مورفوتکتونيک کمربند ساختارى زاگرس
مورفوتکتونيک کمربند ساختارى زاگرس (ZSB) در جنوب غرب ايران ناشى از زمين ساخت برخوردى صفحه‌هاى عربستان و ايران مى‌باشد. از نظر مورفوتکتونيکى کمربند ساختارى زاگرس به چهار واحد ليتوتکتونيکى تقسيم شده که عبارتند از زون درهم (IZ)، زون سنندج- سيرجان (SSZ)، زاگرس چين خورده(ZEB) و سکانس پوشش مولاسى (MCS). برخورد قاره‌اى صفحه‌ها باعث تشکيل مورفولوژى و زمين ساخت قائم در ZSB شده است. باز شدن درياى سرخ موجب بالا آمدن ZSB به مقدار يک ميليمتر در سال شده که در مدت 4 تا 5 ميليون سال اخير ارتفاعى در حدود 4 کيلومتر را نشان مى‌دهد و باعث به وجود آمدن سيکل‌هاى فرسايشى شده است. زون‌هاى SSZ و IZ با باز شدن درياى سرخ بالا آمده و داراى توپوگرافى مثبت شدند. فرآيندهاى ژئومورفيکى بيرونى باعث فرسايش SSZ شده به نحوى که نسبت به IZ در ارتفاع کمتر قرار گرفته است. آثار نئوتکتونيک به صورت زه‌کشى غيرعادى و مئاندرهاى فشرده در سکانس پوشش مولاسى (MCS) ديده مى‌شود. سيکل‌هاى مرطوب (؟) طى پريود کواترنرى باعث فرسايش رودخانه‌اى تشکيل کواستا، هگبگ‌ها، تپههاى ساختارى و فرسايشى و غيره در ZSB شده‌اند. از ديدگاه مورفوتکتونيکى روند تکتونيکى و ساختارى NW-SE زاگرس کنترل کننده الگوى ژئومورفيکى آن را جنوب غرب ايران مى‌باشد.
مطالعه ژئومورفيکى کمربند ساختارى زاگرس (ZSB) جهت تحليل تکتونيکى آن صورت گرفته است. زاگرس با طول 1500 کيلومتر از کوه‌هاى تاروس در جنوب شرق ترکيه شروع شده و پس از گذشتن از جنوب غرب ايران نزديک تنگه هرمز در خليج‌فارس (بربريان،1976)، د رمجاورت گسل امتدادى ميناب خاتمه پيدا مى‌کند و يک حصار طبيعى را در مرز جنوب غربى ايران تشکيل مى‌دهد. چارچوب ساختار زاگرس توسط کمربند چين خورده زاگرس (ZFB) مشخص مى‌شود که ارتفاع متوسط بالاى 3000 متر (MSL) را دارا مى‌باشد.
ناحيه مورد مطالعه شامل چهار واحد ليتوتکتونيکى با نام‌هاى، زون درهم (IZ)، زون سنندج- سيرجان (SSZ)، کمربند چين خورده زاگرس (ZFB) و سکانس پوشش مولاسى (MCS) مى‌باشد. اين واحدهاى لتيوتکتونيکى داراى خاصه‌هاى ژئومورفيکى مشخص در داده‌هاى اطلاعات ماهواره‌اى بوده که از آنها در مطالعه کنونى جهت تخمين سن‌يابى مورفولوژى ( Morpho-Chronology) ZSB استفاده شده است (شکل1).
SSZ شامل ولکانيک‌هاى دگرگون شده، رسوب‌هاى دگرگون شده، گرانيت و گرانوديوريت با سن مزوزوئيک در ناحيه مورد مطالعه مى‌باشد. سنگ‌هاى IZ با سن کامبرين تا ميوسن پيشين شامل رسوب‌هاى شيميائى (chemogenic)، رسوب‌هاى تخريبى همراه با ولکانيک‌هاى اسپيليتى و لاترتيتى، و راديولاريت مى‌باشد. ZFB به طور عمده شامل سنگ‌هاى کربناته و تخريبى با سن ترياس پسين تا ميوسن پسين است. سازنده‌هاى آغاجارى و بختيارى، MCS را با ميو- پليوستس را تشکيل مى‌دهند.
منطقه مورد مطالعه و هدف آن
ناحيه مورد مطالعه بخشى از ZSB را تشکيل مى‌دهد که در طول جغرافيايى 47 08 تا 49 00 شرقى و عرض جغرافيائى 32 20 تا 34 00 شمالى قرار دارد (شکل1).
اين ناحيه براى سن يابى مورفولوژى، تحليل اشکال زمين، مورفومتريک شبکه زه‌کشى و مورفوتکتونيک انتخاب شده که براى ارائه مدل تکامل سيماى زمين و تطابق آن با فرآيندهاى تکتونيکى که تکامل کمربند چين خورده در مرز جنوب غربى ايران را کنترل مى‌کند، مورد استفاده قرار گرفته است. براى زون بندى ژئومورفيکى ناحيه مورد مطالعه از پارامترهايى مانند، مورفومترى شبکه زه‌کشى، مورفولوژى شکل زمين و الگو و ارتفاع سنجى و غيره استفاده شده است. مطالعات ژئومورفيکى نشانگر مرتبط بودن سن‌يابى مورفولوژى و تکتونيک در حاشيه برخوردى صفحه‌هاى عربستان و ايران مى‌باشد.
روش کار
مطالعه ژئومورفيکى با استفاده از داده‌هاى Lsndsat MSS ، در حالت FCC متشکل از باندهاى 2،1و 4 جهت تحليل چشمى شکل‌هاى زمين انجام شده است. از پارامترهاى شاخص مانند رنگ، الگوى بافت، الگوى شبکه زه‌کشى، بهره‌ورى زمين، پوشش زمين، برجستگى و فرسايش جهت جمع‌بندى شواهد و شناسايى عناصر ژئومورفيکى استفاده مى‌شود.
روش استاندارد جهت تحليل شکل‌هاى زمين به صورت تکنيک‌هاى تفسيرى چشمى در مطالعه کنونى انجام شده است. (رنگزن، 1993،1990 ). اطلاعات ماهواره‌اى با نقشه مبنا با مقياس 1:250000 تطبيق (Registered) داده شده و واحدهاى ژئومورفولوژيکى يا پارامترهاى تشخيص داده شده با استفاده از علائم و الگوها بر روى نقشه مبنا ثبت شده‌اند. در پايان تمامى اطلاعات جزئى ثبت در نقشه مبنا بر روى کاغذ رسم شفاف منتقل شده و نقشه نهايى شکل زمين با مقياس 1:250000 تهيه شده است.
شبکه زه‌کشى ناحية مورد مطالعه براى بررسى آثار ليتولوژى و تکتونيک بر گسترش سيستم زه‌کشى به نقشه در آمده است. اين نقشه، نشان دنده گسترش الگوى زه‌کشى متفاوت در زون‌هاى ليتوتکتونيکى کمربند ساختارى زاگرس مى‌باشد (شکل2)، SSZ در شمال شرق نشان دهنده گسترش الگوى زه‌کشى شاخه درختى با بافت درشت بر روى سنگ‌هاى گرانيتى- گرانوديوريتى مى‌باشد، ولى زه‌کشى کنترل شده به وسيله ساختار تورق بر روى رسوب‌هاى دگرگون شده ديده مى‌شود (شکل 2و3 ). IZ الگوى زه‌کشى نامنظم و درهم ريخته را نشان مى‌دهد. بر روى توالى‌هاى نابرجاى شمال شهر خرم آباد که احتمالاً سفرة روراندگى است، نشان دهندة قطعه‌اى از سفرة روراندگى اصلى زاگرس است (رنگزن، 1993) زهکشهاى اصلى داراى روابط زاويه‌اى با روند کلى NW-SE زاگرس هستند. قسمت‌هاى ديگر اين زون نشان دهندة شبکه زه‌کشى شاخه درختى و تقريباً شاخه درختى هستند (شکل 2و 4). ZFB که قسمت اصلى کمربند ساختارى زاگرس را تشکيل مى‌دهد. بر اثر چين خوردگى ترشيرى به وجود آمده و شبکه زه‌کشى‌دار بستى که شاخص کمربندهاى چين خورده است را نشان مى‌دهد که از روند اصلى NW-SE تبعيت مى‌کند. (شکل 2و5). گسترش سيستم زه‌کشى در MCS واضح است ولى مانند شبکه زه‌کشى ZFB که داربستى است تکامل نيافته است. اگر چه ZFB و MCS تحت تأثير نيروهاى تکتونيکى يکسان بوده‌اند ولى عکس‌العمل مورفوتکتونيکى آنها مختلف مى‌باشد. گسترش الگوى داربستى در ZFB توسط توپوگرافى ستيغى‌ها گبک و کواستا کنترل مى‌شود ولى وجود الگوى زه‌کشى تقريباً شاخه درختى در MCS ناشى (شکل 2و6) از حقيقتى است که دگر شکلى کلى اين زون بيشتر به صورت انتقالى (Transitional) همراه با کمى تغيير شکل (Distortion) بوده است. در حقيقت سازند گچساران بين اين دو زون مانند يک صفحه لغزش عمل نموده و باعث بيشتر انتقالى بودن دگر شکلى MCS شده و نه تغيير شکل، که به طور مشخص در ZFB صورت گرفته است.
پارامترهاى ژئومورفيک (Geomor Phic Elements)
سطح ژئومورفيک کنونى ناحيه مورد مطالعه داراى چهار واحد مورفوتکتونيکى است که توسط خاصه‌هاى شکل زمين، الگوى زه‌کشى و سيماى برجستگى زمين از يکديگر مشخص مى‌شوند. سن يابى سطوح ژئومورفيک در زاگرس انجام نشده است. اطلاعات موجود نشان دهنده توپوگرافى نابالغ است که در حالت ديناميکى مى‌باشد. البته براساس محاسبه‌هاى اخير بر روى نيروهاى قائم کمربند ساختارى زاگرس (Lees and Folcon, 1952;Berberian and king, 1981)سن يابى مورفولوژى نسبى مربوط به چهار واحد مورفوتکتونيکى MCS، ZFB، SSZ و IZ کار شده و پارامترهاى آنها (جدول 9) تشريح است (رنگزن،1993).
1- زون درهم (Imbricate Zone)
واحد مورفوتکتونيک IZ در ZSB نشان دهنده گسترش چهار پارامتر ژئومورفيک بوده که به نقشه در آمده‌اند و عبارتند از تپههاى ساختارى، زون کواستا، زون‌ها گبک و دره‌هاى ساختاري. IZ به عنوان يک واحد مورفوتکتونيک از SSZ در شمال شرق براساس اختلاف برجستگى تفکيک شده و از ZFB در جنوب غرب براساس سبک ساختارى غالب NW-SE مربوط به ZFB تفکيک شده که پارامترهاى ژئومورفيک موجود در IZ نشان دهنده ناهماهنگى ساختارى با آن است (شکل1).
1- الف- تپههاى ساختارى (Structural Hills)
تپههاى ساختارى (Ali,1982) در IZ در اطراف روستاهاى کليدر، ده سرخه و غيره ديده شده است. از نظر مورفولوژى ويژگى‌هاى اين واحد توسط برجستگى مثبت و روند آنها مشخص مى‌شود و از نظر مورفوتکتونيکى، ليتولوژى و گسل‌ها، ساختمان تپه‌اى و ستيغى آنها را کنترل نموده که به صورت تپههاى ساختارى نمود پيدا مى‌کنند. در اطلاعات ماهواره‌اى اين واحد توسط روندهاى ستيغ يک نواخت و زه‌کشى شعاعى تقريباً نيمه شاخه درختى خود را نشان مى‌دهد. برجستگى‌ها به طور عمده توسط فرسايش رودخانه‌اى به وجود آمده است. رنگ اين‌ها در اطلاعات FCC سبز مغز پسته‌اى تا قهوه‌اى کم رنگ بوده و داراى بافت درشت و غير يکنواخت هستند. لايه بندى موجود است و روند اصلى ساختار ژئومورفيکى را تحت تأثير يکنواخت هستند. لايه بندى موجود است و روند اصلى ساختار ژئومورفيکى را تحت تأثير قرار نمى‌دهد ولى توسط ليتولوژى و رسوب‌هاى گسل خورده چند جهته که شامل مخلوطى از کربنات‌ها، مارن، شيل و ولکانيک‌ها و آرنايت‌هاى سنگ‌هاى پوشش زاگرس هستند، کنترل مى‌شوند.
1- ب- کواستاهاى کوه کويل
کواستا (Hill, 1896;Dawis, 1899; Lobeck, 1939; Thornbvny, 1954) کوه کويل به صورت يک زون کمانى از کوه باغ پشم در جنوب شرق تا کوه رنجه در شمال غرب وسعت دارد. کواستاها ستيغ‌هاى کوه کويل و کوه خرسان را تشکيل مى‌دهند. کواستا توسط شيب تند توپوگرافى در طرف ضد شيب (Obsequent slope) لايه بندى در شمال شرق مشخص مى‌شود. سطح توپوگرافى موازى با لايه‌بندى (Dip Slope) اين واحد داراى شيب ملايم به طرف جنوب غرب مى‌باشد. اين واحد در اطلاعات ماهواره‌اى FCC توسط رنگ سبز روشن، الگوى زه‌کشى تقريباً شاخه درختى و زه‌کشى موازى مسيرهاى درجه اول مشخص مى‌شود. محدوده جنوب غربى کواستاى کوه کويل به گسل تراستى رودخانه هور ختم شده که روندهاى ژئومورفيکى اين واحد را با واحد هاگبک IZ از هم تفکيک مى‌کند.
1- ج – زون‌هاى هاگبک (Hogback Zones)
هاگبک (Cotton, 1944, 1952; Lobeck, 1939; Thornbuny, 1954) در IZ در سه منطقه مختلف ديده مى‌شوند که عبارتند از، هاگبک‌هاى شمال شرق کواستاى کوه کويل در اطراف روستاى چنارستان، و شمال غرب کواستاى کويل در اطراف پاراساک و جنوب غرب راندگى رودخانه هور. هاگبک‌ها توسط لايه‌بندى رنگى، بافت نوارى (بر روى ضد شيب) و الگوى زه‌کشى داربستى که در آنها زهکشهاى درجه دوم روندهاى ساختارى واحدهاى سنگى را نشان مى‌دهند شناسايى مى‌شوند. زهکشهاى درجه اول موازى بوده و زهکشهاى درجه دوم را تقريباً با زاويه قائمه قطع مى‌کنند. طول زهکشهاى درجه اول بر روى دو يال هاگبک‌ها تقريباً مساوى است که نشان دهندة نيم رخ پارامترهاى ژئومورفيک هاگبک‌هاى IZ مى‌باشد. ستيغ‌هاى هاگبک‌ها در IZ براساس مقاومت زياد در مقابل فرسايش، ناهماهنگى ساختارى با سبک تکتونيکى ZFB مشخص شده‌اند. هاگبک‌ها در اطراف چنارستان، پاراساک و جنوب غرب رودخانه هور گسترش يافته و به طور عمده فرسايشى بوده و برجستگى آنها توسط فرسايشى آبى زه کش‌هاى سطح به وجود آمده است.
1- د – دره‌هاى ساختارى (Structural Valleys)
در IZ دو دره ساختارى عمده ديده مى‌شوند که توسط فرسايش و هوازدگى هم‌جهت با روند ساختارى زاگرس به وجود آمده‌اند که يکى، راندگى اصلى زاگرس (MZT) در شمال شرق و ديگرى در طول تراست رودخانه هور در جنوب غرب مى‌باشند. از نظر مورفوتکتونيکى دره‌هاى ساختارى توسط گسترش مسيرهاى زه‌کشى خطى رودخانه چالان چولان و رودخانه هور مشخص شده‌اند. دره چالان چولان نشان دهنده وضعيت و موقعيت جغرافيايى راندگى اصلى زاگرس بوده و به صورت دره‌اى کنترل شده به وسيله گسل خود را نشان مى‌دهد که از کفشگيران در شمال غرب تا دورود در جنوب شرق با روندى هم‌جهت يا شمال غرب – جنوب شرق ساختار راندگى اصلى زاگرس خود را نشان مى‌دهد. دره فوق حدوداً 5 تا 7 کيلومتر پهنا داشته و وضعيت خط مستقيم را دارد. اين دره توسط گسترش پوشش خاکى ضخيم، رطوبت زياد و بهره‌ورى وسيع زمين، به صورت زمين‌هاى کشاورزى و مجتمع‌هاى انسانى با تراکم بالا مشخص شده است. الگوى زه‌کشى سيستم رودخانه چالان چولان تقريباً نيمه شاخه درختى است. سيستم رودخانه چالان چولان داراى زه‌کشى خطى با انحناى زياد در مسير مى‌باشد. رودخانه به صورت زه‌کشى يا زوو (Yazoo pattern) در دره‌ها ظاهر مى‌شود و نسبت به دره‌هاى ساختارى که احتمالاً در رژيم آب و هواى مرطوب حفر شده باشند ناهمگن (Misfit) مى‌باشد.
دره رودخانه هور به صورت دره خطى ظاهر شده و واحدهاى ليتوتکتونيک مختلف را به طور عرضى قطع مى‌کند. اين دره يک دره ساختارى است که روندهاى زه‌کشى آن توسط راندگى و گسلش در ناحيه کنترل شده‌اند. اين دره باريک، داراى کف مسطح و دشت سيلابى باريک مى‌باشد. رطوبت در پوشش خاکى موجود در طول دره زياد است لذا در اطلاعات FCC ماهواره‌اى توسط رنگ متمايل به قرمز مشخص مى‌شود. وجود زمين‌هاى کشاورزى و مجتمع‌هاى مسکونى نشانگر بهره‌ورزى از زمين به صورت وسيع مى‌باشد. اين دره جوان بوده و انحناى موضعى در زه کش، شاهدى مورفوتکتونيکى از تکتونيک جديد در ناحيه است.
2- زون سنندج – سيرجان (Sanandaj-Sirjan Zone)
اين زون از نظر زمين شناسى قديم‌ترين واحد ليتوتکتونيک در ناحيه است اما از نظر ژئومورلوژيکى جوان‌تر از IZ بوده، به طورى که در تراز ژئومورفيکى پايين ترى ظاهر مى‌شود که به طور عمده توسط فرآيندهاى فرسايشى حفر شده است. براساس خواص شکل و برجستگى اين زون مى‌تواند به سه واحد ژئومورفيکى تقسيم شود (شکل1)
2- الف – دشتهاى نامنظم صخره‌اى
2- ب – تپههاى ساختارى
2- ج – تپههاى فرسايشى
2- الف – دشتهاى نامنظم صخره‌اى (Rolling Rocky Waste)
در ناحيه اطراف کبوتران، در شمال شرق منطقه مورد مطالعه دشتهاى نامنظم صخره‌اى ديده مى‌شوند که بر روى سنگ‌هاى نفوذى گرانيت – گرانوديوريت گسترش يافته‌اند. در اطلاعات لندست دشتهاى صخره‌اى به بوسيله شبکه زه‌کشى زاويه‌دار که توسط شکستگى‌هاى موجود کنترل مى‌شود تشخيص داده مى‌شود و سطح تقريباً يکنواخت اين دشت‌ها توسط اين شبکه زه‌کشى به هم خورده است. پوشش خاکى نازک در طول مسيرهاى زه‌کشى ديده مى‌شود. زه‌کشى داراى دره‌هايى با کف مسطح و مقطع عرضى زاويه‌دار مى‌باشد که گرانيت- گرانوديوريت را به صورت موزائيکى از دشتهاى نامنظم صخره‌اى تقسيم مى‌کند. دشتهاى نامنظم داراى توپوگرافى پشته مانند مدور بوده و در يک سطح بودن گرده‌ها احتمالاً نشان دهنده يک سطح فرسايشى به جا مانده از يک سيکل فرسايشى در ناحيه مى‌باشد.
2- ب- تپههاى ساختارى (Structural Hills)
تپههاى ساختارى موجود در SSZ نشانگر بقاياى سکانس رسوب‌هاى دگرگون شده و سنگ‌هاى دگرگونى مى‌باشد. سيماى مورفوتکتونيک تپههاى ساختارى توسط تورق ناحيه‌اى کنترل شده است. تپه‌ها به طور مشخص داراى برجستگى‌هاى ستيغ مانند هستند و توسط دره‌هاى طويل شده از يکديگر جدا مى‌شوند و زه‌کشى داربستى کنترل شده توسط ساختار زمين شناسى را نشان مى‌دهند. تپههاى ساختارى به طور موضعى نزديک راندگى اصلى زاگرس داراى زه‌کشى تقريباً نيمه شاخه درختى هستند. در اطلاعات FCC ماهواره‌اى، تپههاى ساختارى با توجه به رنگ سبز متمايل به آبى مشخص مى‌شوند.
2- ج – تپههاى فرسايشى (Erosional Hills)
رخنمون‌هاى دوکى، طويل شده گنبدى مربوط به گرانيت، گرانوديوريت، مرمر و آهک داراى زه کشى تقريباً زاويه‌دار تا شاخه درختى مى‌باشند و تحت تأثير شکستگى‌ها گسترش يافته‌اند.
توپوگرافى مدور و فرسايش تپههاى ساختارى (Lobeck, 1939) به طور عمده توسط فرسايش ورقه‌اى (پوست پيازى) به وجود آمده و به عنوان تپههاى فرسايشى در SSZ به نقشه در آورده شده‌اند. تپههاى فرسايشى عمده در اطراف بيچون به نقشه در آورده شده‌اند. تپههاى فرسايشى از تپههاى ساختارى براساس برجستگى بالاتر تفکيک شده‌اند. ناهمگنى ليتولوژى توده‌هاى گرانيتى نسبت به سکانس رسوب‌هاى دگرگون شده اطراف آنها، به صورت اختلاف رنگ بين دگرگونى‌هاى سبز – متمايل به آبى و گرانيت – گرانوديوريت‌هاى سفيد متمايل به زرد تا سبز متمايل به زرد و همراه بودن پوشش خاکى نشان داده مى‌شوند.
3- کمربند چين خورده زاگرس (Zagros Fold Belt)
ZFB نمونه‌اى خوب از کوه‌هاى چين خورده بوده و نشان دهنده گسترش تاقديس‌ها و ناوديس‌هائى است که ساختار اصلى کوه‌هاى زاگرس در ايران را کنترل کرده است. از نظر ژئومورفولوژيکى ZFB جوان‌تر از IZ و SSZ است اما از MCS قديم‌تر مى‌باشد. اين واحد از واحدهاى ديگر توسط توپوگرافى بريده شده، رديف شده پشته‌ها، الگوى زه کشى و غيره تفکيک مى‌شود. فرسايش نامنظم انواع سازنده‌هاى توده‌اى و مقاوم باعث گسترش پيچيدگى سيماى ژئومورفيک شده و باعث آن شده که تپههاى تاقديسى در کنار دره‌هاى تاقديسى و دره‌هاى ناوديسى در کنار تپههاى ناوديسى ديده شوند که نشان دهنده مبهم بودن وضعيت ژئومورفيکى است. يال‌هاى مربوط به تاقديس‌هاى شکسته شده به صورت هاگبک‌ها و کواستاهاى مسلط بر دره‌هاى فرسايش يافته در سيماى ژئومورفيکى خشن زاگرس ديده مى‌شوند (شکل 1). توصيف پارامترهاى ژئومورفيک به نقشه درآمده در کمربند چين خورده زاگرس به قرار ذيل مى‌باشد:
3- الف – تپههاى تاقديس (Anticlinal Hills)
تپههاى تاقديسى به صورت گنبدهاى طويل شده و به ترتيب “En-echelon” گسترش يافته و باعث ايجاد توپوگرافى پشته مانند طويل شده که در اطراف مناطقى مثل پل دختر، فاضل آباد، چم باغ و غيره ديده مى‌شوند. در اطلاعات ماهواره‌اى لندست، تپههاى تاقديسى نشان دهنده دو الگوى مشخص هستند. در بخش شرقى، تپههاى تاقديسى، فشرده و به صورت چين‌هاى دوبلانژه هستند در حاليکه در قسمت غربى، چين‌ها طويل شده و باز هستند. اختلاف در الگوى واتنش به طور واضح در دو طرف رودخانه کشگان ديده مى‌شود که از نظر مورفوتکتونيکى چين‌هاى باز و بسته را در ZFB جدا مى‌کند.
3- ب- دره‌هاى تاقديسى (Anticlinal Valleys)
گسترش دره‌هاى تاقديسى (Lobeck, 1939) در کمربند چين خورده زاگرس از مناطق مختلفى ثبت شده‌اند. از بين رفتن سنگ‌هاى مقاوم کربنابه در تاقديس‌ها توسط فرسايش باعث تسريع فرسايش سنگ‌هاى نامقاوم زيرين شده که در اثر آن دره‌هاى تاقديسى به وجود آمدند. از نظر ژئومورفيکى دره‌هاى تاقديسى به دو دسته تقسيم شده‌اند که عبارتند: دسته اول که دره‌هاى تاقديسى به وسيله دره‌هاى ناوديسى قطع مى‌شوند و دسته دوم که دره‌هاى تاقديسى در کنار تپههاى ناوديسى قرار مى‌گيرند. دسته اول بيانگر توپوگرافى نابالغ مى‌باشد ولى دسته دوم توپوگرافى بالغ را نشان مى‌دهد و نشانگر فرسايش سريع، فراى سطح فرسايشى صفر (Null) مى‌باشد (وجود سيکل فرسايشى) که باعث به وجود آمدن دره‌هاى تاقديس شده است.
در اطلاعات ماهواره‌اى FCC، دره‌هاى تاقديسى با گسترشى از ستيغ‌هاى کواستائى و هاگبک‌ها در کناره دره‌ها، الگوى زه‌کشى خطى در طول محور دره‌ها و الگوى زه‌کشى هم‌گرا مربوط به زهکشهاى درجه اول، تشخيص داده مى‌شوند. نمونه‌هاى بسيار خوبى از دره‌هاى تاقديسى از شمال ايستگاه راه آهن تله زنگ، رازه، شمال روستاهاى ملاوى، شهر کوه‌دشت وغيره به نقشه در آورده شده‌اند.
3- ج- تپههاى ناوديسى (Synclinal Hills)
تپههاى ناوديسى (Lobeck, 1939) به صورت ستيغ‌هاى خطى ديده مى‌شوند که بين دره‌هاى تاقديسى فشرده شده که بر اثر فرسايش سريع سنگ‌هاى کم مقاومت گسترش يافته‌اند. پابرجا بودن تپههاى ناوديسى، ناشى از پوشش‌هاى سنگى مقاوم و تراکم کم شکستگى در زون محورى ساختارهاى ناوديسى در ZFB مى‌باشد. وجود تپههاى ناوديسى در ناحيه نشان دهنده امکان گسترش يک سطح فرسايشى بوده که توسط در يک تراز بودن قله‌هاى تپههاى ناوديسى تعيين مى‌شود. فرسايش سريع، فراى سطح صفر ژئومورفيک، احتمالاً در اثر تکتونيک جديد کنترل شده و دگرگونى‌هاى برجستگى واحدهاى ساختارى را باعث شده و در نتيجه در تکامل ژئومورفيکى زاگرس ناوديس‌ها در نقاط بالاتر و تاقديس‌ها در ترازهاى ساختمانى پايين‌تر قرار گرفته‌اند.
3- د- دره‌هاى ناوديسى (Synclinal Valleys)
دره‌هاى ناوديسى در نواحى که تپههاى تاقديسى برجستگى ژئومورفيکى خود را حفظ نموده‌اند، گسترش يافته‌اند. دره‌هاى ناوديسى توسط خطى بودن زه کشى در زون محورى ناوديس‌ها تشخيص داده مى‌شوند. کناره‌هاى دره‌هاى ناوديسى به طور مشخص داراى رنگ و بافت يکنواخت هستند. کناره‌هاى دره‌ها نشان دهنده ستيغ‌هاى کواستائى و هاگبک‌ها هستند که ژئومورفولوژى نابالغ را نشان مى‌دهند. شهرستان افرينه، ناحيه برده حزيره و شمال دورايى و غيره، مثال‌هاى خوبى از دره‌هاى ناوديسى هستند.
3- هـ -ستيغ‌هاى کواستائى و هاگبک (Cuesta and Hogdack Ridge)
گسترش ستيغ‌هاى کواستائى و هاگبک از سيماى ژئومورفيک ZFB ثبت شده است. گسترش سيستم ستيغ کواستائى و هاگبک از نظر مورفوتکتونيکى توسط سبک چين خوردگى که طبيعت نامتقارن دارد، کنترل مى‌شود. يال چين‌ها در جنوب غرب معمولاً داراى شيب تند بوده ولى در جهت شمال شرق شيب ملايم دارند. فرسايش سنگ‌هاى پوشش مقاوم در چين‌ها باعث گسترش سيستم ستيغ مسلط به دره‌هاى تاقديسى شده است. در نقشه بردارى ژئومورفيک، ستيغ‌ها با نيم‌رخ متقارن به صورت هاگبک‌ها نقشه بردارى شده‌اند و نيم‌رخ‌هايى نامتقارن به صورت کواستا نقشه بردارى شده‌اند. ستيغ‌هاى هاگبک و کواستا توسط بافت و رنگ (تن) به صورت نوارى براى شيب‌هاى مختلف لايه‌بندى (ضد شيب) و رنگ و بافت يکنواخت بر روى شيب لايه بندى تشخيص داده شده‌اند. تفکيک هاگبک‌ها و کواستاها از يکديگر براساس طول زهکشهاى درجه اول انجام شده است. جائيکه زهکشهاى درجه اول طول مساوى دارند، ستيغ به صورت هاگبک به نقشه در آمده است در حاليکه ستيغ‌هاى همراه با طول نامساوى زه‌کشى‌هاى درجه اول که بر روى شيب لايه بندى و خلاف آن گسترش دارند به صورت کواستا به نقشه در آمده‌اند. براى نشان دادن گسترش پارامترهاى هاگبک و کواستا در کمربند چين خورده زاگرس در نقشه از علائم خطى استفاده شده است.
3- هـ - بدلندها (Badlands)
بدلندها (Fairbridge, 1968) در ناحيه مورد مطالعه به طور وسيع گسترش يافته‌اند که بر روى رسوب‌هاى تبخيرى سازند گچساران بوده و ZFB را از MCS تفکيک مى‌کند. بدلند در اطلاعات ماهواره‌اى FCC توسط بافت زه‌کشى ريز، برجستگى کم، پهنه‌هاى بريده شده و رنگ خاکسترى متمايل به سبز تشخيص داده مى‌شوند. بدلند مى‌توان اطراف پل دختر، رازه، چم چنار و شهبازان، روستاهاى سلطان کوه و سمند کوه و غيره ديده شود که زه‌کشى تقريباً نيمه شاخه درختى زير – حوضه‌هاى قطع شده را به تعداد زياد ايجاد مى‌کند. پوشش گياهى در اين زمين‌ها وجود ندارد.
3- و- تنگه‌هاى رودخانه‌اى (Water Gaps)
در ZFB شيب ناحيه‌اى به سمت جنوب غرب است. در جهت شيب ناحيه‌اى، الگوى زه‌کشى به سمت خليج فارس، مسير اصلى را حفر نموده و زه‌کشى‌هاى اصلى، روندهاى ناحيه‌اى ستيغ‌هاى هاگبک و کواستا را قطع کرده و تنگه‌هاى رودخانه‌اى را سبب شده است. فرسايش سنگ‌هاى ستيغ هم‌زمان با بالا آمدگى تکتونيکى ZFB، دره و تنگه‌هاى عميق عمود بر بافت ساختارى ZFB ايجاد مى‌کند. اين تنگه‌هاى رودخانه‌اى در تصوير ماهواره‌اى توسط بريدگى‌ها در سنگ‌ها، ختم ناگهانى ستيغ‌ها و رنگ تيره (در طول تنگه‌هاى رودخانه‌اى) مشخص مى‌شود. در نواحى که واحدها براثر نامتقارن بودن چين‌ها در سطوح تکتونيکى بالاتر قرار گرفته‌اند تنگه‌هاى رود خانه‌اى به تنگه‌هاى بادى تبديل شده‌اند. طبق تعاريف 1939، Lobeck و 1959 ،Thornbuny اين تبديل نيز مى‌تواند حاکى از بالا آمدن تکتونيکى (ارتفاع پيدا کردن) منطقه باشد.
4- سکانس پوشش مولامى (Molasses Cover Sequence)
اين زون جوان‌ترين واحد ژئومورفيک را تشکيل مى‌دهد، از نظر ساختارى به صورت ورقه راندگى بر روى ZFB ظاهر مى‌شود. MCS شامل سازنده‌هاى تخريبى چون آغاجارى و بختيارى با سن ميو- پليوستس مى‌باشد. اين سکانس در برگيرنده توپوگرافى کواستا و بادبزن‌هاى آبرفتى است (Winder, 1965). بادبزن‌هاى آبرفتى توسط رودخانه‌هايى که از مناطق بالا آمده ناشى از تکتونيک به سمت دشتهاى مشرف به خليج فارس در حرکت هستند، تشکيل مى‌شوند. ماهيت سخت و مقاوم سنگ‌هاى تخريبى MCS تپههاى ناوديسى و يال‌هاى کواستائى را باعث شده که در مکان‌هايى داراى ارتفاع 100 تا 500 مترى بالاى کف دره‌ها مى‌باشد. کرخه و دز دو رودخانه اصلى هستند که از نواحى شمال شرق و شمال غرب در جريان هستند. اين رودخانه‌ها نشان دهندة مئاندرهاى فشرده با سيماى مورفوتکتونيک ناشى از تکتونيک جديد در MCS مى‌باشند. گسترش بادبزن‌هاى آبرفتى در حاشيه جلوى کواستا و تپههاى ناوديسى نشان دهنده اين است که بادبزن‌هاى آبرفتى جوان‌ترين پارامتر ژئومورفيک در ناحيه مى‌باشد حاشيه جنوب غربى MCS شامل دشتهاى تقريباً مسطح (Finch et al., 1957) است که تا زون ساحلى خليج فارس ادامه دارد (شکل 1).
تکامل سيماى زمين
مطالعه ژئومورفولوژيکى زون برخوردى زاگرس نشان مى‌دهد که مورفوژنز زاگرس در واقع جلوه‌اى از مورفوتکتونيک سيکل فرورانش آلپ – هيماليا و برخورد صفحه‌هاى عربستان و ايران مى‌باشد. صفحه‌هاى ليتوسفريک ايران و عربستان توسط يک پوسته اقيانوسى تا کرتاسه از هم جدا بودند (Takin, 1972). در طى کرتاسه، فرورانش به عنوان يک پديده جهانى شروع شد که تا بسته شدن تتيس جديد در ايران ادامه داشت (Berberian and king, 1981, Takin, 1972). آثار اين پديده را مى‌توان با اضافه شدن سنگ‌هاى افيوليتى و آميزه‌هاى رنگى به IZ در اثر فرورانش مشاهده نمود (تکين، 1972). IZ که قسمتى از گودال زاگرس را تشکيل مى‌داده از پالئوسن تاميو- پليوسن داراى توپوگرافى منفى بوده و رسوب‌هاى خود را از SSZ در شمال و احياناً از صفحه عربستان در جنوب دريافت مى‌داشته است (James & W ynd, 1965). تغيير شکل IZ در ائوسن شروع شده (25-55 ميليون سال) و تا ميوسن ادامه داشته است. وجود فشارهاى تکتونيکى در اثر برخورد صفحه‌ها باعث بالا آمدن IZ و همچنين تشکيل ZFB و تغيير محيط رسوبى گودال زاگرس از دريايى به قاره‌اى شده است. در ميوسن پيشين، تبخيرى‌هاى گچساران ته‌نشين شده و MCS بعد بر روى آن رسوب کرده که رسوب‌هاى خود را از مناطق شمالى که به تازگى بالا آمده بودند دريافت مى‌کرده است.
گودال زاگرس حدود ميوسن (5-25 ميليون سال) بسته شده که همراه با باز شدن درياى سرخ مى‌باشد (Sultan et al., 1992). برخورد صفحه‌هاى عربستان و ايران منجر به از بين رفتن فرورانش زير IZ شده است. اين برخوردباعث ايجاد مورفوژنز در IZ,SSZ و ZFB شد بسته شدن حوضه جبهه‌اى، باعث به وجود آمدن نيروهاى قائم در کمربند چين خورده زاگرس و پيدايش سطح جدايش در MCS شده است. مورفوژنز کوه‌هاى زاگرس در مدت 4-5 ميليون سال اخير به مقدار يک ميليمتر در سال اتفاق افتاده که برجستگى در حدود 4 کيلومتر بالاى سطح ميانگين دريا ايجاد کرده و باعث تشکيل سيکل فرسايشى شده است. برخورد صفحه‌ها باعث اختلاط و در کنار هم گذاشتن واحدهاى ليتوتکتونيک مختلف شده که نتيجه آن ناهماهنگى ساختارى فابريک داخلى IZ نسبت به بافت ناحيه‌اى شمال غرب- جنوب شرق ZFB شده است. اين فابريک داخلى از نظر ژئومورفولوژى به صورت ستيغ‌هاى هاگبک در IZ نشان داده شده‌اند.
در واکنش به باز شدن درياى سرخ، SSZ و IZ بالا آمده و داراى توپوگرافى مثبت مى‌شوند. فرآيند ژئومورفيک بعدى باعث فرسايش وسيع SSZ به حدى شده که موقعيت کنونى آن در سطح پايين‌تر از IZ باعث پديدار شدن سنگ‌هاى قديمى در منطقه شده است. ZFB همراه با MCS به ميزان 1 ميليمتر در سال بالا آمدگى را نشان مى‌دهند (Falcon, 1974;Vita-finzi,1979)
فعاليت تکتونيک در اين زون‌ها توسط گسترش زه‌کشى غيرعادى و مئاندرهاى فشرده در ناحيه مورد مطالعه به خوبى ثابت شده است. فرسايش رودخانه‌اى زمين‌هاى بالا آمده ناشى از تکتونيک جديد در طى سيکل‌هاى فرسايشى مرطوب در کواترنرى، ستيغ‌هاى کواستائى و هاگبک، دره‌ها و تپههاى ساختارى و فرسايشى را ايجاد کرده است.
