Los principales puntos que se discuten en la geología de Irán incluyen el estudio de las unidades o zonas geológicas y estructurales; estratigrafía ; magmatismo y rocas ígneas; series ofiolíticas y rocas ultramáficas; y eventos orogénicos en Irán.
Unidades geológicas y estructurales de Irán
Teniendo en cuenta las unidades geológicas y estructurales de Irán, se podrían distinguir tres unidades o zonas estructurales principales en Irán. Estas unidades o zonas están separadas entre sí por suturas que llevan ofiolitas . Otros criterios, como el estilo estructural, el carácter de la corteza y la edad de consolidación del sótano, la edad y la intensidad de la deformación, la edad y la naturaleza del magmatismo, se utilizan para subdividir estas zonas principales en elementos más pequeños. Las tres unidades principales y sus componentes principales podrían definirse como las unidades sur, central y norte. [1] La unidad sur tiene un basamento cristalino consolidado en la época Precámbrica y un desarrollo tipo plataforma Paleozoico y comprende el cinturón plegado de Zagros, las partes sur y suroeste del Zagros. Esta sección formaba parte de la Placa Arábiga que estaba ubicada en el margen de Rodinia y Pannotia en el Neoproterozoico , y de Gondwana en el Paleozoico y Mesozoico . La unidad central, que comprende el Irán central y el Alborz, se interpreta como un conjunto de fragmentos que estaban en las proximidades de la Placa Arábiga y formaban una sección marginal de Rodinia y Pannotia en el Neoproterozoico y de Gondwana en el Cámbrico , Ordovícico , Silúrico y Devónico . Estos fragmentos se desprendieron de Gondwana en el Carbonífero . Se sumergieron, se movieron hacia el norte y finalmente se unieron a la sección euroasiática del supercontinente norteño Laurasia en el Triásico Tardío . Estos fragmentos o microplacas se fusionaron y formaron la Placa Iraní que fue reunida por Gondwana Afro-Arabia en el Cretácico Superior . A medida que Afro-Arabia se movía hacia el norte hacia Eurasia , la placa árabe finalmente chocó con la placa iraní en el Mioceno . [2] Finalmente está la unidad del norte que está separada de la unidad central por la Sutura de Irán del Norte. Se caracteriza por una corteza continental que incluye restos de la corteza oceánica paleozoica anterior más o menos cratonizada que parece reflejar el Paleotethys . La unidad del norte representa una franja marginal del reino herciniano de Asia Central, ampliamente superpuesto por el reino alpino. Fue deformado y consolidado en gran parte por el plegamiento del Cimmerio temprano y el plegamiento de los Alpes tardíos. La unidad del norte comprende la Depresión del Caspio Sur y la Cordillera de Kopet Dagh . Estas tres unidades estructurales principales se dividen en algunas subdivisiones geológicas y estructurales más pequeñas que incluyen las siguientes zonas:
Zagros
Esta zona se extiende desde Bandar Abbas en el sur hasta Kermanshah en el noroeste y continúa hasta Irak . Zagros es, de hecho, el borde noreste de la Placa Arábiga. Algunas características importantes de Zagros incluyen: Ausencia de eventos magmáticos y metamórficos después del Triásico, y baja abundancia de afloramientos de rocas Paleozoicas . Estructuralmente, consta de grandes anticlinales y pequeños sinclines y sedimentación marina continua desde el Carbonífero hasta el Mioceno . En general, una secuencia de rocas del Precámbrico al Plioceno de unos 8-10 kilómetros de espesor ha sufrido un plegamiento desde el Mioceno hasta la época reciente en las montañas de Zagros . El cinturón de plegado y empuje de Zagros se formó por la colisión de dos placas tectónicas: la placa iraní y la placa árabe . Esta colisión ocurrió principalmente durante el Mioceno y dobló todas las rocas que se habían depositado desde el Carbonífero hasta el Mioceno en el geosinclinal frente a la Placa Iraní. El proceso de colisión continúa hasta el presente y, a medida que la placa árabe está siendo empujada contra la placa iraní, las montañas Zagros y la meseta iraní son cada vez más altas. La sierra de Zagros, en sí misma, tiene un origen totalmente sedimentario y está compuesta principalmente de piedra caliza . En el Zagros elevado o el Zagros superior, las rocas paleozoicas se pueden encontrar principalmente en las secciones superior y superior de los picos de las montañas de Zagros a lo largo de la falla principal de Zagros. A ambos lados de esta falla, hay rocas mesozoicas , una combinación de rocas del Triásico y Jurásico que están rodeadas por rocas del Cretácico en ambos lados. El Zagros Plegado (las montañas al sur del Zagros elevado y casi paralelo a la falla principal de Zagros) está formado principalmente por rocas del Terciario , con las rocas del Paleógeno al sur de las rocas del Cretácico y luego las rocas del Neógeno al sur de las rocas del Paleógeno. [3]
Sanandaj – Sirjan
Esta zona está ubicada al sur-suroeste del centro de Irán y el borde noreste de la cordillera de Zagros. En el norte y noreste, esta zona está separada del centro de Irán por depresiones como el lago Orumiyeh , Gavkhouni y fallas como Shahr-e-Babak y Abadeh, y al sur-suroeste por la falla de empuje principal de Zagros. Una característica llamativa de esta zona es la presencia de inmensos volúmenes de rocas magmáticas y metamórficas de las eras Paleozoica y Mesozoica . En cuanto a las tendencias, y en particular al estilo de plegado, algunos investigadores consideran que la Zona Sanandaj – Sirjan es similar a Zagros; sin embargo, existen diferencias considerables en los tipos de rocas, magmatismo, metamorfismo y eventos orogénicos. Existen algunas similitudes entre Sanandaj - Sirjan y el centro de Irán. [4]
Cinturón volcánico de Sahand-Bazman
Este cinturón volcánico, que generalmente se llama Cordillera Central Iraní , corre hacia el este y casi paralelo a la Zona Sanandaj-Sirjan, y debe su existencia a la intensa y generalizada actividad volcánica que se desarrolló en la placa iraní desde el Cretácico Superior hasta la época reciente . El pico de este vulcanismo ocurrió en el Eoceno . Se supone que el cinturón volcánico de Sahand - Bazman fue el resultado de la colisión de los márgenes de las placas continentales árabe e iraní central. Está representado por volcánicos subalcalinos que varían en composición desde la composición basáltica pasando por la andesítica hasta la riolítica.
Irán central
Ubicado en un triángulo en el medio de Irán, el centro de Irán es una de las zonas estructurales más importantes y complicadas de Irán. En esta zona se pueden reconocer rocas de todas las edades, desde el Precámbrico al Cuaternario , y varios episodios de orogenia, metamorfismo y magmatismo . Irán central en un sentido amplio, que comprende toda el área entre el norte y el sur de Irán. Dentro de la placa iraní, la microplaca del centro-este de Irán está bordeada por la gran falla de Kavir en el norte, por la falla de Nain - Baft en el oeste y suroeste y por la falla de Harirud en el este. Está rodeado por la ofiolita y la mezcla ofiolítica del Cretácico Superior al Eoceno Inferior. La microplaca consta de diferentes componentes estructurales; Kerman - Tabas Block, Yazd Block y Anarak - Khur Block.
Irán oriental
El este de Irán se puede dividir en dos partes: Lut Block y Flysch Zone ( flysch o mezcla de colores de Zabol-Baluch Zone). Ubicado al oeste de la Zona Zabol-Baluch, Lut Block es el cuerpo principal del este de Irán. Lut Block se extiende por unos 900 kilómetros (560 millas) en dirección norte-sur. Limita al norte con la falla de Dorooneh y al sur con la depresión de Jazmur. En el este, está separada de la zona Flysch por la falla de Nehbandan , mientras que el límite occidental con el centro de Irán es la falla de Nayband y las montañas Shotori. Las unidades más antiguas incluyen esquistos del Cámbrico Inferior del Precámbrico superior superpuestos por piedra caliza del Pérmico y otras rocas sedimentarias del Paleozoico. La Zona Flysch (Zabol – Baluch) está ubicada entre Lut Block al oeste y Helmand (en Afganistán ) al este. En contraste con Lut Block, la Zona Flysch está altamente deformada y tectonizada y consiste en sedimentos espesos de aguas profundas como lutitas arcillosas y silíceas , radiolarita y piedra caliza pelágica y rocas volcánicas como basalto , basalto spilítico, diabasa , andesita , dacita , riolita. y rocas ultramáficas serpentinizadas subordinadas. Es probable que el sótano esté compuesto por una corteza oceánica. La mayoría de las unidades de roca en esta zona se dividen en tres grupos principales: sedimentos de moscaschoides ; rocas volcánicas, volcano-sedimentarias e intrusivas; y series ofiolíticas.
Sureste de Irán o Makran
El sudeste de Irán o la zona de Makran se encuentra al sur de la depresión de Jazmurian . Su límite occidental es la falla de Minab ; al sur, está restringido por el Golfo de Omán , y al este, se extiende hasta Pakistán . La parte norte se caracteriza por el predominio de fallas con tendencia este-oeste, siendo la falla de Bashagard la más importante. A lo largo de estas fallas se encuentra una gran sección de series ofiolíticas. Las rocas más antiguas de esta zona son las ofiolitas del Cretácico Tardío- Paleoceno superpuestas por una secuencia gruesa (aproximadamente 5.000 m) de arenisca , lutita y marga . Toda la secuencia está deformada antes del Mioceno temprano. La secuencia gruesa de unidades de roca neógena , de más de 5.000 m, cubre la serie más antigua.
Kopet Dagh
El cinturón de plegado activo del noreste de Irán, el Kopet Dagh , se forma en el sótano metamorfoseado de Hercynian en el margen suroeste de la Plataforma Turan. El cinturón está compuesto por unos 10 kilómetros de sedimentos mesozoicos y terciarios (en su mayoría carbonatos) y, como el Zagros, se dobló en largos pliegues lineales con tendencia noroeste-sureste durante la última fase de la orogenia alpina, en el tiempo del Mioceno y Plio-Pleistoceno. . No hay rocas magmáticas expuestas en Kopet Dagh, excepto las del sótano del Aghdarband y algunos diques básicos del Triásico . Esta cuenca estaba ubicada en el noreste de Irán. Desde el Jurásico Medio , estaba cubierto por un vasto mar de plataforma continental. En este período de tiempo y debido a la transgresión y al rápido hundimiento de la cuenca, la parte occidental se hizo más profunda. En esta cuenca se depositó una espesa secuencia de sedimentos marinos y continentales continuos (unos 10 km). Nunca se ha informado de importantes lagunas sedimentarias o actividades volcánicas durante el Jurásico al Mioceno . Este complejo sedimentario proporciona las condiciones adecuadas para la acumulación de hidrocarburos. Las rocas sedimentarias de Kopet Dagh se colocaron en su posición actual debido al levantamiento al final del Mioceno. La Cordillera de Kopet Dag, en sí misma, está compuesta principalmente de rocas del Cretácico con una porción más pequeña de rocas del Jurásico en las partes sureste. Las montañas se formaron principalmente en el Mioceno durante la orogenia alpina. Cuando el mar de Tetis se cerró y la placa árabe chocó con la placa iraní y fue empujada contra ella, y con la rotación en el sentido de las agujas del reloj de la placa euroasiática hacia la placa iraní y su colisión final, la placa iraní fue presionada contra la plataforma de Turan. Esta colisión dobló todas las rocas que se habían depositado en este geosinclinal o cuenca desde el Jurásico hasta el Mioceno y formó las montañas Kopet Dag.
Alborz
La cordillera de Alborz forma una barrera entre el sur del Caspio y la meseta iraní. Esta cordillera se encuentra en el norte de Irán, paralela al margen sur del Mar Caspio . Alborz se caracteriza por el predominio de sedimentos tipo plataforma, que incluyen piedra caliza, dolomita y rocas clásticas. Se han identificado unidades de roca desde el Precámbrico al Cuaternario, con algunos hiatos y discordancias en el Paleozoico y Mesozoico. A diferencia de sus límites norte y sur (Mar Caspio e Irán central, respectivamente), no existe un consenso con respecto a los límites este y oeste de Alborz. Las montañas Binalud en el este, aunque la continuación del Alborz, tienen características comparables a las del centro de Irán. La cordillera de Alborz tiene solo 60-130 km de ancho y consiste en series sedimentarias que datan del Devónico superior al Oligoceno , predominantemente caliza jurásica sobre un núcleo de granito . Las condiciones continentales relativas a la sedimentación se reflejan en gruesas areniscas del Devónico y en lutitas jurásicas que contienen vetas de carbón . Las condiciones marinas se reflejan en los estratos Carbonífero y Pérmico que están compuestos principalmente por calizas . En la Cordillera Oriental de Alborz, la sección del Lejano Oriente está formada por rocas del Mesozoico (principalmente Triásico y Jurásico ), mientras que la parte occidental de la Cordillera Oriental de Alborz está formada principalmente por rocas Paleozoicas . Las rocas precámbricas se pueden encontrar principalmente al sur de la ciudad de Gorgan, situada en el sureste del Mar Caspio y en porciones mucho más pequeñas en las partes central y occidental de la Cordillera Central de Alborz. La parte central de la Cordillera Central de Alborz está formada predominantemente por rocas del Triásico y Jurásico, mientras que la sección noroeste de la cordillera está compuesta principalmente por rocas del Jurásico. Lechos muy gruesos de tobas y lavas volcánicas verdes del Terciario (principalmente del Eoceno ) se encuentran principalmente en las partes suroeste y centro-sur de la cordillera. La parte noroeste del Alborz que constituye lo que se llama la Cordillera Occidental de Alborz o las Montañas Talish está formada principalmente por depósitos volcánicos sedimentarios del Cretácico Superior con una franja de rocas paleozoicas y una banda de rocas del Triásico y Jurásico en las partes meridionales. ambos en dirección noroeste-sureste. Con el movimiento hacia el norte de África y la placa árabe y con el cierre del mar de Tetis cuando la placa árabe chocó con la placa iraní y fue empujada contra ella, y con el movimiento en el sentido de las agujas del reloj de la placa euroasiática hacia la placa iraní y su colisión final. , la placa iraní fue presionada por ambos lados. Las colisiones finalmente causaron el plegamiento de las rocas del Paleozoico superior , Mesozoico y Paleógeno , y el vulcanismo Cenozoico (principalmente el Eoceno ) para formar las Montañas Alborz principalmente en el Mioceno. La orogenia alpina comenzó, por lo tanto, con el vulcanismo eoceno en las partes suroeste y centro-sur del Alborz y continuó con el levantamiento y plegamiento de las rocas sedimentarias más antiguas en las partes noroeste, central y oriental de la cordillera durante las fases orogénicas de importancia que datan de las épocas del Mioceno y Plioceno . [5]
Azerbaiyán
No hay acuerdo sobre el entorno geológico de Azerbaiyán . Según algunos autores, la esquina noreste podría incluirse en Alborz y la parte sureste en Sanandaj – Sirjan. Algunos creen que la mayor parte de Azerbaiyán se encuentra en una zona llamada Azerbaiyán-Alborz y, como indican, esta zona limita al norte con la falla de Alborz , al oeste con la falla de Tabriz-Urumiyeh y al sur con la falla de Semnan . Según algunos autores, la parte norte de Azerbaiyán continúa hasta las montañas del Cáucaso en el Cáucaso y las montañas del Ponto en Turquía y el sur de Azerbaiyán es comparable con el centro de Irán y el oeste de Irán y se extiende hasta las montañas de Tauro en Turquía. El importante evento estructural que ocurrió en el Devónico temprano estuvo acompañado de fallas y fragmentación que condujeron a una facies sedimentaria diferente en Azerbaiyán. Este episodio orogénico generó la falla de Tabriz, que se extiende en dirección noroeste-sureste desde la depresión de Zanjan hasta las montañas del norte de Tabriz (Mishu, Morou) y al noroeste de Azerbaiyán y el Cáucaso. Este evento dividió Azerbaiyán en dos bloques, uno en el noreste con hundimiento y sedimentación en el Devónico temprano y el otro en el suroeste, que se mantuvo alto hasta el Carbonífero tardío. [6]
Estratigrafía de Irán
precámbrico
La consolidación del sótano iraní por metamorfismo , granitización parcial y en parte por plegamiento intenso tuvo lugar en el Precámbrico Tardío. Este evento ha sido atribuido a la orogenia 'baikaliana' o panafricana por varios autores. Los datos isotópicos de las rocas del sótano iraníes dan edades entre 600 y 900 Ma. Se había obtenido una gama similar de datos isotópicos para las rocas del escudo árabe. Un importante magmatismo post-panafricano está documentado por el granito de Doran, que corta las rocas del Precámbrico superior y está cubierto por sedimentos del Cámbrico inferior . En las formaciones eocámbricas se conocen volcanes postorogénicos del Precámbrico tardío, principalmente riolita alcalina , toba de riolita y diques básicos. En el norte y centro de Irán, las formaciones Kahar y Gharehdash y la mitad inferior de la formación Soltanieh son de edad precámbrica . Las rocas más antiguas de Irán pertenecen a la Serie Kushk que consta de sedimentos clásticos, volcánicos ácidos, toba y carbonatos (principalmente dolomita ). Otras formaciones de edad Precámbrico tardío-temprano Cámbrico incluyen Rizu volcánico-sedimentarias de formación, Dezu y Formaciones Tashk , AGHDA piedra caliza , Serie Kalmard , Shorm camas , y Anarak unidades metamórficas. La facies sedimentaria de las rocas del Precámbrico-Cámbrico Inferior en el norte de Irán es diferente de la del centro de Irán.
Paleozoico
Con la orogenia panafricana y tras este episodio orogénico, se formaron sedimentos marinos poco profundos en Vendian tardío . La influencia del episodio orogénico es evidente en la base de los sedimentos vendianos. La deposición de sedimentos marinos poco profundos cubrió grandes áreas en Irán durante el Paleozoico (por ejemplo, Alborz, este de Irán, Zagros). Existe una fuerte evidencia estratigráfica de que la transición de Vendian al Bajo Cámbrico fue progresiva, sin interrupciones; No hay evidencia de ningún movimiento orogénico o epeirogénico en Irán en este momento (por ejemplo, al sur de Zanjan, Valiabad Chalus, Shahin Dezh). El Cámbrico temprano comenzó con una alternancia de esquisto, piedra caliza con fosfato y dolomita asentada de manera conformada y transitoria sobre las dolomías de Vendia. La transición de la formación Soltanieh a las formaciones Barut , Zaigoon y Laloon es muy difícil de reconocer en el campo. El Cámbrico medio se caracteriza por la elevación y la regresión; sin embargo, una progresión renovada en este momento llevó a la deposición de las formaciones Mila y Kuhbonan , que consisten en piedra caliza, dolomita y pizarra, sobre unidades más antiguas. Estas formaciones tienen trilobites y braquiópodos del Cámbrico medio y tardío. En algunas áreas, la facies de carbonato del Cámbrico tardío se convierte transicionalmente en lutitas de graptolito del Ordovícico , conocidas como la Formación Lashkarak en Alborz , la Formación Shirgasht en el centro de Irán y las Formaciones Ilbeyk y Zardkuh en Zagros. En el área de Kalmard, los sedimentos del Ordovícico se asientan sobre los sedimentos de Vendian a través de una discordancia angular. En el Ordovícico tardío, la mayor parte de Irán se vio afectada por movimientos epeirogénicos; esto coincide con la orogenia de Caledonia en Europa y algunas otras partes de la tierra. La epeirogenia provocó una clara pausa en el límite entre el Ordovícico y el Silúrico . Cuando están presentes, las rocas silúricas en Irán consisten principalmente en piedra caliza, arenisca, pizarra y materiales volcánicos, conocida como Formación Niur en el centro de Irán. Las rocas del Devónico Inferior se han informado de varias localidades en el centro de Irán (por ejemplo, Tabas, Sourian, Kerman , Zagros); sin embargo, parece que faltan en Alborz y partes de Zagros. El Devónico superior se caracteriza por la transgresión marina, particularmente en Alborz, que se extiende hasta el Carbonífero inferior. Con la excepción del área de Tabas , todavía no se ha descubierto en Irán ningún registro de depósitos marinos del Carbonífero Medio . Los depósitos del Carbonífero Superior no están presentes de manera significativa en Irán y solo se han identificado en varias localidades a partir de goniatitas índice. Después de una regresión general y una pausa distinta en el Carbonífero Superior, los depósitos de transgresión marina del Pérmico cubren la mayor parte de Irán (por ejemplo, Alborz, Zagros, Irán central); Los sedimentos del Pérmico están representados por areniscas de Dorood , calizas de Ruteh y Nesen en Alborz. [7]
mesozoico
Los sedimentos del Triásico Inferior en Irán son principalmente de naturaleza de plataforma continental o marina poco profunda (por ejemplo, areniscas de Doroud y dolomitas de Elika en Alborz, lutitas de Sorkh y dolomitas de Shotori en el centro de Irán. Se ha informado de una secuencia continua del Pérmico-Triásico en varias áreas de Irán, incluyendo Jolfa (noroeste de Irán), Abadeh (centro sur de Irán) y Urumiyeh del sur (la continuación del Tauro en Turquía), al norte de Kandovan y Amol del sur . La transición del Triásico medio al superior coincide con el episodio orogénico del Cimmerio temprano, que condujo a la segmentación de la cuenca sedimentaria en tres subcuencas: Zagros en el sur y suroeste, Alborz en el norte y el centro de Irán. Las rocas del Jurásico Inferior se superponen conforme a las unidades del Triásico Superior; también lo son los depósitos del Cretácico Inferior sobre el Jurásico Superior estratos (p. ej., Zagros). En el norte y centro de Irán, los sedimentos del Triásico superior y del Jurásico inferior-medio tienen una naturaleza detrítica, que consiste principalmente en lutitas y areniscas con espesores que varían desde unos pocos metros hasta más de 3.000 metros (9.800 pies). La presencia de restos vegetales y lechos de carbón sugiere un ambiente continental o de laguna para los depósitos. Los depósitos del Cretácico , caracterizados por diversas facies sedimentarias, están muy extendidos por todo Irán. En el Cretácico Superior, los movimientos tectónicos relacionados con la orogenia Laramide afectan a la mayor parte de Irán, lo que lleva a levantamientos, plegamientos y fallas. Este es un preludio de importantes desarrollos en la evolución geológica de Irán.
Cenozoico
En Irán, el Cenozoico comienza con el límite Cretácico-Paleoceno que se caracteriza por cambios notables en los ambientes sedimentarios (por ejemplo, Alborz, Irán central). Se ha informado de una discordancia en muchos lugares de Irán. Se han descubierto transiciones tanto continuas como discontinuas entre los estratos del Paleoceno y el Eoceno ; como es el caso del Eoceno y el Oligoceno (por ejemplo, Irán central). Las etapas Oligoceno y Mioceno se caracterizan por un rápido hundimiento, deposición y cambios de facies en las cuencas sedimentarias marinas y continentales (por ejemplo, Mahneshan y Halab al sur de Zanjan ). Los sedimentos del Oligoceno en la mayor parte de Irán son de carácter marino poco profundo, convirtiéndose en facies marinas desde el Oligoceno Superior hasta el Mioceno Inferior (p. Ej., Qom ). Los sedimentos del Mioceno Medio al Superior son en su mayoría de naturaleza continental. El Cuaternario es la característica destacada de las llanuras de Irán. [8]
Magmatismo y rocas ígneas
Rocas magmáticas de todas las edades, desde el Precámbrico hasta el Cuaternario , se han generalizado en Irán (por ejemplo, Doran granito , Zarigan-Narigan granito , Torghabeh granito , Ghaen granito , Chaghand Gabro , Alvand granito y Natanz granito ). Existe una correlación entre la distribución de rocas magmáticas y ciertos tipos de depósitos minerales (por ejemplo, depósitos de hierro en Bafq relacionados con granitos tipo Zarigan-Narigan, depósitos de cobre Mazraeh relacionados con granito Sheyvar-Daghi , depósito de pórfido Sarcheshmeh relacionado con cuerpo de pórfido Sarcheshmeh). En Irán se han identificado varios episodios de actividad magmática . Estos episodios podrían describirse como:
Precámbrico superior-Cámbrico inferior
Se han reportado rocas volcánicas y plutónicas con una edad de 630 a 530 millones de años en muchas localidades de Irán, particularmente en el centro de Irán y Azerbaiyán. Estas rocas magmáticas parecen estar relacionadas con el episodio tectónico-magmático panafricano. La mayoría de las rocas magmáticas de esta época tienen una naturaleza alcalina. A esta fase se le puede atribuir la siguiente serie magmática: Intrusiones tipo Doran en Azerbaiyán. Los cuerpos intrusivos de tipo Narigan y Zarigan se extienden desde Anarak hasta Bafq y Kuhbonan . Rocas volcánicas , en su mayoría de composición de riolita , en Ghareh Dash, Azerbaiyán. Rocas volcánicas asociadas con la serie Kushk en el área de Bafq. Rocas volcánicas de las formaciones Rizu, Dezu y Kushk en el centro de Irán. La mayoría de las rocas metamórficas precámbricas de facies de esquisto verde o incluso anfibolitas , como en las áreas de Takab y Anarak, parecen haber sido originalmente materiales volcánicos, ya sea lava o rocas piroclásticas .
Paleozoico inferior
Se han reportado rocas magmáticas de esta época en muchas áreas de Irán. Los ejemplos incluyen rocas basálticas de Shahrud y Khosh Yeilagh, unidades andesíticas-basálticas de la Formación Niur en el centro de Irán y materiales tobáceos en las partes superiores de la Formación Mila en el este de Irán.
Paleozoico superior
Las rocas volcánicas de composición andesítico-basáltica acompañan a los estratos sedimentarios del Paleozoico superior en muchas áreas de todo Irán. Las rocas basálticas asociadas con la formación Jeyrud del Devónico superior son un ejemplo típico. Existe una fuerte evidencia de actividades magmáticas significativas en el Paleozoico Tardío-Mesozoico Temprano (Pérmico Temprano a Jurásico Temprano) en Irán. Los ejemplos incluyen: rocas magmáticas en el sur de Sanandaj - Sirjan ( granitos y gabbros del área de Sirjan) y rocas volcánicas de la serie Songhor en el norte de Sanandaj – Sirjan. Las rocas ultramáficas y máficas y sus equivalentes metamorfoseados se pudieron observar en el este de Irán (área de Fariman ), la serie Taknar , los esquistos de Gorgan y las series metamórficas máficas / ultramáficas de Shanderman.
mesozoico
Las rocas magmáticas del Mesozoico están asociadas con eventos orogénicos de Cimmerio y Laramide que causaron fisuras continentales y oceánicas, seguidas de cierres y colisiones en vastas áreas de Irán (por ejemplo, Sanandaj – Sirjan). Las rocas magmáticas mesozoicas se pueden dividir en tres grupos: Rocas volcánicas : estas rocas se produjeron principalmente como resultado de la extensión o tensión relacionada con el rifting continental o la subducción de la litosfera oceánica desarrollada bajo la litosfera continental (p. Ej., Alborz central para rifting continental ; Eje Saghez - Sanandaj para subducción). Rocas intrusivas : Se han identificado en Irán muchos cuerpos intrusivos de composición máfica a granítica, con edades que varían desde el Triásico temprano hasta el Cretácico tardío (por ejemplo, el eje Borujerd- Shamsabad). En el Triásico-Jurásico, las rocas volcánicas predominaron sobre las plutónicas . Son principalmente de naturaleza alcalina y son más abundantes en Sanandaj – Sirjan. En el Jurásico-Cretácico, las rocas intrusivas superan a las volcánicas; un número significativo de batolitos en Irán ocurrió en este momento. Kolah Ghazi, Shir Kuh y Shah Kuh fueron formados por granito jurásico; y el monte Alvand fue realizado por granito del Cretácico Superior - Paleoceno . [9]
Cenozoico
El Terciario es de gran preocupación en Irán debido a los grandes volúmenes y tipos muy diversos de rocas ígneas y depósitos minerales asociados. Las rocas magmáticas de esta edad están muy extendidas por todo Irán, excepto en Zagros y Kopet Dagh . Los datos de varias zonas estructurales indican que las actividades volcánicas y plutónicas comenzaron en el Cretácico Superior , alcanzaron su punto máximo en el Eoceno y continuaron, con breves paradas, en el Cuaternario . Algunas de las regiones más importantes en términos de actividades magmáticas terciarias incluyen: Sahand - cinturón volcánico-plutónico de Bazman (o Urumiyeh-Dokhtar) con una serie de cadenas montañosas famosas que incluyen las montañas Karkas y Jebal Barez y picos importantes como Karkas, Marshenan , Hezar y Lalehzar . El magmatismo terciario también se pudo observar en Azerbaiyán , Tarom - Taleghan , Alborz central y sus márgenes meridionales, Kavir - Sabzevar , Kashmar - Torbat-e Jam , Lut y Kavir, Irán central, Sistán , Bam , Bazman, Taftan, Irán oriental, y el sur de Jazmur - Sabzevaran . El vulcanismo cuaternario produjo picos muy altos como Sahand , Sabalan , Damavand , Taftan , Bazman y muchos otros. [10]
Serie de ofiolitas y rocas ultramáficas
Las series de ofiolitas y rocas ultramáficas tienen una ocurrencia generalizada en Irán y se pueden agrupar de la siguiente manera: Unidades ultramáficas y máficas del Precámbrico Tardío-Cámbrico Temprano. Aunque son comparables a las ofiolitas modernas, estas rocas no muestran todas las características típicas de una corteza oceánica. El término "viejo ofiolita" podría ser un nombre inapropiado. Estas rocas están muy extendidas en las regiones de Takab y Anarak . Podrían estar representando un protorift. Ultramáfica y rocas máficas del Paleozoico superior se producen como metamorfosis, así como organismos no-transformado en algunas áreas como Fariman , Shanderman y Asalem. Estas rocas muestran muchas características típicas de las ofiolitas modernas. Las series de ofiolitas del Cretácico temprano - Paleógeno muestran características típicas de secuencias ofiolíticas y se cree que están asociadas con el cierre de Neotethys . Estas series de ofiolitas están muy extendidas en Irán. Algunas de las ubicaciones más importantes incluyen Kermanshah - Neyriz - Oman Belt, Makran (al sur de Jazmurian), rocas ultramáficas-máficas relacionadas con la Zona Flysch en Khash --Nosrat Abad - Birjand Belt, rocas ultramáficas y máficas al norte de la falla de Dorooneh, Torbat-e Jam - Torbat-e Heydarieh - Sabzevar - Regiones de Fariman , y el centro de Irán – Nain – Baft– Shahr-e Babak , Khoy - Maku . Las rocas ultramáficas y máficas también ocurren en asociación con grandes intrusiones gabroicas. Este tipo probablemente resultó de la diferenciación en una gran cámara de magma máfica, comparable a las de las intrusiones máficas en capas. Los ejemplos ocurren en Sero, Urumiyeh y en Masooleh que son del Cretácico Tardío al Oligoceno Inferior en edad. La ocurrencia más notable de ofiolita se pudo observar en las montañas Bashagard en el sureste y las montañas Jaghatai en el noreste de Irán. [11]
Eventos orogénicos en Irán
panafricano
La orogenia panafricana es equivalente a la asinítica en otras partes de la tierra. Este evento se asoció con metamorfismo , magmatismo , plegamiento y fallas durante el período Precámbrico Tardío-Cámbrico temprano en Irán (p. Ej., Al sur de Zanjan - Mahabad en Azerbaiyán , Bafq en el centro de Irán. Esta fase tectónica comenzó con tensión o extensión que condujo a la formación de fisuras y generación de corteza oceánica (por ejemplo, en Takab y Anarak) y terminó con plegamiento, cierre, metamorfismo, crecimiento de la corteza continental y desarrollo de fallas regionales.
caledoniano
No hubo plegamientos o fallas considerables relacionados con este evento en Irán. La orogenia de Caledonia en Irán se caracteriza por cambios de facies en cuencas sedimentarias, hiatos y movimientos epeirogénicos (por ejemplo, partes de Alborz, Zagros y el centro de Irán). Esta fase, a partir del Cámbrico tardío , provocó que las facies marinas de las formaciones Barut y Zaigoon se transformaran en las facies continentales de la formación Lalun, y continuó hasta el Devónico tardío .
Herciniano
Los efectos de este episodio orogénico en Irán se remontan al Devónico tardío. Debido a la escasez de magmatismo, metamorfismo y plegamiento relacionados con este episodio, el papel de la orogenia herciniana en Irán es controvertido; el herciniano en Irán está representado en gran medida por tectónica extensional más que compresional (por ejemplo, Sanandaj – Sirjan). Las microplacas iraníes al este y noreste de Zagros se desprendieron de Gondwana en el Carbonífero durante esta fase orogénica.
La apertura y ruptura de Neo-Tetis de Irán desde el margen norte de Gondwana probablemente haya ocurrido en algún momento entre el último Viséan y el Carbonífero Tardío temprano ( Bashkirian ). Las pruebas para esta conclusión son:
- la afinidad paleo-tetiana septentrional de las asociaciones de foraminíferos en el Viséo tardío- Sepujoviano tardío en Alborz
- la similitud única entre los conjuntos fusulínidos baskirianos- kasimovianos y gzhelianos tardíos de Irán con el margen norte del Paleo-Tetis
- las actividades magmáticas del Carbonífero en el noroeste de Irán y fallas normales y bloques inclinados en el Alto Cinturón de Zagros que, en conjunto, soportan la deformación extensional relacionada con la orogenia varisca o herciniana. [12]
Cimmerio temprano
La orogenia cimeria temprana es uno de los eventos tectónicos más importantes en la historia geológica de la tierra. Muchas características diversas están asociadas con esta fase, incluido el metamorfismo , el magmatismo , el plegamiento, la formación de fallas, la creación de nuevas cuencas y el cambio de facies. Este evento se asoció con la tectónica compresional en el norte de Irán y la tectónica tensional en el sur. Existe evidencia de que la fase de compresión fue precedida por tensión y desarrollo de fisuras. La fase de compresión, que tuvo lugar en el Triásico Tardío , finalmente condujo al cierre de Paleotethys (p. Ej., De sureste a suroeste del Mar Caspio ). Las microplacas iraníes que se habían desprendido de Gondwana en el Carbonífero y que se habían sumergido y se habían movido hacia el norte hacia Laurasia finalmente chocaron con la sección euroasiática del supercontinente norteño Laurasia en el Triásico Tardío. [13]
Cimmerio tardío
La orogenia del Cimmerio tardío ocurrió como un evento tectónico significativo en Irán en el Jurásico tardío y el Cretácico temprano. Este evento está representado por plegamiento, cambios de facies en ambientes sedimentarios, discordancia angular, magmatismo y metamorfismo (por ejemplo, Alborz, Sanandaj – Sirjan e Irán central). El granito jurásico de Kolah Ghazi, Shir Kuh y Shah Kuh se hizo durante esta fase orogénica. [14]
Laramida
La orogenia Laramide ocurrió en el Cretácico Superior - Paleoceno y jugó un gran papel en la evolución geológica de Irán. Este evento comenzó bajo un régimen compresivo, seguido de uno extensional. El régimen compresivo, que se asoció con importantes actividades magmáticas intrusivas, condujo al cierre de las cuencas oceánicas y las fisuras neotetianas. En algunas áreas, trozos de la corteza oceánica se han obducido en los márgenes continentales produciendo lo que podrían llamarse conjuntos ofiolíticos o mezclas de colores (p. Ej., La zona de sutura que se ve principalmente entre Sanandaj-Sirjan y Zagros, y junto a la falla de Nehbandan en el este de Irán). El granito del Cretácico Superior - Paleoceno del monte Alvand se formó durante la orogenia Laramide. [15]
Alpino (Pirineos y Estirios)
Con respecto a la evidencia geológica, este evento fue de naturaleza compresiva. Esta fase tectónica está representada por cambios significativos en los ambientes sedimentarios, plutonismo y metamorfismo (por ejemplo, al oeste del centro de Irán, al sur del centro de Alborz, Lut). El arco o cinturón volcánico de Sahand - Bazman se formó principalmente durante el vulcanismo eoceno de la orogenia alpina . El movimiento del norte y la colisión final de Afro-Arabia (significativamente la placa árabe) con la placa iraní y la rotación en el sentido de las agujas del reloj de la placa euroasiática hacia la placa iraní causaron la orogenia alpina con la fase pirenaica en el Eoceno tardío - Oligoceno temprano y el Fase de Estiria en el Mioceno Medio respectivamente. Las montañas Zagros , Alborz y Kopet-Dagh se formaron principalmente en el Mioceno durante esta fase orogénica. [dieciséis]
Pasadeniano
Esta fase orogénica se inició en el Plioceno tardío y continuó en el Pleistoceno . La orogenia pasadeniana es la fase más importante en la forja de la forma actual de Irán. Algunos eventos orogénicos más jóvenes podrían ser la continuación de esta fase orogénica (por ejemplo, eje Alborz-Azerbaiyán, Zagros, Irán central). Sahand , Sabalan , Damavand , Bazman y Taftan se formaron principalmente durante el vulcanismo de esta fase orogénica. [17] Con una elevación de 5.610 metros (18.410 pies), el monte Damavand es el pico más alto de Irán. Este volcán entró en erupción por primera vez en el Pleistoceno hace aproximadamente 1,78 millones de años y después de varias erupciones conocidas hace alrededor de 600.000 y 280.000 años, finalmente entró en erupción en el Holoceno hace casi 7300 años.
Ver también
- Base de datos nacional de geociencias de Irán
- Organización Geográfica Nacional de Irán
Referencias
- ^ Geología de Irán, Servicio geológico de Irán, www.gsi.ir
- ^ Mapas paleogeográficos, www.scotese.com
- ^ Geología de Irán, Servicio geológico de Irán, www.gsi.ir
- ^ ESTUDIO GEOLÓGICO DE IRÁN - Manuel berberian, www.manuelberberian.com/Berberian%201976%20-%20Report%2039.pdf.
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- ^ Un resumen de la geología de Irán - Springer, www.springer.com
- ^ Un resumen de la geología de Irán - Springer, www.springer.com
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- ^ Mapa geológico de Irán, base de datos nacional de geociencias de Irán, www.ngdir.ir
- ^ Mapa que muestra la geología, el campo de petróleo y gas y las provincias geológicas de Irán pubs.usgs.gov/of/1997/ofr-97-470/OF97-470G/Iranmap.pdf
- ^ Mapa geológico de Irán, base de datos nacional de geociencias de Irán, www.ngdir.ir
- ↑ Arefifard, 2017, p. 143
- ^ Mapas paleogeográficos, www.scotese.com
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Bibliografía
- Arefifard, S . 2017. Reconstrucciones paleobiogeográficas basadas en foraminíferos en el Carbonífero de Irán y sus implicaciones para el tiempo de apertura de Neo-Tetis: una síntesis . Geologica Acta 15. 135-151. Consultado el 2 de enero de 2020. doi : 10.1344 / GeologicaActa2017.15.2.5 ISSN 1695-6133 El material se copió de esta fuente, que está disponible bajo una licencia internacional Creative Commons Attribution 4.0 .