Geologia do Irã - Geology of Iran
• LB - Bloco Lut
• TB - Bloco Tabas
• PBB - Bloco Posht-e-Badam
• YB - Bloco Yazd
• SSZ - Zona Sanandaj-Sirjan
• HZF - Falha de Zagros alta
• SB - Bloco Sabzevar
• Bloco EIB Irã Oriental
• AB - Cinturão Alborz
• MAP - Prisma
Accricionário Makran • MZF - Falha Principal de Zagros
• TQB - Bloco Tabriz-Qom
• ZO - Orógeno Zagros
• KD - Kopeh Dagh
• PS - Sutura Paleo Tethys
• HZB - Zagros Altos
Os principais pontos que são discutidos na geologia do Irã incluem o estudo das unidades ou zonas geológicas e estruturais; estratigrafia ; magmatismo e rochas ígneas; séries ofiolíticas e rochas ultramáficas; e eventos orogênicos no Irã.
Unidades geológicas e estruturais do Irã
Considerando as unidades geológicas e estruturais do Irã, três unidades ou zonas estruturais principais podem ser distinguidas no Irã. Essas unidades ou zonas são separadas umas das outras por suturas contendo ofiolito . Outros critérios, como estilo estrutural, caráter crustal e idade de consolidação do embasamento, idade e intensidade da deformação, idade e natureza do magmatismo, são usados para subdividir essas zonas principais em elementos menores. As três unidades principais e seus constituintes principais podem ser definidas como unidades do sul, centro e norte. A unidade meridional tem um embasamento cristalino consolidado no período pré - cambriano e uma plataforma - desenvolvimento tipo Paleozóico e compreende o cinturão dobrado de Zagros, partes sul e sudoeste dos Zagros. Esta seção fez parte da Placa Árabe que estava localizada na margem de Rodinia e Pannotia no Neoproterozóico , e de Gondwana no Paleozóico e Mesozóico . A unidade central, que compreende o Irã central e o Alborz, é interpretada como um conjunto de fragmentos que estavam nas proximidades da Placa Árabe e formavam uma seção marginal de Rodínia e Pannotia no Neoproterozóico e de Gondwana no Cambriano , Ordoviciano , Siluriano e Devoniano . Esses fragmentos foram destacados de Gondwana no Carbonífero . Eles foram submersos, movidos para o norte e, finalmente, anexados à seção eurasiana do supercontinente norte da Laurásia, no final do Triássico . Esses fragmentos ou microplacas foram fundidos e formaram a Placa Iraniana, que foi reunida pela Afro-Arábia Gondwânica no Cretáceo Superior . Enquanto a Afro-Arábia se movia para o norte em direção à Eurásia , a placa árabe colidiu com a placa iraniana no Mioceno . Finalmente, há a unidade do norte, que é separada da unidade central pelo Sutura do Irã do Norte. É caracterizada por uma crosta continental, incluindo remanescentes da antiga crosta oceânica paleozóica mais ou menos cratonizada que parece refletir o Paleotétis . A unidade do norte representa uma faixa marginal do reino hercínico da Ásia Central - amplamente sobreposta pelo reino alpino. Foi deformado e amplamente consolidado pela dobra Ciméria e pela Dobra Alpina Tardia. A unidade do norte compreende a Depressão do Cáspio Sul e a Cordilheira Kopet Dagh . Estas três unidades estruturais principais são divididas em algumas subdivisões geológicas e estruturais menores que incluem as seguintes zonas:
Zagros
Esta zona se estende de Bandar Abbas no sul até Kermanshah no noroeste e continua até o Iraque . Zagros é, na verdade, o limite nordeste da Placa Árabe. Algumas características importantes de Zagros incluem: Ausência de eventos magmáticos e metamórficos após o Triássico e baixa abundância de afloramentos de rochas paleozóicas . Estruturalmente, consiste em grandes anticlinais e pequenos sinclinais e sedimentação marinha contínua do Carbonífero ao Mioceno . No geral, uma sequência de rochas do Pré - cambriano ao Plioceno com cerca de 8-10 quilômetros de espessura sofreu dobramento desde o Mioceno até a época recente nas montanhas de Zagros . O cinturão de dobra e impulso de Zagros foi formado pela colisão de duas placas tectônicas - a placa iraniana e a placa árabe . Essa colisão aconteceu principalmente durante o Mioceno e dobrou todas as rochas que haviam sido depositadas do Carbonífero ao Mioceno no geossinclinal em frente à Placa Iraniana. O processo de colisão continua até o presente e como a Placa Árabe está sendo empurrada contra a Placa Iraniana, as Montanhas Zagros e o Planalto Iraniano estão ficando cada vez mais altos. A própria cordilheira dos Zagros tem uma origem totalmente sedimentar e é constituída principalmente por calcário . Nos Zagros Elevados ou nos Zagros Superiores, as rochas paleozóicas podem ser encontradas principalmente nas seções superior e superior dos picos das Montanhas Zagros ao longo da falha principal de Zagros. Em ambos os lados desta falha, existem rochas mesozóicas , uma combinação de rochas do Triássico e do Jurássico que são rodeadas por rochas do Cretáceo em ambos os lados. Os Zagros Dobrados (as montanhas ao sul dos Zagros Elevados e quase paralelos à falha principal de Zagros) são formados principalmente por rochas terciárias , com as rochas Paleógenas ao sul das rochas do Cretáceo e, em seguida, as rochas Neógenas ao sul das rochas Paleógenas.
Sanandaj – Sirjan
Esta zona está localizada ao sul-sudoeste do Irã Central e na borda nordeste da cordilheira de Zagros. No norte e nordeste, esta zona é separada do Irã Central por depressões como o Lago Urmia , Gavkhouni e falhas como Shahr-e-Babak e Abadeh, e ao sul-sudoeste pela falha principal de Zagros. Uma característica marcante desta zona é a presença de imensos volumes de rochas magmáticas e metamórficas das eras Paleozóica e Mesozóica . No que diz respeito às tendências, e particularmente ao estilo de dobra, alguns pesquisadores consideram a Zona Sanandaj – Sirjan como sendo semelhante a Zagros; no entanto, existem diferenças consideráveis nos tipos de rochas, magmatismo, metamorfismo e eventos orogênicos. Existem algumas semelhanças entre Sanandaj - Sirjan e o Irã Central.
Cinturão Vulcânico de Sahand-Bazman
Este cinturão vulcânico, geralmente chamado de Cordilheira Central Iraniana , corre para o leste e quase paralelo à Zona Sanandaj-Sirjan, e deve sua existência à ampla e intensa atividade vulcânica que se desenvolveu na placa iraniana do Cretáceo Superior até os tempos recentes . O pico deste vulcanismo aconteceu no Eoceno . O cinturão vulcânico Sahand - Bazman supostamente resultou da colisão das margens das placas continentais da Arábia e do Irã central. É representado por vulcânicos subalcalinos que variam em composição desde a composição basáltica até a andesítica e a riolítica.
Irã central
Localizado em um triângulo no meio do Irã, o Irã Central é uma das zonas estruturais mais importantes e complicadas do Irã. Nesta zona, podem ser reconhecidas rochas de todas as idades, do Pré - cambriano ao Quaternário , e vários episódios de orogenia, metamorfismo e magmatismo . Irã central em um sentido amplo, abrangendo toda a área entre as cordilheiras do norte e do sul do Irã. Dentro da placa iraniana, a microplaca Centro-Leste do Irã faz fronteira com a Grande Falha Kavir no norte, com a Falha Nain - Baft no oeste e sudoeste e com a Falha Harirud no leste. É cercada pelo ofiolito do Cretáceo Superior ao Eoceno Inferior e pela melange ofiolítica. A microplaca consiste em diferentes componentes estruturais; Kerman - Bloco Tabas , Bloco Yazd e Anarak - Bloco Khur .
Irã oriental
O Irã oriental pode ser dividido em duas partes: Lut Block e Flysch Zone ( flysch ou mistura colorida da Zona Zabol-Baluch). Localizado a oeste da Zona Zabol-Baluch, Lut Block é o principal corpo do Irã oriental. Lut Block se estende por cerca de 900 quilômetros (560 mi) na direção norte-sul. É limitado ao norte pela falha de Dorooneh e ao sul pela depressão de Jazmur. No leste, ela é separada da Zona Flysch pela Falha Nehbandan , enquanto a fronteira oeste com o Irã Central é a falha de Nayband e as montanhas Shotori. As unidades mais antigas incluem xistos do pré-cambriano superior do baixo cambriano recobertos por calcário do Permiano e outras rochas sedimentares paleozóicas. A Zona Flysch (Zabol – Baluch) está localizada entre Lut Block a oeste e Helmand (no Afeganistão ) a leste. Em contraste com o Lut Block, a Zona Flysch é altamente deformada e tectonizada e consiste em sedimentos do fundo do mar espessos como folhelhos argilosos e silícicos , radiolarita e calcário pelágico e rochas vulcânicas, como basalto , basalto espilítico, diabásio , andesita , dacito , riolito e rochas ultramáficas serpentinizadas subordinadas. O embasamento é provavelmente composto por uma crosta oceânica. A maioria das unidades de rocha nesta zona se divide em três grupos principais: sedimentos flyschoid ; rochas vulcânicas, vulcanossedimentares e intrusivas; e séries ofiolíticas.
Sudeste do Irã ou Makran
O sudeste do Irã ou a zona de Makran estão localizados ao sul da depressão de Jazmurian . Seu limite oeste é Minab Fault ; ao sul, é restringido pelo Golfo de Omã e, a leste, se estende até o Paquistão . A parte norte é caracterizada pelo domínio das falhas de tendência leste-oeste, sendo a falha de Bashagard a mais importante. Ao longo dessas falhas encontra-se uma grande seção da série de ofiolitos. As rochas mais antigas nesta zona são os ofiolitos do Cretáceo Superior ao Paleoceno, recobertos por uma espessa sequência (cerca de 5.000 m) de arenito , xisto e marga . Toda a sequência é deformada antes do Mioceno Inferior. Seqüência espessa de unidades de rocha Neogene , com mais de 5.000 m, cobre a série mais antiga.
Kopet Dagh
O cinturão de dobras ativo do Nordeste do Irã, o Kopet Dagh , é formado no porão metamorfoseado de Hercínia na margem sudoeste da Plataforma de Turan. O cinturão é composto por cerca de 10 quilômetros de sedimentos mesozóicos e terciários (principalmente carbonatos) e, como os Zagros, foi dobrado em longas dobras de tendência linear noroeste-sudeste durante a última fase da Orogenia Alpina, no Mioceno e no Plio-Pleistoceno. . Nenhuma rocha magmática está exposta em Kopet Dagh, exceto aquelas no porão em Aghdarband e alguns diques básicos do Triássico . Esta bacia estava localizada no nordeste do Irã. Do Jurássico Médio , era coberto por um vasto mar de plataforma continental. Neste período de tempo e devido à transgressão e também à rápida subsidência da bacia, a parte ocidental tornou-se mais profunda. Nesta bacia, uma espessa sequência de sedimentos marinhos e continentais contínuos foi depositada (cerca de 10 km). Nenhuma lacuna sedimentar importante ou atividades vulcânicas durante o período jurássico ao mioceno foram relatados. Este complexo sedimentar oferece condições adequadas para o acúmulo de hidrocarbonetos. As rochas sedimentares Kopet Dagh foram colocadas em sua posição atual devido ao levantamento no final do Mioceno. A própria cordilheira Kopet Dag é feita principalmente de rochas do Cretáceo, com uma porção menor de rochas do Jurássico nas partes sudeste. As montanhas foram formadas principalmente no Mioceno durante a orogenia Alpina. Como o Mar de Tethys foi fechado e a Placa da Arábia colidiu com a Placa do Irã e foi empurrada contra ela, e com a rotação no sentido horário da Placa da Eurásia em direção à Placa do Irã e sua colisão final, a Placa do Irã foi pressionada contra a Plataforma de Turan. Essa colisão dobrou todas as rochas que haviam sido depositadas neste geossinclinal ou bacia do Jurássico ao Mioceno e formou as montanhas Kopet Dag.
Alborz
A cordilheira Alborz forma uma barreira entre o sul do Mar Cáspio e o planalto iraniano. Esta faixa está localizada no norte do Irã, paralela à margem sul do Mar Cáspio . Alborz é caracterizado pelo domínio de sedimentos do tipo plataforma, incluindo calcário, dolomita e rochas clásticas. Foram identificadas unidades rochosas do Pré-cambriano ao Quaternário, com alguns hiatos e inconformidades no Paleozóico e no Mesozóico. Ao contrário de seus limites ao norte e ao sul (Mar Cáspio e Irã Central, respectivamente) não há um consenso quanto aos limites leste e oeste de Alborz. As montanhas Binalud no leste, embora sejam a continuação do Alborz, apresentam características comparáveis às do Irã Central. A cordilheira Alborz tem apenas 60-130 km de largura e consiste em séries sedimentares que datam do Devoniano Superior ao Oligoceno , predominantemente calcário jurássico sobre um núcleo de granito . As condições continentais relativas à sedimentação são refletidas por espessos arenitos Devonianos e por folhelhos jurássicos contendo camadas de carvão . As condições marinhas são refletidas por estratos carboníferos e permianos que são compostos principalmente de calcários . Na Cadeia de Alborz Oriental, a seção do extremo leste é formada por rochas mesozóicas (principalmente Triássicas e Jurássicas ), enquanto a parte ocidental da Cadeia de Alborz Oriental é composta principalmente de rochas paleozóicas . As rochas pré-cambrianas podem ser encontradas principalmente ao sul da cidade de Gorgan, situada no sudeste do Mar Cáspio e em porções muito menores nas partes central e ocidental da Cordilheira Central do Alborz. A parte central da cordilheira do Alborz Central é formada predominantemente por rochas do Triássico e do Jurássico, enquanto a seção noroeste da cordilheira é formada principalmente por rochas do Jurássico. Camadas muito espessas de tufos e lavas vulcânicos verdes do Terciário (principalmente do Eoceno ) são encontradas principalmente nas partes sudoeste e centro-sul da cordilheira. A parte noroeste do Alborz que constitui o que é chamado de Cordilheira Ocidental de Alborz ou as Montanhas Talish é composta principalmente de depósitos vulcano-sedimentares do Cretáceo Superior com uma faixa de rochas paleozóicas e uma faixa de rochas do Triássico e Jurássico nas partes do sul ambos na direção noroeste-sudeste. Com o movimento para o norte da África e da placa da Arábia e com o fechamento do Mar de Tethys quando a placa da Arábia colidiu com a placa do Irã e foi empurrada contra ela, e com o movimento no sentido horário da placa da Eurasiática em direção à placa do Irã e sua colisão final , a placa iraniana foi pressionada de ambos os lados. As colisões finalmente causaram o dobramento das rochas do Paleozóico Superior , Mesozóico e Paleógeno , e o vulcanismo Cenozóico (principalmente o Eoceno ) para formar as Montanhas Alborz, principalmente no Mioceno. A orogenia Alpina começou, portanto, com o vulcanismo Eoceno nas partes sudoeste e centro-sul do Alborz e continuou com o soerguimento e dobramento das rochas sedimentares mais antigas nas partes noroeste, central e oriental da cordilheira durante as fases orogênicas de importância que datam das épocas do Mioceno e do Plioceno .
Azerbaijão
Não há acordo sobre a configuração geológica do Azerbaijão . Segundo alguns autores, o canto nordeste poderia ser incluído em Alborz e o sudeste em Sanandaj – Sirjan. Alguns acreditam que a maior parte do Azerbaijão está em uma zona chamada Azerbaijão-Alborz e, como eles indicam, essa zona é limitada ao norte pela falha de Alborz , a oeste pela falha de Tabriz-Urumiyeh e ao sul pela falha de Semnan . De acordo com alguns autores, a parte norte do Azerbaijão continua até as montanhas do Cáucaso no Cáucaso e as montanhas do Pontus na Turquia e o sul do Azerbaijão é comparável ao Irã Central e Ocidental e se estende até as montanhas Taurus na Turquia. O evento estrutural significativo que ocorreu no Devoniano Inferior foi acompanhado por falhas e fragmentação que levaram a uma fácies sedimentar diferente no Azerbaijão. Este episódio orogênico gerou a falha de Tabriz, estendendo-se na direção noroeste-sudeste da depressão de Zanjan às montanhas do norte de Tabriz (Mishu, Morou) e a noroeste do Azerbaijão e do Cáucaso. Este evento dividiu o Azerbaijão em dois blocos, um bloco no nordeste com subsidência e sedimentação no Devoniano Inferior e outro no sudoeste que permaneceu alto até o Carbonífero Superior.
Estratigrafia do Irã
Pré-cambriano
A consolidação do embasamento iraniano por metamorfismo , granitização parcial e em parte por dobramento intenso ocorreu no final do Pré-cambriano. Este evento foi atribuído à orogenia 'Baikaliana' ou Pan-africana por vários autores. Dados isotópicos de rochas do embasamento iraniano fornecem idades entre 600 e 900 Ma. Uma gama semelhante de dados isotópicos foi obtida para rochas Arabian Shield. Um importante magmatismo pós-pan-africano é documentado pelo granito Doran, que corta as rochas do Pré-cambriano Superior e é coberto por sedimentos do Cambriano Inferior . Vulcânicos pós-cambrianos pós-cambrianos, principalmente riolito alcalino , tufo de riolito e diques básicos são conhecidos nas formações eocambrianas. No Norte e Central Irã, Kahar e Gharehdash Formações ea metade inferior da Formação Soltanieh são de Pré-Cambriano idade. As rochas mais antigas do Irã pertencem à série Kushk, consistindo de sedimentos clásticos, vulcões ácidos, tufos e carbonatos (principalmente dolomita ). Outras formações de tarde Precambrian-Cedo Cambriano idades incluem Rizu vulcânica-sedimentares de formação, Dezu e Tashk Formações , Aghda Calcário , Série Kalmard , Shorm camas , e Anarak unidades metamórficas. A fácies sedimentar das rochas pré-cambrianas-cambrianas inferiores no norte do Irã é diferente daquela do Irã central.
Paleozóico
Com a orogenia pan-africana e após este episódio orogênico, sedimentos marinhos rasos se formaram no final da Vendian . A influência do episódio orogênico é evidente na base dos sedimentos vendianos. A deposição de sedimentos marinhos rasos cobriu grandes áreas no Irã durante o Paleozóico (por exemplo, Alborz, Leste do Irã, Zagros). Há fortes evidências estratigráficas de que a transição de Vendian para o Baixo Cambriano foi progressiva, sem hiatos; não há evidências de movimentos orogênicos ou epeirogênicos no Irã neste momento (por exemplo, ao sul de Zanjan, Valiabad Chalus, Shahin Dezh). O início do Cambriano começou com uma alternância de xisto, calcário com fosfato e dolomita assentando de forma conformada e transicional sobre as dolomitas vendianas. A transição da Formação Sol Budaph para as Formações Barut , Zaigoon e Laloon é muito difícil de reconhecer em campo. O Cambriano Médio é caracterizado por elevação e regressão; no entanto, uma progressão renovada nesta época levou à deposição das formações Mila e Kuhbonan , consistindo de calcário, dolomita e xisto, sobre unidades mais antigas. Essas formações apresentam trilobitas e braquiópodes da Idade Média e Final do Cambriano. Em algumas áreas, o falecido Cambriano fácies carbonato voltas transitoriamente em Ordoviciano graptolite xistos, conhecida como a Formação Lashkarak em Alborz , Formação Shirgasht no centro do Irã e Ilbeyk e Zardkuh Formações em Zagros. Na área de Kalmard, os sedimentos Ordovicianos estão assentados sobre os sedimentos Vendianos por uma discordância angular. No Ordoviciano Superior, a maior parte do Irã foi afetada por movimentos epeirogênicos; isso coincide com a orogenia caledoniana na Europa e em algumas outras partes da Terra. A epeirogenia causou um hiato distinto na fronteira Ordoviciana - Siluriana . Onde presentes, as rochas silurianas no Irã consistem principalmente de calcário, arenito, xisto e materiais vulcânicos, conhecidas como Formação Niur no Irã Central. As rochas do Devoniano Inferior foram relatadas em várias localidades no Irã Central (por exemplo, Tabas, Sourian, Kerman , Zagros); no entanto, eles parecem estar ausentes em Alborz e partes de Zagros. O Devoniano Superior é caracterizado pela transgressão marinha, particularmente em Alborz, que se estende até o Carbonífero Inferior. Com exceção da área de Tabas , nenhum registro de depósitos marinhos do Carbonífero Médio foi descoberto no Irã. Os depósitos do Carbonífero Superior não estão significativamente presentes no Irã e só foram identificados em várias localidades a partir de goniatitas de índice. Após uma regressão geral e um hiato distinto no Carbonífero Superior, os depósitos de transgressão marinha do Permiano cobrem a maior parte do Irã (por exemplo, Alborz, Zagros, Irã Central); Os sedimentos do Permian são representados pelos arenitos Dorood , Ruteh e Nesen Limestones em Alborz.
Mesozóico
Os sedimentos do Triássico Inferior no Irã são principalmente de natureza marinha rasa ou da plataforma continental (por exemplo, arenitos Doroud e dolomitos Elika em Alborz, folhelhos Sorkh e dolomitos Shotori no Irã Central. Uma sequência contínua do Permiano-Triássico foi relatada em várias áreas no Irã, incluindo Jolfa (noroeste do Irã), Abadeh (centro-sul do Irã) e Urumiyeh do sul (a continuação do Taurus na Turquia), ao norte de Kandovan e Amol do Sul . A transição do Triássico Médio para o Alto coincide com o episódio orogênico Cimério Inferior, que levou à segmentação da bacia sedimentar em três sub-bacias: Zagros no sul e sudoeste, Alborz no norte e no Irã Central. As rochas do Jurássico Inferior se sobrepõem de forma conformada às unidades do Triássico Superior; assim como os depósitos do Cretáceo Inferior sobre o Jurássico Superior estratos (por exemplo, Zagros). No Norte e no Centro do Irã, os sedimentos do Triássico Superior e do Jurássico Médio Inferior têm uma natureza detrítica, consistindo principalmente de xisto e arenito com espessuras variando de poucos metros a mais de 3.000 metros (9.800 pés). A presença de restos de plantas e leitos de carvão sugere um ambiente continental ou lagunar para os depósitos. Os depósitos do Cretáceo , caracterizados por diversas fácies sedimentares, estão espalhados por todo o Irã. No Cretáceo Superior, os movimentos tectônicos relacionados à orogenia Laramida afetam a maior parte do Irã, levando à elevação, dobra e falha. Este é um prelúdio para desenvolvimentos significativos na evolução geológica do Irã.
Cenozóico
No Irã, o Cenozóico começa com a fronteira Cretáceo-Paleoceno que é caracterizada por mudanças marcantes em ambientes sedimentares (por exemplo, Alborz, Irã Central). Uma discordância foi relatada em muitos locais do Irã. Transições contínuas e descontínuas foram descobertas entre os estratos Paleoceno e Eoceno ; como é o caso do Eoceno e do Oligoceno (por exemplo, o Irã Central). Os estágios Oligoceno e Mioceno são caracterizados por rápidas subsidência, deposição e mudanças de fácies nas bacias sedimentares marinhas e continentais (por exemplo, Mahneshan e Halab ao sul de Zanjan ). Os sedimentos oligocenos na maioria das partes do Irã são de caráter marinho raso, transformando-se em fácies marinhas no Oligoceno Superior até o Mioceno Inferior (por exemplo, Qom ). Os sedimentos do Mioceno Médio a Superior são principalmente de natureza continental. O Quaternário é a característica proeminente das planícies do Irã.
Magmatismo e rochas ígneas
Rochas magmáticas de todas as idades, desde o pré-cambriano ao Quaternário , são comuns no Irã (por exemplo, Doran Granito , Zarigan-Narigan Granito , Torghabeh Granito , Ghaen Granito , Chaghand Gabbro , Alvand granito e Natanz Granito ). Existe uma correlação entre a distribuição de rochas magmáticas e certos tipos de depósitos de minério (por exemplo, depósitos de ferro em Bafq relacionados a granitos do tipo Zarigan – Narigan, depósitos de cobre Mazraeh relacionados a Granito Sheyvar – Daghi , depósito de pórfiro Sarcheshmeh relacionado ao corpo de pórfiro Sarcheshmeh). Vários episódios de atividade magmática foram identificados no Irã. Esses episódios podem ser descritos como:
Pré-cambriano superior - Cambriano inferior
Rochas vulcânicas e plutônicas com idade de 630–530 milhões de anos foram relatadas em muitas localidades no Irã, particularmente no Irã Central e no Azerbaijão. Essas rochas magmáticas parecem estar relacionadas ao episódio tectônico-magmático pan-africano. A maioria das rochas magmáticas dessa época possui uma natureza alcalina. A seguinte série magmática pode ser atribuída a esta fase: Intrusões do tipo Doran no Azerbaijão. Os corpos intrusivos do tipo Narigan e Zarigan estendem-se de Anarak a Bafq e Kuhbonan . Rochas vulcânicas , principalmente de composição riolito , em Ghareh Dash, Azerbaijão. Rochas vulcânicas associadas à série Kushk na área de Bafq. Rochas vulcânicas das formações Rizu, Dezu e Kushk no Irã Central. A maioria das rochas metamórficas pré-cambrianas de fácies xisto verde ou mesmo anfibolito , como nas áreas de Takab e Anarak, parecem ter sido originalmente materiais vulcânicos, lava ou rochas piroclásticas .
Paleozóico Inferior
Rochas magmáticas desta época foram relatadas em muitas áreas do Irã. Os exemplos incluem rochas basálticas de Shahrud e Khosh Yeilagh, unidades andesítico-basálticas da Formação Niur no Irã Central e materiais tufáceos nas partes superiores da Formação Mila no Irã Oriental.
Paleozóico Superior
Rochas vulcânicas de composição andesítico-basáltica acompanham os estratos sedimentares do Paleozóico Superior em muitas áreas por todo o Irã. Rochas basálticas associadas à Formação Jeyrud do Devoniano Superior são um exemplo típico. Há fortes evidências de atividades magmáticas significativas no final do Paleozóico-início do Mesozóico (início do Permiano ao início do Jurássico) no Irã. Os exemplos incluem: rochas magmáticas no sul de Sanandaj - Sirjan ( granitos e gabros da área de Sirjan) e rochas vulcânicas da série Songhor no norte de Sanandaj-Sirjan. Rochas ultramáficas e máficas e seus equivalentes metamorfoseados podem ser observados no Irã oriental (área de Fariman), Série Taknar , xistos Gorgan e séries metamórficas máficas / ultramáficas de Shanderman.
Mesozóico
As rochas magmáticas mesozóicas estão associadas a eventos orogênicos cimérios e laramídeos que causaram rachaduras continentais e oceânicas, seguidas por fechamentos e colisões em vastas áreas do Irã (por exemplo, Sanandaj – Sirjan). As rochas magmáticas do Mesozóico podem ser divididas em três grupos: Rochas vulcânicas : Essas rochas ocorreram principalmente como resultado da extensão ou tensão relacionada ao rifting continental, ou subdução da litosfera oceânica desenvolvida sob a litosfera continental (por exemplo, Alborz Central para rifting continental ; Eixo Saghez -Sanandaj para subducção). Rochas intrusivas : Muitos corpos intrusivos de composição máfica a granítica, com idades variando do início do Triássico ao Cretáceo Superior , foram identificados no Irã (por exemplo, eixo Borujerd –Shamsabad). No Triássico-Jurássico, as rochas vulcânicas predominaram nas rochas plutônicas . Eles são principalmente alcalinos por natureza e são mais abundantes em Sanandaj – Sirjan. No Jurássico-Cretáceo, as rochas intrusivas excedem as rochas vulcânicas; um número significativo de batólitos no Irã ocorreu nessa época. Kolah Ghazi, Shir Kuh e Shah Kuh foram formados por granito jurássico; e o Monte Alvand foi feito de granito do Cretáceo Superior - Paleoceno .
Cenozóico
O Terciário é uma grande preocupação no Irã por causa dos grandes volumes e tipos altamente diversos de rochas ígneas e depósitos minerais associados. Rochas magmáticas dessa idade estão espalhadas por todo o Irã, exceto em Zagros e Kopet Dagh . Dados de várias zonas estruturais indicam que as atividades vulcânicas e plutônicas começaram no Cretáceo Superior , culminaram no Eoceno e continuaram, com breves paradas, no Quaternário . Algumas das regiões mais importantes em termos de actividades magmáticas terciárias incluem: Sahand - Bazman (ou Urumiyeh-Dokhtar) correia vulcânica-plutônico com uma série de serras famosos, incluindo o KARKAS Montanhas e Jebal Barez e picos importantes, tais como Karkas, Marshenan , Hezar e Lalehzar . O magmatismo terciário também pode ser observado no Azerbaijão , Tarom - Taleghan , Alborz Central e suas margens ao sul, Kavir - Sabzevar , Kashmar - Torbat-e Jam , Lut e Kavir, Irã Central, Sistão , Bam , Bazman, Taftan, Irã Oriental, e Jazmurian do Sul - Sabzevaran . O vulcanismo quaternário produziu picos muito altos, como Sahand , Sabalan , Damavand , Taftan , Bazman e muitos outros.
Séries ofiolíticas e rochas ultramáficas
Séries ofiolíticas e rochas ultramáficas têm uma ocorrência generalizada no Irã e podem ser agrupadas da seguinte forma: Unidades ultramáficas e máficas do Pré-cambriano Superior - Início do Cambriano. Embora comparáveis aos ofiolitos modernos, essas rochas não apresentam todas as características típicas de uma crosta oceânica. O termo “ofiolito antigo” pode ser um nome impróprio. Essas rochas são comuns nas regiões de Takab e Anarak . Eles podem estar representando um protorift. Rochas ultramáficas e máficas do Paleozóico Superior ocorrem como corpos metamorfoseados e não metamorfoseados em algumas áreas como Fariman , Shanderman e Asalem. Essas rochas exibem muitas características típicas dos ofiolitos modernos. A série ofiolítica do Cretáceo Inferior - Idade Paleogênica mostra características típicas de sequências ofiolíticas e acredita-se que estejam associadas ao fechamento da Neotétis . Essas séries de ofiolitas são comuns no Irã. Alguns dos locais mais importantes incluem Kermanshah - Neyriz - Cinturão de Omã , Makran (ao sul de Jazmurian), rochas ultramáficas máficas relacionadas à Zona Flysch em Khash –Nosrat Abad– Cinturão de Birjand , rochas ultramáficas e máficas ao norte da falha de Dorooneh, Torbat-e Jam - Torbat-e Heydarieh - Sabzevar - regiões Fariman e Irã Central – Nain – Baft– Shahr-e Babak , Khoy - Maku . Rochas ultramáficas e máficas também ocorrem em associação com grandes intrusões gabróicas. Esse tipo provavelmente resultou da diferenciação em uma grande câmara magmática máfica, comparável àquelas das intrusões máficas em camadas. Os exemplos ocorrem em Sero, Urumiyeh e em Masooleh , com idades entre o final do Cretáceo e o Oligoceno Inferior . A ocorrência mais notável de ofiolito pode ser observada nas montanhas Bashagard no sudeste e nas montanhas Jaghatai no nordeste do Irã.
Eventos orogênicos no Irã
Pan-africano
A orogenia pan-africana é equivalente ao Asynitic em outras partes da terra. Este evento foi associado com metamorfismo , magmatismo , dobramento e falha durante o Pré-cambriano tardio-início do Cambriano no Irã (por exemplo, sul de Zanjan - Mahabad no Azerbaijão , Bafq no Irã Central. Esta fase tectônica começou com tensão ou extensão levando à formação de fendas e geração de crosta oceânica (por exemplo, em Takab e Anarak) e terminou com dobramento, fechamento, metamorfismo, crescimento da crosta continental e desenvolvimento de falhas regionais.
caledoniano
Não houve dobras ou falhas consideráveis relacionadas a este evento no Irã. A orogenia caledoniana no Irã é caracterizada por mudanças de fácies em bacias sedimentares, hiatos e movimentos epeirogênicos (por exemplo, partes de Alborz, Zagros e Irã Central). Esta fase, começando do Cambriano tardio , fez com que a fácies marinha das Formações Barut e Zaigoon se transformasse na fácies continental da Formação Lalun, e continuou até o Devoniano Superior .
Herciniano
Os efeitos desse episódio orogênico no Irã podem ser rastreados desde o Devoniano Superior. Devido à escassez de magmatismo, metamorfismo e dobramento relacionados a esse episódio, o papel da orogenia hercínica no Irã é controverso; o Hercynian no Irã é amplamente representado pela tectônica extensional em vez de compressional (por exemplo, Sanandaj – Sirjan). Microplacas iranianas a leste e nordeste de Zagros foram destacadas de Gondwana no Carbonífero durante esta fase orogênica.
A abertura e divisão Neo-Tethys do Irã da margem norte de Gondwana provavelmente ocorreu em algum momento entre o último Viséan e o início do Carbonífero Superior ( Bashkirian ). As evidências para esta conclusão são:
- a afinidade Paleo-Tethiana setentrional das associações foraminíferas no final do Viséan-tardio Sepukhovian em Alborz
- a semelhança única entre as assembléias fusulinídeos Bashkirian- Kasimoviana e Gzheliana tardia do Irã com a margem norte do Paleo-Tethys
- as atividades magmáticas carboníferas no noroeste do Irã e falhas normais e blocos inclinados no Cinturão de Alto Zagros que, em conjunto, suportam deformação extensional relacionada à orogenia Variscana ou Hercínica.
Cimério primitivo
A orogenia ciméria inicial é um dos eventos tectônicos mais importantes na história geológica da Terra. Muitas características diversas estão associadas a esta fase, incluindo metamorfismo , magmatismo , dobramento, falha, criação de novas bacias e mudança de fácies. Este evento foi associado à tectônica compressional no norte do Irã e à tectônica tensional no sul. Há evidências de que a fase de compressão foi precedida pelo desenvolvimento de tensão e fenda. A fase de compressão, ocorrendo no final do Triássico , finalmente levou ao fechamento do Paleotétis (por exemplo, sudeste a sudoeste do Mar Cáspio ). Microplacas iranianas que haviam sido destacadas de Gondwana no Carbonífero e que haviam submergido e se movido para o norte em direção à Laurásia finalmente colidiram com a seção eurasiana do supercontinente norte da Laurásia no Triássico Superior.
Cimério tardio
A orogenia ciméria tardia ocorreu como um evento tectônico significativo no Irã nos tempos do Jurássico Superior e Cretáceo Inferior. Este evento é representado por dobramento, mudanças de fácies em ambientes sedimentares, discordância angular, magmatismo e metamorfismo (por exemplo, Alborz, Sanandaj – Sirjan e Irã Central). O granito jurássico de Kolah Ghazi, Shir Kuh e Shah Kuh foi feito durante esta fase orogênica.
Laramide
A orogenia Laramide aconteceu no Cretáceo Superior - Paleoceno e desempenhou um grande papel na evolução geológica do Irã. Este evento teve início em regime compressional, seguido de regime extensional. O regime compressional, associado a significativas atividades magmáticas intrusivas, levou ao fechamento das bacias oceânicas e das fendas Neothetyan. Em algumas áreas, fatias da crosta oceânica obtiveram nas margens continentais produzindo o que poderia ser chamado de assembléias de ofiolito ou melanges coloridas (por exemplo, zona de sutura vista principalmente entre Sanandaj-Sirjan e Zagros, e ao lado da falha de Nehbandan no leste do Irã). O granito Cretáceo Superior - Paleoceno do Monte Alvand formou-se durante a orogenia Laramide.
Alpino (Pirineus e Estíria)
No que diz respeito às evidências geológicas, este evento foi de natureza compressional. Esta fase tectônica é representada por mudanças significativas nos ambientes sedimentares, plutonismo e metamorfismo (por exemplo, oeste do Irã Central, sul de Alborz Central, Lut). O arco ou cinturão vulcânico Sahand - Bazman formou-se principalmente durante o vulcanismo Eoceno da orogenia Alpina . O movimento do norte e a colisão final da Afro-Arábia (significativamente a placa árabe) com a placa iraniana e a rotação no sentido horário da placa eurasiana em direção à placa iraniana causaram a orogenia alpina com a fase pirenaica no final do Eoceno - início do oligoceno e o Fase da Estíria no Mioceno Médio, respectivamente. As montanhas Zagros , Alborz e Kopet-Dagh foram formadas principalmente no Mioceno durante esta fase orogênica.
Pasadeniano
Essa fase orogênica começou no Plioceno Superior e continuou no Pleistoceno . A orogenia pasadeniana é a fase mais importante na formação da forma atual do Irã. Alguns eventos orogênicos mais jovens podem ser a continuação desta fase orogênica (por exemplo, eixo Alborz-Azerbaijão, Zagros, Irã Central). Sahand , Sabalan , Damavand , Bazman e Taftan foram formados principalmente durante o vulcanismo desta fase orogênica. Com uma altitude de 5.610 metros (18.410 pés), o Monte Damavand é o pico mais alto do Irã. Este vulcão entrou em erupção no Pleistoceno há cerca de 1,78 milhão de anos e, após várias erupções conhecidas há cerca de 600.000 e 280.000 anos, finalmente entrou em erupção no Holoceno há quase 7300 anos.
Veja também
Referências
Bibliografia
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Arefifard, S . 2017. Reconstruções paleobiogeográficas baseadas em foraminíferos no Carbonífero do Irã e suas implicações para o tempo de abertura do Neo-Tethys: uma síntese . Geologica Acta 15. 135-151. Acessado em 2020-01-02. doi : 10.1344 / GeologicaActa2017.15.2.5
ISSN 1695-6133 O
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