منطقه در تقسیمات زمین شناسی ایران
در زمان پرکامبرین ایران ساختار زمین‌شناسی ساده و تقریباً یکنواختی داشت ولی بعدها در اثر عوامل متعددی تغییرات زیادی کرد. برای درک بهتر گذشته لازم است بخش‌هایی که حوادث زمین‌شناسی مشابهی را پشت‌ سر گذاشته‌اند در یک گروه قرار دهیم و بدین ترتیب آن را به مناطق یا زون‌هایی تقسیم کنیم. واحدهای مهم زمین‌شناسی ایران شامل: زون زاگرس، زون سنندج سیرجان، زون ایران مرکزی، زون مشرق و جنوب شرق ایران و زون البرز می باشند (آقانباتی، 1375). بدلیل اینکه در این نوشتار جایگاه منطقه مورد مطالعه (دهدشت) مورد توجه است تنها به شرح موارد مرتبط می‌پردازیم.

2-3 پی‌سنگ زاگرس
پی‌سنگ زاگرس در هیچ نقطه‌ای از ایران رخنمون ندارد و تاکنون در هیچ چاهی با آن برخورد نگردیده است. اطلاعاتی که از پی‌سنگ زاگرس بدست آمده نتیجه اندازه‌گیریهای ژئوفیزیکی و بررسی‌های چینه‌شناسی می باشد. بنظر می رسد پی‌سنگ زاگرس بخش شمال- شمال شرقی سپر نوبی- عربی باشد. شواهد چینه‌شناسی و نقشه‌های مغناطیسی هوایی نشان می¬دهد که سطح فعلی پی‌سنگ زاگرس بسیار ناهموار با توپوگرافی پیچیده ای می باشد. گسله‌های نرمال متعددی بر نقاط مختلف آن تاثیر کرده است که آثار آن در سطح و یا نزدیک زمین بصورت راندگی ظاهر می‌شود.

شکل 2-1: موقعیت منطقه مورد مطالعه نسبت به واحد های رسوبی و ساختمانی ایران (آقانباتی، 1385).

با توجه به نقشه ثقلی، عمق موهو در زیر پوسته ایران (دهقانی و مارکسیس، 1983) مشاهده می‌شود. ضخامت پوسته از سواحل خلیج فارس به سمت راندگی‌های زاگرس افزایش پیدا می‌کند و از 35 کیلومتر به 55 کیلومتر می‌رسد که این مقدار در کبیرکوه مابین 38 تا 42 کیلومتر می‌باشد. بعلاوه سطح پی‌سنگ در فروافتادگی‌های دزفول در عمق 15 کیلومتر از سطح آزاد قرار داشته و به سمت راندگی اصلی زاگرس بسرعت بالا آمده طوری که در لرستان تنها در عمق 6 کیلومتری از سطح آزاد دریا قرار دارد. با تلفیق نتایج اندازه‌گیری های ثقل سنجی و مغناطیسی هوایی می توان گفت که پی‌سنگ زاگرس یک کمپلکس متبلور گرانیتی- دگرگونی می‌باشد. با توجه به سنین ایزوتوپی تعیین شده بر خرده سنگهای هرمز و سپر عربی در عربستان و عمان بنظر می‌رسد سن پی‌سنگ احتمالاً در حدود 800-850 میلیون سال پیش بوده است.
از نظر جغرافیایی زاگرس را می‎توان به نواحی لرستان، خوزستان و فارس تقسیم کرد. بـربـریان (1977) بر پایــه انباشتــه‌های نمکی سری هرمـز، زاگـــرس را به دو بخش جنوب خـــاوری، یا « حوضه هرمز » و بخش شمال باختری، یا « حوضه اهواز » تقسیم می‎کند که مرز جدایی این دو، بر خطواره قطر – کازرون است. از نظر زمین‎ریخت‎شناسی از شمال خاور به جنوب باختر، زاگرس شامل زاگرس مرتفع (زاگرس داخلی)، زاگرس چین‎خورده (زاگرس بیرونی) و دشت خوزستان است. از نظر الگوی ساختاری از شمال خاور به جنوب باختر، زاگرس شامل زون راندگی‎ها، کمربند چین‎خورده، فروافتادگی دزفول و دشت آبادان است (شکل 2-2) (آقانباتی، 1385).

شکل2-2: تقسیمات زاگرس از دیدگاه ساختاری در محدوده کشور ایران (اقتباس با اندکی تغییرات از (Haynes and McQuillan, 1974).
2-4 زیر پهنه‎های زاگرس
برای بیان ویژگی‌های عمومی زاگرس می‌توان از تلفیق دو دیدگاه زمین‎ریخت‎شناسی و الگوی ساختاری یاری جست و زاگرس را به دو زیرپهنه الف) زون راندگی‎ها و ب) زون زاگرس چین‎خورده تقسیم کرد.

2-4-1 زیرپهنه راندگی‌ها
این زون با پهنای 10 تا 65 کیلومتر، به صورت نواری کم پهنا است که بلندترین قسمت کوه‌های زاگرس را تشکیل می‌دهد و به همین رو گاهی به آن زاگرس مرتفع (High Zagros) گفته می‎شود. زون راندگی‌هـا (اشتوکلین، 1968)، زون راندگی‌های هم‎پوشان (Imbricated Thrust Zone) (فالکن، 1969)، شمال خاور زاگرس، زاگــرس داخلی و سرانجام زون خرد شده ((Crushed Zone نام‌های دیگری است که به این بخش داده شده است. مرز شمال خاوری این زیر پهنه به راندگی اصلی زاگرس و مرز جنوب باختری با یک راندگی مهم بسته می‎شود که از شمال کوه کی‌نو و جنوب دهنگان و کوه سبزو می‌گذرد (مطیعی، 1374). در زاگرس مرتفع رخنمونی از سنگ‌های پرکامبرین دیده نشده است. سنگ‌های پرکامبرین پسین تا تریاس میانی آن، رخساره گندوانایی دارند که شبیه به دیگر نواحی ایران هستند. ولی، سنگ‌های لیاس تا ائوسن آن، با ستبرای نزدیک به 3500 متر بیشتر از نوع مارن‌های گلوبی ژرین‌دار، رادیولاریت، افیولیت و انباشته‎های آواری از نوع فلیش ‎هستند که گاه با فعالیت آتشفشانی زیر دریایی همراه‌اند. سنگ‌های یاد شده نشان می‌دهند که این بخش، بر خلاف امروز، در زمان مزوزوییک تا اوایل سنوزوییک گودترین بخش حوضه زاگرس بوده است. در اثر نیروهای کششی وابسته به رخداد کوهزایی سیمرین پیشین، ستبرای پوسته در زون راندگی‎ها کاهش یافته، به طوری که در بخش شمال باختری آن (کرمانشاه) در طی تریاس پسین – کرتاسه، گودی باریک و عمیق پدیدار شده و در آن رسوب‌های شبه توربیدیت، متشکل از آهک، شیل، ماسه سنگ، رادیولاریت و روانه‌های آتشفشانی انباشته شده‎اند. ولی در بخش جنوب خاوری این گودی (نیریز) شکستگی کامل پوسته، موجب اقیانوس‌زایی و تشکیل مجموعه‌های افیولیتی گردیده است. گفتنی است که در ناحیه نیریز، آمیزه‌های افیولیتی یاد شده، به گونه دگرشیب، با سنگ‌آهک مرجانی – ریفی کرتاسه بالایی (سازند تاربور) پوشیده شده‎اند، در حالی که بخش شمال باختری در نتیجهکوهزایی لارامید دچار چین‌خوردگی و دگرشکلی شده است (آقانباتی، 1385).

2-4-2 زیرپهنه زاگرس چین خورده
زاگرس چین‌خورده، به گفته‎ای دیگر ( زاگرس بیرونی)، با پهنای 150 تا 250 کیلومتر، ناوه (Trough) حاشیه‌ای و کراتونی سپر عربستان است که در مزوزوییک و سنوزوییک در حال نشست پیوسته بوده و ترادف‌های ستبر رسوبی در آن انباشته ‌‎شده است. در گستره زاگرس چین‌خورده، سنگ‎های پرکامبرین پسین تا تریاس میانی، رخساره گندوانایی و مشابه با دیگر نواحی ایران دارند. ولی توالی‌های مزوزوییک و سنوزوییک آن با رسوب‌های همزمان دیگر نواحی ایران، رخساره‌های سنگی و حتی زیستی متفاوتی دارند و بیشتر معرف رخساره‌های جنوب تتیس جوان است. این نکته نشان می‌دهد که از تریاس میانی به بعد، شرایط رسوبی حاکم بر زاگرس چین‌خورده، نسبت به دیگر مناطق ایران، تفاوت داشته است. در زاگرس چین‌خورده، رخنمونی از سنگ‌های پرکامبرین دیده نشده و حفاری‌های نفتی نیز تاکنون به پی‌سنگ نرسیده ‌است. با توجه به بررسی‌های ژئو‎فیزیکی، باور بر این است که پی‌سنگ پرکامبرین زاگرس ادامه شمال – شمال خاوری سپر نوبی – عربی است که از شمال خاور افریقا تا عربستان و حتی در زیر حوضه زاگرس ادامه دارد. پوشش رسوبی روی پی‌سنگ، با مجموعه‌ای از سنگ نمک، انیدریت، سنگ‎آهک، دولومیت سنگ‌های آذرین (مجموعه هُرمز) آغاز می‌شود که تغییرات سنی آن از پرکامبرین پسین تا کامبرین میانی است و بخشی از آنها به صورت حدود 115 گنبد نمکی، از زمان ژوراسیک به بعد به سطح زمین رسیده‌اند (آقانباتی، 1385). زاگرس چین خورده دارای تاریخچه تکامل زمین ساختی و ژئودینامیکی پیچیده است که مهمترین آن¬ها شامل: مرحله سکوی کربناتی در طول پالئوزوئیک، ریفتینگ در طول پرمین – تریاس، حاشیه غیر فعال قاره ای در حاشیه اقیانوس نئوتتیس در طول ژوراسیک و کرتاسه پیشین، بالا آمدگی و برجا گذاشتن افیولیت ها در طول کرتاسه پسین و نهایتا بسته شدن نئوتتیس و کوتاه شدگی در طول نئوژن (Falcon, 1967; Ricoutal, 1977; Berberian & king, 1981; Agard, 2005; Sherkati et al., 2006). ضخامت نهشته های این زون به 12 کیلومتر می رسد که متشکل از نهشته های کامبرین تا پلیوسن است (Stocklin, 1968; Falcon, 1974; Colman & Sadd, 1978; Blance et al., 2003; McQuarrie, 1974). بررسی توالی های پان آفریکین زاگرس بطور رسمی توسط جیمز و وایند (James & Wynd, 1965) انجام شده است. و در ادامه توسط علوی (Alavi, 2004) اصلاح شد.
در طول پالئوزوئیک پیشین رسوبات دریایی کم عمق و ماسه سنگ¬های رودخانه ای با ضخامت کم با یک سطح فرسایشی بر روی نهشته های حوضه هرمز (متعلق به پی سنگ پرکامبرین – کامبرین پیشین) نهشته شده اند Hassanzadeh et al., 2008)). در سیلورین و کربونیفر نبود چینه شناسی بزرگی دیده می شود که ظاهرا متاثر از حرکات کوهزایی وارسکین می باشد که سبب یک پسروی بزرگ دریا در منطقه گشته است. ناپیوستگی هرسنین نیز در طول پرمین پیشین مشاهده می شود. در طول این دوره دریای کمی عمیق¬تر، حاکم بوده است (سازند فراقون). در طول پرمین پسین و ژوراسیک پیشین رسوبات کربناته دریایی ظاهر شده است Setudehnia,1978) Berberian & King, 1981; Koop & Sannely,1982,). در طول تریاس میانی و پسین زاگرس چین خورده با رسوبات تبخیری کم عمقی پوشیده بوده است (Muriis, 1980). ولی در این زمان در زاگرس مرتفع، در بخش های شمالی و مناطق عمیق¬تر رسوبات تبخیری به رخساره نهشته های دولومیتی تغییر پیدا میکند. پیشنهاد شده است در این زمان اقیانوس نئوتتیس شروع به گسترش کرده است (Setudehnia,1978; Szobo & Kheradpir,1978 ; Murris, 1980; Berberian & King, 1981; Paul et al., 2006,2010). طی ژوراسیک و کرتاسه پیشین حوضه رسوبی در حال نشست بوده که این نشست با حرکات عمودی در طول گسل های پی سنگ کنترل می شده است و رخساره رسوبی، از رسوبات سکوی کربناته در جنوب خاوری زاگرس به رخساره غالب حوضه عمیق در شمال خاوری تغییر کرده است که از مشخصات این دوره زمانی می باشد (Setudehnia, 1978). در طول کرتاسه پسین (سنومانین – تورنین) نهشته های دریایی کم¬عمق و درون حوضه ای در سرتا سر ناحیه گسترش یافته است (سازند سروک). در طول تورنین- سانتونین یک سکوی کربناته غالب بوده و رسوبات نهشته یافته، یک رابطه بین انگشتی با یک محیط عمیق دارند. در سانتونین – ماستریشتین رسوبات متعلق به محیط پلاژیک (سازند گورپی) گسترش قابل توجهی داشته است و در اواخر ماستریشتین سازند تاربور که یکی از نهشته های مهم حاشیه فلات کم عمق و سازند تبخیری ساچون مربوط به محیط سکوی کربناته کم عمق و لاگونی، غالب می شود در طول پالئوژن و دوره زمانی پالئوسن – ائوسن رسوبات غالب این پهنه متشکل از دولومیت و آهک های کم عمق (سازند جهرم) با مارن ها و آهک های مارنی مناطق پلاژیک (سازند پابده) می باشد که در دوره الیگو- میوسن به نهشته های سکوی کربناته کم عمق (سازند آسماری و سازند گچساران) تعییر پیدا می کنند (James & Wynd, 1965; Khalili, 1970; Kheradpir, 1975; Bolzl, 1985; Motiei, 1993; Buchen et al 2001,2006; Barderae, 2000; Barderare & Aerge, 2005).
زاگرس چین خورده متاثر از دو رویداد زمین ساختی مهم می باشد که شامل آغاز بسته شدن نئوتتیس که نتیجه آن بالا آمدگی و ایجاد حوضه پیش بوم (Forland) در کرتاسه پسین است و دومین حادثه شامل برخورد نهایی و بسته شدن کامل نئوتتیس در طول میوسن – پیلیوسن و تشکیل زاگرس چین خورده می باشد (Gray, 1950; Ricou, 1968; Halla,1976; Glennie et al, 1975; Stoneley, 1981; Glennie, 2000, 2001, 2005; Alavi, 2004; Vincent et al., 2005; Ballato et al., 2010). برخورد قاره ای احتمالا در الیگوسن در شمال دماغه صفحه عربی رخ داده است (Yilmaz, 1993; Homke et al., 2009) و به سوی جنوب غربی در میوسن زیرین گسترش یافته (Sherkati et al., 2006) و زاگرس چین خورده شکل یافته است (Ricou, 1971; Allen et al., 2011). ساختارهای رشدی در بالای سازند آغاجاری (میوسن پسین-پلیوسن) این مرحله مهم چین خوردگی را ثابت می کند (Homke et al., 2004; Sherkati et al., 2005). این حادثه زمین ساختی در طول ته نشست سازند آسماری و گچساران نیز دیده می شود. بسته شدن نئوتتیس به وسیله چندین حادثه زمین ساختی در سکوی کربناته زاگرس روی داده که اولی درکنیاسین پسین و فرارانش افیولیت¬ها به پوسته قاره ای است(Ricou, 1971; Falcon, 1974; Berberian & King, 1981; Berberian, 1995) که ساختار حوضه را عوض کرده است. دومین حادثه، حادثه غیر فعال شدن گسل¬های شمالی – جنوبی پیشین که روندهای پی سنگ پان آفریقین را دارد Stoneley, 1982; Mouthereau et al., 2007)& (Koop. تنش فشاری در حاشیه زاگرس تا محل برخورد قاره به قاره میوسن پایینی و کوه¬زایی میوسن زاگرس تحت کنترل تکامل رسوبی حوضه زاگرس ادامه داشته است. چین خوردگی زاگرس در طول زمان میوسن با جدایش ضخیم پوسته و انتشار به سمت جنوب باختر در محل نهشته بیشینه (پیش خشکی) شروع می شود (شکل 2-3). کنگلومرای بختیاری بعد از مرحله مهم چین خوردگی رسوب کرده است (Sherkati et al., 2005, 2006). در حوضه زاگرس نهشته شدن رسوبات دریایی از زمان¬های پرمین تامیوسن ادامه داشته و بالغ بر10کیلومتر از رسوبات در حاشیه زاگرس پسرونده در طول این زمان نهشته شده اند (Sherkati & Letouzey, 2004).

2-5 وضعیت تکتونیکی زاگرس
روند شمال غرب-جنوب شرق کمربند چین خورده تراستی زاگرس از کوههای تاورس Taurus)) حدود 180 کیلومتراست. این چین خوردگی با روند جنوب شرقی حدود 300 کیلومتر از شرق گسل آناتولی در ترکیه آغاز می شود و تا بخش های شمالی عراق و جنوب شرق ایران تا تنگه هرمز گسترش دارد. هرچند که روند شمالی–جنوبی آن ازخط جدا شدگی عمان و