt paleogeñskich konglomeratów Kerman ze sfa³dowanymi ska³ami mezozo-icznymi. Wiek pocz¹tkowych deformacji jest szacowany na póŸn¹ kredê–paleocen, a nastêpnych na eocen–oligocen (np. Aghanabati, 1994). Kolejne deformacje zachodzi³y w pliocenie. W ich wyniku nast¹pi³a reaktywacja starszych stref uskokowych, np. rozdzielaj¹cych bloki w obrêbie CWMI, oraz powsta³y nowe struktury, w tym równie¿ i fa³dy, np. w basenie Tabas (Bavandpur i in., 2002). Kierunki kompresji wyznaczone na podstawie analizy pierwszego ruchu sejsmografu podczas trzêsieñ Ziemi (focal mechanism) s¹ prostopad³e do p³aszczyzn osiowych fa³dów, co sugeru-je, ¿e skracanie fa³dów trwa do dziœ (Hessami i in., 2003). Deformacje pomiêdzy p³ytami arabsk¹ a euroazjatyck¹ we wschodniej czêœci Iranu koñcz¹ siê wzd³u¿ po³udnika 61oE (ryc. 1), wzd³u¿ uskoku Sistan (Harirud) (Allen i in., 2004). Szacowana wielkoœæ konwergencji p³yt arabskiej i euroazjatyckiej zwiêksza siê w kierunku wschodnim o

Ryc. 3. Skarpa uskoku Wielkiej Pustyni ko³o Jandaq. W skrzydle wisz¹cym ods³aniaj¹ siê eoceñskie ska³y osadowe

10 mm/rok w stosunku do zachodniego Iranu i obecnie wynosi wzd³u¿ po³udnika 60o

E 26 mm/rok. Konwergencja jest akomodowana w obrêbie CWMI poprzez przesuw-czoœæ (aktywn¹ co najmniej od 3–7 mln lat do dzisiaj) wzd³u¿ g³ównych uskoków o kierunku S-N, rozgrani-czaj¹cych poszczególne bloki tektoniczne (np. Walker & Jackson, 2004; Allen i in., 2004). Wzd³u¿ tych uskoków wystêpuj¹ prawoskrêtne przemieszczenia: 70 km wzd³u¿ uskoku Sistan i 12 km wzd³u¿ uskoku Neyband-Gowk, co oznacza minimum 80 km przemieszczenia pomiêdzy blo-kami afgañskimi a p³yt¹ irañsk¹ i wchodz¹c¹ w jej sk³ad CWMI (op. cit.). Wyniki badañ, m.in. Allena i in. (2004) oraz Walkera i Jacksona (2004), wskazuj¹, ¿e na prze³omie miocenu i pliocenu dosz³o do du¿ej reorganizacji defor-macji, zwi¹zanej prawdopodobnie z rozpoczêt¹ ju¿ przed pliocenem g³ówn¹ faz¹ kolizji p³yt arabskiej i euroazjatyc-kiej, gdy w strefie bezpoœredniej kolizji dosz³o do nasuniê-cia bloku Sanandaj–Sirjan (ryc. 2) na przedpole (np. Agard i in., 2005).

Deformacje tektoniczne CWMI wywo³ane konwergen-cj¹ pomiêdzy p³ytami arabsk¹ i euroazjatyck¹ by³y do tej pory opisywane g³ównie jako prawoskrêtna przesuwczoœæ wzd³u¿ uskoków o kierunkach S-N w okresie od 3–7 mln lat do dziœ (np. Walker & Jackson, 2004; Allen i in., 2004, 2006). Wczeœniejsze deformacje — póŸnoeoceñsko-wczesno-mioceñskie — by³y sugerowane jedynie wzd³u¿ wschod-niej granicy CWMI, w rejonie szwu Sistan (Tirrul i in., 1983), a w obrêbie CWMI do tej pory nie zosta³y szcze-gó³owo opisane (Allen i in., 2004 — tabela 1). Do badania przedplioceñskiego etapu ewolucji CWMI s¹ wykorzy-stywane g³ównie metody paleomagnetyczne (Davoudza-deh & Schmidt, 1984; Soffel i in., 1996). Wyniki tych badañ sugeruj¹, ¿e w kenozoiku (przed œrodkowym mioce-nem?), w trakcie koñcowych etapów dokowania do p³yty irañskiej i p³yty euroazjatyckiej (tarcza Turan), CWMI podlega³a znacznej rotacji wokó³ osi pionowej (do ok. 35o) w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara (op. cit.). Tak du¿e wartoœci rotacji budz¹ jednak kontrowersje (np. Zanchi i in., 2007). Ponadto ograniczonej rotacji mog³y podlegaæ równie¿ poszczególne mniejsze bloki tek-toniczne, z których jest zbudowana CWMI (ªengör, 1990).

Mo¿liwoœæ przedplioceñskich ruchów CWMI sugeruje wystêpowanie wokó³ wszystkich jej krawêdzi sekwencji ofiolitowych — Sabzevar, Nain, Shahr-e-Babak, Band-e-Zey-arat i Tchehel–Kureh (Shojaat i in., 2003). Jak ju¿ wspom-niano, wyniki badañ tych sekwencji wskazuj¹, ¿e mikrop³yta ta by³a otoczona niewielkimi basenami oceanicznymi.

Zgodnie z dotychczasowymi koncepcjami (np. Allen i in., 2004, 2006; Walker & Jackson, 2004), od po³udniowego zachodu na CWMI oddzia³uj¹ si³y nacisku p³yty arabskiej, od pó³nocy zaœ si³y tektoniczne wynikaj¹ce z kolizji CWMI z p³yt¹ euroazjatyck¹. Na szczególn¹ uwagê zas³uguj¹ zmia-ny kierunków skróceñ wzd³u¿ pó³nocnej granicy CWMI, któr¹ obecnie stanowi uskok przesuwczy Wielkiej Pustyni (Doruneh). Kierunki te zmienia³y siê w czasie i by³y ró¿ne wzd³u¿ poszczególnych odcinków tego uskoku. Do tej pory w znikomym stopniu zosta³y rozpoznane zwi¹zki pomiêdzy zewnêtrznymi si³ami tektonicznymi i wewnêtrznymi czyn-nikami kszta³tuj¹cymi rozk³ad naprê¿eñ w CWMI, takimi jak np. aktywnoœæ du¿ych przesuwczych stref uskokowych w obrêbie mikrop³yty CWMI. Planujemy podj¹æ próbê rozpoznania tej z³o¿onej i bardzo ciekawej problematyki dotycz¹cej kenozoicznej ewolucji tektonicznej pó³nocnej

krawêdzi centralno-wschodniej mikrop³yty irañskiej, na podstawie badañ deformacji tektonicznych oraz ich zapisu w osadach od momentu zamykania otaczaj¹cych mikrop³ytê CWMI basenów oceanicznych, zwi¹zanych z etapami kenozoicznej konwergencji znacznie wiêkszych p³yt lito-sfery — arabskiej i euroazjatyckiej. Obszar planowanych badañ znajduje siê w miejscu unikalnym pod wzglêdem mo¿liwoœci przeprowadzenia takich obserwacji, gdy¿ cha-rakteryzuje go ci¹g³oœæ deformacji, od zamykania basenów oceanicznych poprzez kolizjê kontynentaln¹ aktywn¹ do dziœ, bez na³o¿enia siê innych znacz¹cych etapów defor-macji.

Literatura

AGARD P., OMRANI J., JOLIVET L. & MOUTHEREAU F. 2005 — Convergence history across Zagros (Iran): constraints from collisional and earlier deformation. Intern. J. Earth Sc., 94: 401–419.

AGHANABATI A. 1994 — Mapa geologiczna w skali 1 : 100 000, arkusz Shirgesht. Geological Survey of Iran.

ALLEN M., JACKSON J. & WALKER R. 2004 — Late Cenozoic reorganization of the Arabia-Eurasia collision and the comparison of short-term and long-term deformation rates. Tectonics, 23, TC2008, doi:10.1029/2003TC001530: 1–16.

ALLEN M., BLANC E. J.-P., WALKER R. JACKSON J., TALEBIAN M.& GHASSEMI M.R. 2006 — Contrasting styles of convergence in the Arabia-Eurasia collision: why escape tectonics does not occur in Iran. [W:] Dilek Y. & Pavlides S. (eds.), Postcollisional tectonics and magamatism in the Mediterranean region and Asia. Geol. Soc. America Sp. Paper, 409: 579–589.

BAVANDPUR A.K., HAJIHOSAINI A. & AGHANABATI A. 2002 — Mapa geologiczna w skali 1 : 100 000, arkusz Tabas. Geological Survey of Iran.

DAVOUDZADEH M. & SCHMIDT K. 1984 — A review of the meso-zoic palogeography and paleotectonic evolution of Iran. Neues Jahrb. Geol. Paläontol. Abh., 168: 182–207.

HESSAMI K., JAMALI F. & TABASSI H. 2003 — Major active faults of Iran. Seismotectonic Department, Seismology Research Centre, Teh-ran, Iran.

MCKENZIE D.P. 1972 — Active tectonics of the Mediterranean region. Geophys. J. Royal Astronomic. Soc., 30: 109–185. MCQUARRIE N., STOCK J.M., VERDEL C. & WERNICKE B.P. 2003 — Cenozoic evolution of Neotethys and implications for the cau-ses of plate motions. Geophys. Res. Letters, 30, 2036, doi:

10.1029/2003GL017992.

ªENGÖR A.M.C. 1990 — A new model for the late Paleozoic –Meso-zoic tectonic evolution of Iran and implication for Oman. [W:] Robert-son A.H.F., Searle M.P. & Ries A.C. (eds), The geology and tectonics of the Oman region. Geol. Soc. London, Sp. Publ., 49: 797–831. SHOJAAT B., HASSANIPAK A.A., MOBASHER K & GHAZI A.M. 2003 — Petrology, geochemistry and tectonics of the Sabzevar ophioli-te, North Central Iran. J. Asian Earth Sc., 21: 1053–1067.

SOFFEL H.C., DAVOUDZADEH M., ROLF C. & SCHMIDT S. 1996 — New palaemagnetic data from Central Iran and a Triassic palaere-construction. Geol. Rundsch., 85: 293–302.

TAKING M. 1972 — Iranian geology and continental drift in the Mid-dle East. Nature, 235: 147–150.

TIRRUL R., BELL I.R., GRIFFIS R.J. & CAMP V.E. 1983 — The Sistan suture zone of eastern Iran. Geol. Soc. Amer. Bull., 94: 134–150. VERNANT P.H., NILFOROUSHAN F., HATZFELD D., ABBASSI M.R., VIGNY C., MASSON F., NANKALI H., MARTINOD J., ASHTIANI A., BAYER R., TAVAKOLI F. & CHERY J. 2004 — Pre-sent-day crustal deformation and plate kinematics in the Middle East constrained by GPS measurements in Iran and northern Oman. Geophys. J. Intern., 157, doi: 10.1111/j.1365-246X.2004.02222.x: 381–398. WALKER R. & JACKSON J. 2004 — Active tectonics and late Ceno-zoic strain distribution in central and eastern Iran. Tectonics, 23, art. no TC5010, doi:10.1029/2003TC001529: 1–24.

YILMAZ Y. 1993 — New evidence and model on the evolution of the southeast Anatolian orogen. Geol. Soc. Amer. Bull., 105: 251–271. ZANCHI M., BALINI F., BERRA E., GARZANTI M., MATTEI G., MUTTONI S., ZANCHETTA A., NICORA I., BOLLATI F. & MOSSAVAR I. 2007 — The Cimmerian evolution of the Nakhlak-Ana-rak area (Central Iran) and its bearing for the reconstruction of the history of the Eurasian margin. Geophys. Res. Abstracts, 9: 05059, European Geosciences Union.

45 Przegl¹d Geologiczny, vol. 58, nr 1, 2010

TOM 58

NR 1 (STYCZEÑ)

2010

Cena 12,00 z³ (w tym 0% VAT) Indeks 370908

Zdjêcia na ok³adce: górne — Synklina w górach Zagros, na po³udnie od Isfahanu, Iran; dolne — Wychodnie ska³ kredowych i kenozo -icznych w górach Wysokiego Zagrosu w rejonie Semirom, na po³udnie od Isfahanu, Iran. Fot. A. Konon (patrz str. 42)

Cover photos: upper — A syncline in the Zagros Mountains south of Isfahan, Iran; lower — Outcrops of Cretaceous and Cenozoic