Geología de Irán

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 nororiental de la placa arábiga. Algunas características importantes de Zagros incluyen: ausencia de eventos magmáticos y metamórficos posteriores al Triásico y baja abundancia de afloramientos de rocas paleozoicas . Estructuralmente, consta de grandes anticlinales y pequeños sinclinales 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 plegamiento desde el Mioceno hasta la actualidad en las montañas Zagros . El cinturón de pliegues y cabalgamientos de Zagros se formó por la colisión de dos placas tectónicas: la placa iraní y la placa arábiga . Esta colisión ocurrió principalmente durante el Mioceno y plegó 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 arábiga se empuja contra la placa iraní, los montes Zagros y la meseta iraní se elevan cada vez más. La cordillera de Zagros, en sí misma, tiene un origen totalmente sedimentario y está compuesta principalmente de piedra caliza . En los Zagros elevados o Zagros superiores, las rocas paleozoicas se encuentran principalmente en las secciones superiores de los picos de los montes Zagros a lo largo de la falla principal de Zagros. A ambos lados de esta falla, hay rocas mesozoicas , una combinación de rocas triásicas y jurásicas rodeadas por rocas cretácicas . Los Zagros plegados (las montañas al sur de los Zagros elevados y casi paralelas a la falla principal de Zagros) están formadas principalmente por rocas terciarias , con rocas paleógenas al sur de las rocas cretácicas y luego rocas neógenas al sur de las rocas paleógenas. ^{[ 1 ]}

Esta zona se ubica al sur-suroeste del Irán central y en el borde nororiental de la cordillera de Zagros. Al norte y noreste, está separada del Irán central por depresiones como el lago Urmia y Gavkhouni , y por fallas como Shahr-e-Babak y Abadeh; al sur-suroeste, por la falla de cabalgamiento principal de Zagros. Una característica notable 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 plegamiento, algunos investigadores consideran que la Zona de Sanandaj-Sirjan es similar a Zagros; sin embargo, existen diferencias considerables en los tipos de roca, el magmatismo, el metamorfismo y los eventos orogénicos. Existen algunas similitudes entre Sanandaj - Sirjan y el Irán central. ^{[ 3 ]}

Este cinturón volcánico, conocido como la Cordillera Central Iraní , se extiende hacia el este, casi paralelo a la Zona de 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 actualidad . El pico de este vulcanismo se produjo en el Eoceno . Se cree que el cinturón volcánico de Sahand - Bazman se originó por la colisión de los márgenes de las placas continentales arábiga e iraní central. Está representado por rocas volcánicas subalcalinas cuya composición varía desde basáltica hasta riolítica, pasando por andesítica.

Situada en un triángulo en el centro de Irán, la región central de Irán es una de las zonas estructurales más importantes y complejas del país. En esta zona se pueden identificar rocas de todas las edades, desde el Precámbrico hasta el Cuaternario , así como diversos episodios de orogenia, metamorfismo y magmatismo . En sentido amplio, Irán Central comprende toda el área entre las cordilleras del norte y del sur de Irán. Dentro de la placa iraní, la microplaca de Irán Central-Oriental limita al norte con la Gran Falla de Kavir , al oeste y suroeste con la Falla de Nain - Baft y al este con la Falla de Harirud . Está rodeada por ofiolitas y melanges ofiolíticos del Cretácico Superior al Eoceno Inferior. La microplaca se compone de diferentes elementos estructurales: el Bloque Kerman - Tabas , el Bloque Yazd y el Bloque Anarak - Khur .

El este de Irán se divide en dos partes: el Bloque Lut y la Zona Flysch ( flysch o melange coloreado de la Zona Zabol -Baluch). Situado al oeste de la Zona Zabol-Baluch, el Bloque Lut constituye la mayor parte del este de Irán. Se extiende a lo largo de unos 900 kilómetros (560 millas) en dirección norte-sur. Limita al norte con la falla de Dorooneh y al sur con la depresión de Jazmurian. Al este, está separado de la Zona Flysch por la falla de Nehbandan , mientras que su límite occidental con el centro de Irán está delimitado por la falla de Nayband y las montañas Shotori. Las unidades más antiguas incluyen esquistos del Precámbrico superior y del Cámbrico inferior, cubiertos por calizas del Pérmico y otras rocas sedimentarias del Paleozoico. La Zona Flysch (Zabol-Baluch) se ubica entre el Bloque Lut al oeste y Helmand (en Afganistán ) al este. A diferencia del Bloque Lut, la Zona Flysch está altamente deformada y tectonizada, y consta de gruesos sedimentos de aguas profundas como lutitas arcillosas y silícicas , radiolarita y caliza pelágica, así como rocas volcánicas como basalto , basalto espilítico , diabasa , andesita , dacita , riolita y rocas ultramáficas serpentinizadas subordinadas. El basamento probablemente esté compuesto por una corteza oceánica. La mayoría de las unidades rocosas en esta zona se dividen en tres grupos principales: sedimentos flyschoides ; rocas volcánicas, volcanosedimentarias e intrusivas; y series ofiolíticas. 

La zona del sureste de Irán o Makrán se encuentra al sur de la depresión de Jazmuria . Su límite occidental es la falla de Minab ; al sur, limita con el golfo de Omán , y al este, se extiende hasta Pakistán . La parte norte se caracteriza por el predominio de fallas con orientación 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 Superior- Paleoceno , cubiertas por una gruesa secuencia (de unos 5000 m) de arenisca , lutita y marga . Toda la secuencia se deformó antes del Mioceno Inferior. Una gruesa secuencia de unidades rocosas neógenas , de más de 5000 m, cubre las series más antiguas.

El cinturón de pliegues activos del noreste de Irán, el Kopeh Dagh , se formó sobre el basamento metamorfizado hercínico en el margen suroccidental de la Plataforma de Turan . El cinturón está compuesto por unos 10 kilómetros de sedimentos mesozoicos y terciarios (principalmente carbonatos) y, al igual que los Zagros, se plegó en largos pliegues lineales con orientación noroeste-sureste durante la última fase de la Orogenia Alpina, en el Mioceno y el Plioceno-Pleistoceno. No hay rocas magmáticas expuestas en el Kopeh Dagh, excepto las del basamento en Aghdarband y algunos diques básicos del Triásico . Esta cuenca se ubicaba en el noreste de Irán. Desde el Jurásico Medio , estuvo cubierta por un vasto mar de plataforma continental . En este período, debido a la transgresión y a la rápida subsidencia de la cuenca, la parte occidental se hizo más profunda. En esta cuenca, se depositó una gruesa secuencia continua de sedimentos marinos y continentales (unos 10  km). Nunca se ha informado de grandes brechas sedimentarias ni de actividad volcánica durante el período Jurásico - Mioceno .

Este complejo sedimentario proporciona las condiciones idóneas para la acumulación de hidrocarburos. Las rocas sedimentarias de Kopeh Dagh se ubicaron en su posición actual debido al levantamiento ocurrido a finales del Mioceno. La cordillera de Kopeh Dagh está compuesta principalmente por rocas del Cretácico, con una menor proporción de rocas del Jurásico en la zona sureste. Las montañas se formaron principalmente durante el Mioceno, en el contexto de la orogenia alpina. Al cerrarse el mar de Tetis , la placa arábiga colisionó con la placa iraní y se vio empujada contra ella. Con la rotación en sentido horario de la placa euroasiática hacia la placa iraní y su colisión final, la placa iraní se presionó contra la plataforma de Turán. Esta colisión plegó todas las rocas depositadas en esta geosinclinal o cuenca desde el Jurásico hasta el Mioceno, dando origen a las montañas de Kopeh Dagh.

La cordillera de Alborz forma una barrera entre el sur del Caspio y la meseta iraní. ^{[ 4 ]} Esta cordillera se encuentra en el norte de Irán, paralela al margen sur del mar Caspio . Alborz se caracteriza por el predominio de sedimentos de tipo plataforma, incluyendo caliza, dolomita y rocas clásticas. Se han identificado unidades rocosas desde el Precámbrico hasta el Cuaternario, con algunos hiatos y discordancias en el Paleozoico y el Mesozoico. A diferencia de sus límites norte y sur (el mar Caspio y el centro de Irán, respectivamente), no existe consenso respecto a los límites oriental y occidental de Alborz. Las montañas Binalud en el este, aunque son una continuación de Alborz, presentan características comparables a las del centro de Irán. La cordillera de Alborz tiene solo entre 60 y 130  km de ancho y consta de series sedimentarias que datan del Devónico Superior al Oligoceno , predominantemente caliza jurásica sobre un núcleo granítico . Las condiciones continentales en cuanto a la sedimentación se reflejan en gruesas areniscas del Devónico y en lutitas del Jurásico que contienen vetas de carbón . Las condiciones marinas se reflejan en estratos del Carbonífero ^{[ 5 ] [ 6 ] [ 7 ] [ 8 ]} y del Pérmico ^{[ 5 ]} que están compuestos principalmente de calizas .

En la Cordillera de Alborz Oriental, la sección más oriental está formada por rocas mesozoicas (principalmente triásicas y jurásicas ), mientras que la parte occidental está compuesta principalmente por rocas paleozoicas . Las rocas precámbricas se encuentran principalmente al sur de la ciudad de Gorgan, situada en el sureste del Mar Caspio, y en porciones mucho menores en las partes central y occidental de la Cordillera de Alborz Central. La parte central de la Cordillera de Alborz Central está formada predominantemente por rocas triásicas y jurásicas, mientras que la sección noroccidental está compuesta principalmente por rocas jurásicas. Capas muy gruesas de tobas y lavas volcánicas verdes terciarias (principalmente del Eoceno ) se encuentran principalmente en las partes suroccidental y centro-sur de la cordillera. La parte más noroccidental de los Alborz, que constituye la llamada Cordillera de los Alborz Occidentales o las Montañas Talish, está formada principalmente por depósitos volcano-sedimentarios del Cretácico Superior, con una franja de rocas paleozoicas y una banda de rocas triásicas y jurásicas en las partes meridionales, ambas en dirección noroeste-sureste. Con el movimiento hacia el norte de África y la placa arábiga, y con el cierre del mar de Tetis cuando la placa arábiga colisionó con la placa iraní y fue empujada contra ella, y con el movimiento en sentido horario de la placa euroasiática hacia la placa iraní y su colisión final, la placa iraní fue presionada desde 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 del Eoceno en las partes suroccidentales y centro-sur del Alborz y continuó con el levantamiento y plegamiento de las rocas sedimentarias más antiguas en las partes noroccidentales, centrales y orientales de la cordillera durante las fases orogénicas importantes que datan de las épocas del Mioceno y el Plioceno . ^{[ 3 ]}

No existe consenso sobre la configuración geológica de Azerbaiyán . Según algunos autores, la esquina noreste podría incluirse en Alborz y la parte sureste en Sanandaj-Sirjan. Otros creen que la mayor parte de Azerbaiyán se encuentra en una zona denominada Azerbaiyán-Alborz, y como indican, esta zona está delimitada al norte por la falla de Alborz , al oeste por la falla de Tabriz-Urumiyeh y al sur por la falla de Semnan . Según algunos autores, la parte norte de Azerbaiyán se extiende 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 y el oeste de Irán y se extiende hasta las montañas Tauro en Turquía. El importante evento estructural ocurrido a principios del Devónico estuvo acompañado de fallas y fragmentación que dieron lugar 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 el noroeste de Azerbaiyán y el Cáucaso. Este evento dividió Azerbaiyán en dos bloques, uno en el noreste con subsidencia y sedimentación en el Devónico temprano y el otro en el suroeste que permaneció elevado hasta el Carbonífero tardío. ^{[ 9 ]}

La consolidación del basamento iraní por metamorfismo , granitización parcial y plegamiento intenso tuvo lugar a finales del Precámbrico. Este evento ha sido atribuido a la orogenia Baikaliana o Panafricana por diversos autores. Los datos isotópicos de las rocas del basamento iraní arrojan edades comprendidas entre 600 y 900 Ma. Se ha obtenido un rango similar de datos isotópicos para las rocas del Escudo Árabe-Nubio . Un importante magmatismo post-panafricano está documentado por el extenso Granito de Doran, que corta las rocas del Precámbrico Superior y está cubierto por sedimentos del Cámbrico Inferior . En las formaciones eocámbricas se conocen rocas volcánicas postorogénicas del Precámbrico Superior, principalmente riolita alcalina , toba riolítica 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, compuesta por sedimentos clásticos, rocas volcánicas ácidas, tobas y carbonatos (principalmente dolomita ). Otras formaciones del Precámbrico tardío-Cámbrico temprano incluyen la formación volcánico-sedimentaria de Rizu , las formaciones Dezu y Tashk , la caliza de Aghda , la Serie Kalmard , los estratos Shorm y las unidades metamórficas de Anarak. La facies sedimentaria de las rocas del Precámbrico-Cámbrico inferior en el norte de Irán difiere de la del centro del país.

Con la orogenia panafricana y siguiendo este episodio orogénico, se formaron sedimentos marinos someros en el Vendiense tardío . La influencia del episodio orogénico es evidente en la base de los sedimentos vendienses. La deposición de sedimentos marinos someros cubrió grandes áreas en Irán durante el Paleozoico (por ejemplo, Alborz, este de Irán, Zagros). Hay fuertes evidencias estratigráficas de que la transición del Vendiense al Cámbrico inferior fue progresiva, sin hiatos; no hay evidencia de ningún movimiento orogénico o epirogénico en Irán en este momento (por ejemplo, al sur de Zanjan, Valiabad Chalus, Shahin Dezh). El Cámbrico temprano comenzó con una alternancia de lutita, caliza con fosfato y dolomita que se asientan concordante y transicionalmente sobre dolomitas vendienses. 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 levantamiento y regresión; Sin embargo, una nueva progresión en este período condujo a la deposición de las formaciones Mila y Kuhbonan , compuestas de caliza, dolomita y lutita, sobre unidades más antiguas. Estas formaciones contienen trilobites y braquiópodos del Cámbrico Medio y Superior. En algunas áreas, la facies carbonatada del Cámbrico Superior se transforma transicionalmente en lutitas graptolíticas 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 la zona de Kalmard, los sedimentos ordovícicos se asientan sobre los sedimentos vendienses mediante una discordancia angular. A finales del Ordovícico, gran parte de Irán se vio afectada por movimientos epirogénicos, lo que coincide con la orogenia caledoniana en Europa y otras regiones del planeta. La epirogenia provocó un hiato bien definido en el límite Ordovícico - Silúrico . Donde están presentes, las rocas silúricas en Irán consisten principalmente en caliza, arenisca, lutita y materiales volcánicos, conocidos como Formación Niur en el centro de Irán. Se han encontrado rocas del Devónico Inferior en varias localidades del centro de Irán (por ejemplo, Tabas, Sourian, Kerman , Zagros); sin embargo, parecen estar ausentes en Alborz y partes de Zagros. El Devónico Superior se caracteriza por una transgresión marina, especialmente en Alborz, que se extiende hasta el Carbonífero Inferior. Con excepción de la zona de Tabas , aún no se ha descubierto ningún registro de depósitos marinos del Carbonífero Medio en Irán. Los depósitos del Carbonífero Superior no están presentes de forma significativa en Irán y solo se han identificado en algunas localidades a partir de goniatitas índice. Tras una regresión general y un hiato marcado 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 las areniscas de Dorood , las calizas de Ruteh y Nesen en Alborz. ^{[ 9 ]}

Los sedimentos del Triásico Inferior en Irán son principalmente de naturaleza marina somera o de plataforma continental (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 Pérmico-Triásica en varias áreas de Irán, incluyendo Jolfa (noroeste de Irán), Abadeh (centro-sur de Irán) y el sur de Urumiyeh (la continuación de los Tauro en Turquía), al norte de Kandovan y el sur de Amol . La transición del Triásico Medio al Superior coincide con el episodio orogénico del Cimmeriano Temprano, que llevó a la segmentación de la cuenca sedimentaria en tres subcuencas: Zagros en el sur y suroeste, Alborz en el norte e Irán Central. Las rocas del Jurásico Inferior se superponen concordantemente a las unidades del Triásico Superior; así como los depósitos del Cretácico Temprano sobre los estratos del Jurásico Superior (por ejemplo, Zagros). En el norte y centro de Irán, los sedimentos del Triásico Superior y del Jurásico Inferior-Medio tienen De naturaleza detrítica, consiste principalmente en lutita y arenisca con espesores que varían desde unos pocos metros hasta más de 3000 metros (9800 pies) . La presencia de restos vegetales y capas de carbón sugiere un ambiente continental o lagunar para los depósitos. Los depósitos del Cretácico , caracterizados por diversas facies sedimentarias, se extienden por todo Irán. A finales del Cretácico, los movimientos tectónicos relacionados con la orogenia Laramide afectaron a la mayor parte de Irán, provocando levantamientos, plegamientos y fallas . Esto constituye un preludio a importantes desarrollos en la evolución geológica de Irán. 

En Irán, el Cenozoico comienza con el límite Cretácico-Paleoceno, caracterizado por cambios notables en los ambientes sedimentarios (p. ej., Alborz, Irán Central). Se ha reportado una discordancia en numerosas localidades de Irán. Se han descubierto transiciones tanto continuas como discontinuas entre los estratos del Paleoceno y el Eoceno , al igual que entre el Eoceno y el Oligoceno (p. ej., Irán Central). Las etapas del Oligoceno y el Mioceno se caracterizan por una rápida subsidencia, sedimentación y cambios de facies tanto en cuencas sedimentarias marinas como continentales (p. ej., Mahneshan y Halab al sur de Zanjan ). Los sedimentos del Oligoceno en la mayor parte de Irán son de carácter marino somero, transformándose en facies marinas desde el Oligoceno Superior hasta el Mioceno Inferior (p. ej., Qom ). Los sedimentos del Mioceno Medio al Superior son mayoritariamente de naturaleza continental. El Cuaternario es la característica más prominente de las llanuras de Irán. ^{[ 9 ]}

Se han reportado rocas volcánicas y plutónicas con una edad de 630–530 millones de años en muchas localidades de Irán, particularmente en Irán Central y Azerbaiyán. Estas rocas magmáticas parecen estar relacionadas con el episodio tectónico-magmático panafricano. La mayoría de las rocas magmáticas de este tiempo tienen una naturaleza alcalina. Las siguientes series magmáticas pueden atribuirse a esta fase: intrusiones de tipo Doran en Azerbaiyán. Cuerpos intrusivos de tipo Narigan y Zarigan se extienden desde Anarak hasta Bafq y Kuhbonan . Rocas volcánicas , principalmente de composición riolítica , 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 Irán Central. La mayoría de las rocas metamórficas precámbricas de facies de esquistos verdes o incluso anfibolita , como en las áreas de Takab y Anarak, parecen haber sido originalmente materiales volcánicos, ya sea lava o rocas piroclásticas .

Se han encontrado rocas magmáticas de esta época en numerosas zonas de Irán. Algunos ejemplos son las rocas basálticas de Shahrud y Khosh Yeilagh, las unidades andesítico-basálticas de la Formación Niur en el centro de Irán y los materiales tobáceos de las partes superiores de la Formación Mila en el este de Irán.

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 a la Formación Jeyrud del Devónico Superior son un ejemplo típico. Existe una fuerte evidencia de actividad magmática significativa en el Paleozoico Tardío-Mesozoico Temprano (Pérmico Temprano a Jurásico Temprano) en Irán. Algunos ejemplos incluyen: rocas magmáticas en el sur de Sanandaj - Sirjan ( granitos y gabros del área de Sirjan) y rocas volcánicas de la Serie Songhor en el norte de Sanandaj-Sirjan. Se pueden observar rocas ultramáficas y máficas y sus equivalentes metamorfizados en el este de Irán (área de Fariman), la Serie Taknar , los esquistos de Gorgan y la serie metamórfica máfica/ultramáfica de Shanderman.

Las rocas magmáticas mesozoicas están asociadas con eventos orogénicos cimmerios y laramídicos que causaron rifting continental y oceánico, seguido 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 extensión o tensión relacionada con el rifting continental, o subducción de la litosfera oceánica desarrollada bajo la litosfera continental (por ejemplo, Alborz central para el rifting continental; eje Saghez -Sanandaj para la subducción). Rocas intrusivas : Se han identificado muchos cuerpos intrusivos de composición máfica a granítica, con edades que varían desde el Triásico temprano hasta el Cretácico tardío , en Irán (por ejemplo, eje Borujerd -Shamsabad). En el Triásico-Jurásico, las rocas volcánicas predominaron sobre las rocas 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 se formaron en este período. Kolah Ghazi, Shir Kuh y Shah Kuh se formaron a partir de granito jurásico; y el monte Alvand se formó a partir de granito del Cretácico Superior - Paleoceno . ^{[ 10 ]}

El Terciario es de gran interés en Irán debido a los grandes volúmenes y la gran diversidad de tipos 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 interrupciones, en el Cuaternario . Algunas de las regiones más importantes en términos de actividad magmática del Terciario incluyen: el cinturón volcánico-plutónico de Sahand - Bazman (o Urumiyeh-Dokhtar) con una serie de famosas cadenas montañosas 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 , Bazmán, Taftán, Irán Oriental y Jazmuriense Meridional - Sabzevaran . El vulcanismo cuaternario produjo picos muy altos como Sahand , Sabalan , Damavand , Taftán , Bazmán y muchos otros. ^{[ 11 ]}

La orogenia panafricana es equivalente a la asinítica en otras partes de la Tierra. Este evento estuvo asociado con metamorfismo , magmatismo , plegamiento y fallas durante el Precámbrico tardío-Cámbrico temprano en Irán (por ejemplo, al sur de Zanjan – Mahabad en Azerbaiyán , Bafq en Irán central). Esta fase tectónica comenzó con tensión o extensión que condujo a la formación de rifts 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.

No hubo pliegues ni fallas considerables relacionados con este evento en Irán. La orogenia caledoniana en Irán se caracteriza por cambios de facies en cuencas sedimentarias, hiatos y movimientos epirogénicos (por ejemplo, partes de Alborz, Zagros y el centro de Irán). Esta fase, que comenzó en el Cámbrico Superior , provocó que las facies marinas de las formaciones Barut y Zaigoon cambiaran a las facies continentales de la formación Lalun, y continuó hasta el Devónico Superior .

Los efectos de este episodio orogénico en Irán se remontan al Devónico Superior. Debido a la escasez de magmatismo, metamorfismo y plegamiento asociados a este episodio, el papel de la orogenia hercínica en Irán es controvertido; la orogenia hercínica en Irán se caracteriza principalmente por una tectónica extensional, más que compresiva (por ejemplo, Sanandaj-Sirjan). Las microplacas iraníes al este y noreste de los Zagros se separaron de Gondwana durante el Carbonífero , en el marco de esta fase orogénica.

La apertura del Neotetis y la posterior separación de Irán del margen norte de Gondwana probablemente ocurrieron en algún momento entre el Viseense tardío y el Carbonífero Superior temprano ( Bashkiriense ). Las evidencias que respaldan esta conclusión son:

1. la afinidad paleo-tetiana septentrional de las asociaciones de foraminíferos en el Viseense tardío- Serpukhoviense tardío en Alborz ^{[ 12 ]}
2. la singular similitud entre los conjuntos de fusulínidos del Bashkiriense- Kasimoviense y del Gzheliano tardío de Irán con el margen norte del Paleo-Tetis
3. Las actividades magmáticas del Carbonífero en el noroeste de Irán y las fallas normales y los bloques inclinados en el Cinturón de Altos Zagros que, en conjunto, apoyan la deformación extensional relacionada con la orogenia Varisca o Hercínica. ^{[ 13 ]}

La orogenia Cimmeriana Temprana es uno de los eventos tectónicos más importantes en la historia geológica de la Tierra. Esta fase se asocia con diversas características, como metamorfismo , magmatismo , plegamiento, fallas, creación de nuevas cuencas y cambios de facies. Este evento se asoció con tectónica compresiva en el norte de Irán y tectónica tensional en el sur. Existe evidencia de que la fase compresiva fue precedida por tensión y desarrollo de rift . La fase compresiva, que tuvo lugar en el Triásico Tardío , finalmente condujo al cierre del Paleotetis (por ejemplo, del sureste al suroeste del Mar Caspio ). Las microplacas iraníes que se habían separado de Gondwana en el Carbonífero y que se habían sumergido y desplazado hacia el norte en dirección a Laurasia, finalmente colisionaron con la sección euroasiática del supercontinente Laurasia septentrional en el Triásico Tardío. ^{[ 2 ]}

La orogenia cimmeria tardía constituyó un importante evento tectónico en Irán durante el Jurásico tardío-Cretácico temprano. Este evento se caracteriza por plegamientos, 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 formó durante esta fase orogénica. ^{[ 11 ]}

La orogenia Laramide tuvo lugar en el Cretácico Superior - Paleoceno y desempeñó un papel fundamental en la evolución geológica de Irán. Este evento comenzó bajo un régimen compresivo, seguido de uno extensional. El régimen compresivo, asociado a una importante actividad magmática intrusiva, provocó el cierre de las cuencas oceánicas y las fallas neotetianas. En algunas zonas, fragmentos de la corteza oceánica se han obducido sobre los márgenes continentales, dando lugar a lo que podría denominarse conjuntos ofiolíticos o melanges coloreados (por ejemplo, la zona de sutura que se observa principalmente entre Sanandaj-Sirjan y Zagros, y a lo largo de la falla de Nehbandan en el este de Irán). El granito del Cretácico Superior - Paleoceno del Monte Alvand se formó durante la orogenia Laramide. ^{[ 10 ]}

En cuanto 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 Irán central, al sur del Alborz central, Lut). El arco o cinturón volcánico Sahand - Bazman se formó principalmente durante el vulcanismo del Eoceno de la orogenia alpina . El movimiento hacia el norte y la colisión final de Afro-Arabia (principalmente la placa arábiga) con la placa iraní y la rotación en sentido horario de la placa euroasiática hacia la placa iraní causaron la orogenia alpina con la fase pirenaica en el Eoceno tardío - Oligoceno temprano y la fase estiria en el Mioceno medio , respectivamente. Las montañas Zagros , Alborz y Kopet-Dagh se formaron principalmente en el Mioceno durante esta fase orogénica. ^{[ 10 ]}

Esta fase orogénica comenzó en el Plioceno tardío y continuó en el Pleistoceno . La orogenia Pasadeniense es la fase más importante en la formación de la forma actual de Irán. Algunos eventos orogénicos más recientes podrían ser la continuación de esta fase orogénica (por ejemplo, el eje Alborz-Azerbaiyán, Zagros, Irán central). Sahand , Sabalan , Damavand , Bazman y Taftan se formaron principalmente durante el vulcanismo de esta fase orogénica. ^{[ 10 ]} Con una elevación de 5610 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 unos 600 000 y 280 000 años, finalmente entró en erupción en el Holoceno hace casi 7300 años. 

• Arefifard, S (2017), "Reconstrucciones paleobiogeográficas basadas en foraminíferos en el Carbonífero de Irán y sus implicaciones para el momento de apertura del Neotetis: una síntesis" , Geologica Acta , 15 : 135–151 , doi : 10.1344/GeologicaActa2017.15.2.5 , ISSN 1695-6133 , consultado el 2 de enero de 2020. El material se copió de esta fuente, que está disponible bajo una licencia Creative Commons Attribution 4.0 International .