فعالیت مجدد گسل‌های نرمال در آهک‌های کرتاسه (شمال خاور کرمان) دلایل جنبشی و تحلیل تنش دیرینه

مقدمه

 در مقیاس سنگ کره واتنش اغلب در پهنه‌های نسبتاً باریک گسلی یا در پهنه‌های برشی تجمع پیدا می‌کند. این پهنه‌ها، الگوهای دگرشکلی به همراه هندسه و سینماتیک پیچیده‌ای از گسل‌ها را در بر می‌گیرند. پهنه‌های گسلی، پهنه‌های مکانیکی ضعیفی هستند که بر روی آرایش، الگوی جنبشی و توزیع دگرشکلی در مقیاس پوسته‌ای، هم در پوسته قاره‌ای و هم در پوسته اقیانوسی تأثیر گذار بوده‌اند. حضور گسل‌های از قبل موجود در سنگ یک سطح ضعف مکانیکی نسبت به سنگ اطراف ایجاد می‌کند و واتنش بطور خاص در همین پهنه‌های ضعیف متمرکز می‌شود. این رخداد صرف نظر از اینکه آیا دگرشکلی بطور  پیوسته باشد یا دارای دوره‌های با فعالیت کم یا بدون فعالیت باشد ادامه پیدا می‌کند. (Lorenzo et al 2015)

به دلیل اینکه گسل‌های از قبل موجود سطوحی هستند که در طول آنها مقاومت چسبندگی سنگ و ضریب اصطکاک نسبت به سنگ سالم پایین‌تر است رفتار سنگ گسل خورده بوسیله شاخصه‌های هندسی، جنبشی و رفتار شناسی مشخص می‌شود (Twiss  and  Mooress ,2007). معیار‌های جنبشی گسل منعکس کننده میدان‌های  ناحیه‌ای  و محلی تنش و بطور کلی  بازگو کننده جایگاه ژئودینامیکی رخداد گسلش می‌باشد. هندسه گسل به شدت متأثر از  پهنه‌های  ضعیف و ویژگی‌های رفتار شناسی سنگ در زمان رخداد دگرشکلی می‌باشد. بهر حال پدیده‌های ساختاری از قبل موجود به عنوان یک عامل کنترل کننده بر روی توزیع تنش، جای‌گیری و فعالیت مجدد گسل‌ها شناخته شده‌اند (Holds worth et al ,2001). در مطالعات بسیار زیادی  فرایند فعال شدگی مجدد در جایگاه‌های زمین‌شناسی متنوعی به اثبات رسیده است. شواهد ریز ساختاری، مغناطیس دیرینه، سن سنجی زمین‌شناسی و تحلیل تنش دیرینه توانسته در  تشخیص و تفکیک فاز‌های گسلش  مورد استفاده قرار گیرد.

)Craig et al,2014; Jeanne et al,2014; Henriand Olivier,2013; Jure and Vrabec,2010; Baudon and Cartwright,2008; Collettini et al ,2005( .

در این تحقیق ویژگی‌های گسلش در رخنمون‌های آهکی در شمال خاور کرمان ارائه شده است و با تحلیل تنش دیرینه به تفکیک فاز‌های گسلش پرداخته شده است.

موقعیت زمین‌شناسی

 گستره مورد مطالعه در شمال‌خاور شهر کرمان واقع شده است  و رخنمون گسترده‌ای از آهک‌های به سن کرتاسه را در بر دارد. توالی سنگ‌شناسی این رخنمون‌ها شامل: سنگ آهک‌های مارنی ماسه‌ای، سنگ آهک‌های مارنی، سنگ آهک‌های زیستی، آهک‌های تخریبی- زیستی و سنگ آهک‌های میکریتی و مارن است. مهم‌ترین ساختار مشاهده شده در آهک‌های این منطقه گسلش با دو عملکرد نرمال و امتدادلغز است (شکل 1).

گسلش نرمال دارای عوارض و سیماهای مورفولوژیکی و زمین‌شناسی بارزی در محدوده معادن سنگ سعیدی می‌باشد. برداشت‌های صحرایی نشان می‌دهد که الگوی شاخص توسعه گسلش نرمال از الگوی هم آغوش یا الگوی قفسه کتابی تبعیت می‌کند. دلایلی همچون هم آغوش بودن این گسل‌ها و همچنین جهت جابجایی غالب به سمت جنوب و جنوب خاور تایید کننده این الگو می‌باشند. در بعضی از رخنمون‌ها این گسل‌ها با الگوی مزدوج  نمایان شده‌اند،که البته یکی از سطوح دارای جابجایی یا عملکرد وسیع‌تری بوده است. گسل‌های نرمال از نوع اتساعی هستند و می‌توان به شواهدی همچون  نفوذ دایک‌ها در سطح گسل، توسعه رگه‌های پر شده با کانی‌هایی همچون کلسیت، توسعه پهنه‌های برشی شکنا اشاره کرد (شکل2).

گسلش امتداد لغز نیز به لحاظ مورفولوژی عوارض کاملاً واضحی را بر جای گذاشته است. یکی از عوارض ژئومورفولوژیکی دره‌های گسلی فراوان در رخنمون سنگی گستره مورد مطالعه می‌باشد. ایجاد این آبراهه‌ها بر بستر‌های سنگی نتیجه خرد شدگی سنگ در پهنه گسلش می‌باشد. شواهد صحرایی نشان می‌دهد که گسلش امتداد لغز تغییراتی در  مولفه‌های جنبشی داشته است،  بطوری‌که می‌توان در خصوص این گسل‌ها طیف جنبشی  از حرکات  امتداد لغز محض تا  امتداد لغز با مولفه مورب لغز را در سطوح گسلش مشاهده نمود (شکل3). دگرشکلی سنگ در پهنه گسلش با توسعه برش یا گوژ گسلی نمایان شده است. برش‌ها در پهنه‌های گسلی بصورت تجمعی از قطعات خرد شده  از آهک‌های  کرتاسه در زمینه‌ای رسی  رخنمون دارند. با توجه به فرسایش پذیرتر بودن برش‌ها نسبت به سنگ آهک، پهنه گسلش و محدوده تجمع برش بر اثر فرسایش نسبت به دیوار‌های اطراف عمیق‌تر گردیده و بصورت آبراهه در بستر سنگی رخنمون یافته است. شواهدی مبنی بر تعیین سوی برش در  گسل‌های امتداد لغز وجود دارد که از آن جمله می‌توان به جابجایی آبراهه‌های گسلی، رگه‌های دارای ساختاری داپلکسی و رگه‌های زیگموئیدال اشاره کرد (شکل 3 ). در این گستره شواهدی مبنی بر حک شدگی گسلش امتداد لغز بر روی گسلش نرمال دیده می‌شود که می‌توان به شواهدی همچون حک شدن خش لغز‌های مرتبط با حرکات مورب لغز تا حرکت امتداد لغز  بر روی خش لغز‌های مرتبط با گسلش نرمال، جابجاشدگی و بریده شدن پهنه‌ها و رگه‌های مرتبط با گسل‌های نرمال توسط گسلش امتداد لغز اشاره کرد (شکل4).

مواد و روش کار

در این پژوهش پس از شناسایی گسل‌ها در عکس‌های هوایی و تصاویر ماهواره‌ایی (شکل1) با تعریف مسیر‌های برداشت و با هدف دسترسی گسل‌ها و با تمرکز بر نقاط حساس  عملیات صحرایی انجام و داده‌های مورد نیاز در تحلیل تنش دیرینه شامل مختصات سطح گسل و خش لغزش برداشت شد. 94 گسل خش‌دار در گستره مورد مطالعه شناسایی و برداشت شد. تعداد 14 داده برای گسل‌های نرمال (جدول1) و تعداد 26 داده برای گسل‌های امتدادلغز (جدول2) که از فرضیه‌های اولیه تحلیل تنش دیرین تبعیت می‌کردند و از نظر کیفیت هم در شرایط مناسبی بودند استخراج شد. این فرضیه‌ها بیان می‌دارد که توزیع نمونه‌ها بایستی همگن باشد و حرکت یک گسل تأثیری روی گسل‌های دیگر نداشته باشد، میدان تنش نیز در حین فعالیت گسل‌ها یکنواخت باشد و همچنین لغزش به موازات ماکسیمم تنش برشی روی داده باشد (Bott,1959). میانگین شیب سطح گسل‌های امتدادلغز 69 درجه و گسل‌های نرمال 76 ‌ درجه است. از آنجا که تشخیص سازوکار دقیق گسلش تعدد راه حل‌های تانسور تنش دیرین را کاهش می‌دهد، لذا در نهایت از گسل‌هایی استفاده شده است که تشخیص سازوکار آنها به کمک رشته‌ها و پله‌های روی صفحه گسل و به ویژه شکستگی‌های کنار گسل  بدون هیچگونه تردیدی صورت پذیرفته است.

در این مطالعه با استفاده از نرم افزار Tectonic FP تصاویر استریوگرافیک برای گسل‌های نرمال و امتدادلغز بصورت جداگانه رسم شد(شکل‌های 5 و 6). همانطور که در شکل‌های 4 و 5 مشاهده می‌شود گسل‌های نرمال (شکل 4-الف) دارای دو روند میانگین NNW-SSE (جهت شیب به سمت شمال خاور) و NE-SW (جهت شیب به سمت شمال باختر) هستند که البته این روند گسلش در گسل‌های  امتدادلغز (شکل 6 الف) نیز مشاهده می‌شود. در بخش ب در شکل‌های 5 و 6 تصویر استریوگرافیک قطب سطوح برش همراه با خش لغز  با توجه به حرکت فرادیواره نسبت به فرودیواره مربوط به گسلش نرمال و گسلش امتدادلغز ارائه شده است. برای افزایش دقت در تشخیص وضعیت امتداد و شیب سطوح برش و نیز روند و پلانژ خش لغزها، دیاگرام‌های گلسرخی مربوط به داده‌ها رسم شد که بر اساس آنها، برای گسلش نرمال روند عمومی سطوح گسلش بطور غالب روند NE-SW با شیب نسبتا زیاد و روند عمده خش لغزها روند WSW  و NW با زاویه میل نسبتا بزرگ می‌باشد و برای گسلش امتداد لغزروند عمومی سطوح برش N-S با شیب زیاد می‌باشد و روند عمده خش لغزها نیز شمالی جنوبی با پلانژ بسیار پایین است (شکل7).

جدول1. داده‌های گسلی و موقعیت خش لغزها در  گسل‌های نرمال

تعیین زاویه اصطکاک توده سنگ (f)

یکی از عواملی که تحلیل تنش­های دیرین را به شدت تحت تاثیر قرار می‌دهد زاویه اصطکاک توده سنگ (f) به هنگام فعالیت سیستم گسل­های یک محدوده است. در این پژوهش برای تعیین این زاویه از روش نمودار R% و روش تحلیل صفحه گسل استفاده شده است.

 الف- نمودار R%: با استفاده از این روش زاویه 45 درجه بعنوان زاویه اصطکاک داخلی توده سنگ به هنگام گسلش  نرمال و امتدادلغز بدست آمد (شکل8).

ب- رسم هیستوگرام به ازاء تغییرات f: با اعمال زاویه اصطکاک 10 تا 65 درجه با توجه به توزیع گوسی با شیب زیاد، زاویه 45 درجه برای گسلش نرمال و گسلش امتدادلغز در آهک­های گستره مورد مطالعه انتخاب شد (شکل9).

   ج- تحلیل صفحه گسل: در این روش زاویه اصطکاک 45 درجه به عنوان  مناسب­ترین زاویه برای گسلش نرمال و امتدادلغز انتخاب شد (شکل 10). مدل‌های دو وجهی بدست آمده نشان می­دهد گسلش اصلی این محدوده برای گسلش نرمال روند تقریبی NE و سازوکار نرمال همراه با مولفه راستالغز چپ گرد همچنین برای گسلش امتدادلغز روند تقریبی NNW و سازوکار امتدادلغز همراه با مولفه راستالغز چپگرد می­باشد.

با تجزیه و تحلیل و مقایسه روش­های بالا زاویه اصطکاک 45 درجه بعنوان متوسط زاویه قابل قبول توده سنگ در گستره  مورد مطالعه انتخاب و در تحلیل تنش دیرین و تیپ دگرریختی استفاده شده است.

روش­های ارزیابی تنش دیرینه

برای یافتن تنش اولیه از تحلیل گسل‌ها به دلیل حرکت ناگهانی آنها و ثبت رویدادهای زمین ساختی از خش لغزهای روی صفحه گسل استفاده می­شود (Angelier ,1989). برای تحلیل تنش دیرین بر روی گسل‌ها لازم است که سوی حرکت گسل‌ها به درستی تعیین شود. بنابراین گسل­های خش­دار بهترین ابزار به حساب می­آیند زیرا وجود خود شکستگی نشان دهنده چیره شدن مولفه تنش به چسبندگی سنگ و وجود خط­خش و جهت آن به ترتیب موید فائق آمدن تنش برشی بیشینه بر مقاومت برشی و سازوکار گسلش است. به منظور پی بردن به تنش دیرینه حاکم بر منطقه از روش­های زیر استفاده شده است.

الف- روش وارون سازی

هر تانسور تنش S دارای دو مولفه است:

1- مولفه تنش همسانگرد معادل تنش لیتواستاتیک (تنش غیر انحرافی) یا تنش میانگین βI (β تنش لیتواستاتیک، I ماتریس واحد).

2- مولفه تنش انحرافی  D _α (α ثابت ماده و D تنش انحرافی)

با معلوم بودن D ,α ,β حالت تنش دقیقاً معلوم می‌شود. از آنجا که محاسبه مقادیر تنش رخ داده در گذشته در حال حاضر تقریباً غیر ممکن است، لذا در قالب تانسور تنش تقلیل یافته (T) امکان بررسی تنش وجود دارد. در تانسور تنش تقلیل یافته ثابت­های α و β کاملاً دلخواه انتخاب می­شوند زیرا موقعیت محورهای اصلی تنش و جهت آنها نه با جمع کردن با میانگین تنش و نه با ضرب کردن در تانسور تنش، هیچ تغییری نخواهد کرد  Goguel 1979) (Angelier and. مقادیر دلخواه را می­توان با استفاده  از مذکور به صورت زیر در نظر گرفت:

                               (1)

 در روابط فوق محورهای 1،2و 3 به ترتیب با محورهای z,y,x منطبق است (,1990 Angelier). یکی از راه­حل­ها به صورت زیر است:

 =] 

=]           (2)

با انتخاب مناسب α و β در شرایط فوق می­توان تانسور تنش را به صورت تقلیل یافته به شکل زیر نمایش داد:

T =      (3)   

پارامترهای تانسور تنش تقلیل یافته با داشتن مجموعه­ای از گسل­های خش­دار قابل بررسی است. روش فوق در مورد گسل­های خش­دار منطقه در هرگروه گسلی به طور جداگانه به کار برده شد (شکل 11).

بر اساس  داده‌های برداشت شده می‌توان موقعیت محورهای اصلی تنش در دو سیستم گسلش نرمال و امتدادلغز بر اساس این روش بدست آورد  که این موقعیت‌ها بصورت زیر می­باشد:

موقعیت محورهای اصلی تنش مرتبط با گسلش نرمال:

Sigma1: 149 / 54

Sigma2: 042 / 12 

Sigma3: 303 / 34

موقعیت محورهای اصلی تنش مرتبط با گسلش امتدادلغز:

Sigma1: 034 / 04

Sigma2: 202 / 86 

Sigma3: 304 / 01  

ب- روش تعیین موقعیت محورهای فشارش و

محورهای کشش

در این روش صفحه گسل و قطب گسل را روی استریونت رسم شده و سپس بارسم دایره بزرگی که از قطب گسل و خش گسلش عبور می‌کند، موقعیت محور P و T را مشخص می‌سازیم. همانطور که در شکل 12مشاهده می‌شود  موقعیت محورهای اصلی کرنش افزایشی به صورت میانگین برداری در منطقه مورد مطالعه برای گسلش نرمال و امتدادلغز به صورت زیر می‌باشند:

 موقعیت محورهای اصلی کرنش افزایشی مرتبط با گسلش نرمال:

P: 139 / 76   B: 016 / 02 T: 286 / 13  

موقعیت محورهای اصلی کرنش افزایشی مرتبط با گسلش امتدادلغز:

P: 026 / 02 B: 101 / 85   T: 302 / 02    

پ- روش وارون سازی چند مرتبه‌ای

می‌توان همه گسل هایی را که دارای پارامتر‌های یکسانی در فضای چهار بعدی تانسور تنش تقلیل یافته هستند، در حکم یک فاز تنش در نظر گرفت. به عبارت دیگر هرگاه موقعیت محورهای اصلی تنش و شکل میدان تنش در فضای چهار بعدی تانسور مزبور حالت خوشه‌ای داشته باشند، به مثابه یک فاز تلقی می‌شوند. مجموعه گسل‌های برداشت در طول زمان تحت تأثیر فازهای متفاوت تنش قرار می‌گیرد، به عبارت دیگر داده‌ها ناهمگن‌اند و لازم است تا به طریقی فازها از یکدیگر تفکیک شوند. اگر در یک مجموعه گسل برداشت شده، N گسل وجود داشته باشد و بخواهیم آن را به K زیر مجموعه تقسیم کنیم، تعداد راه حل‌های موجود از رابطه زیر تبعیت خواهد کرد (Yamaji ,2000).

NCK=                                             

پس ابتدا داده‌های گسلی خش دار را برای تعیین موقعیت محورهای اصلی تنش و شکل میدان با یکی از روش‌های یاد شده استفاده می‌کنیم.  داده هایی که یک وضعیت خوشه‌ای به خود می‌گیرند در حکم یک زیر گروه دارای یک فاز مشخص، از بقیه داده‌ها تفکیک می‌شوند. برای اینکه به طور همزمان موقعیت محورها وشکل میدان لحاظ شود، راه حل‌ها را به شکل نشانه‌های میله شکل روی دو استریونت و باطیف رنگ‌های مرئی نیوتونی می‌توان نمایش داد ) .(Yamaji,2000 داده‌های خوشه‌ای در استریوگرام سمت چپ موقعیت، محور σ₁ را نشان می‌دهد. به طور همزمان روی استریونت دوم دایره بزرگی ظاهر می‌شود که نشانه‌های همرنگ با استریونت قبلی دارای تمرکز معرف موقعیت محور ₃σ می‌باشد. از آنجا که شکل میدان (Φ) بین صفر تا ده تغییر می‌کند این فاصله به یازده قسمت مساوی با فاصله یک دهم تقسیم شده است، یعنی هر قسمت رنگ نشان دهنده تغییر یک دهم شکل میدان است. رنگ بنفش نشان گر 0=Φ (بیضوی دوکی شکل) و رنگ سرخ نمایش گر1=Φ (بیضوی کلوچه‌ای شکل) است. در منطقه مورد بررسی برای با به کارگیری روش پیش گفته، موقعیت محورهای اصلی و شکل میدان تعیین شد (شکل13). با استفاده از استریوگرام‌های شکل  13 می‌توان موقعیت  تانسور تنش تقلیل یافته را به صورت زیر ارائه نمود  (جدول3  ) براساس محاسبات صورت گرفته و میزان Φبدست آمده، میدان  تنش دوکی شکل است وگستره مورد بررسی شده بیش از یک فاز تنش را پشت سرگذاشته است.

ت- روش آرایش خش لغز

بردارهای ویژه ماتریس موقعیت خط خش‌های گسلی برای تعیین موقعیت محورهای اصلی تنش و مقادیر ویژه وابسته به آن بردارهای ویژه  و تعیین شکل میدان تنش به کار برده می‌شود (Wallbrecher, et al. 1996). به کمک فرمول بات(Bott,1959) طرحی از پراکندگی خطوط لغزش به کمک رایانه برحسب شکل میدان‌های گوناگون رسم می‌شود و با موقعیت‌های اندازه‌گیری شده همان کمیت‌ها مورد مقایسه قرار می‌گیرد. زاویه بین خش برداشت شده و مولفه‌ی تنش بیشینه در شرایطی که به حداقل ممکن برسد بهترین حالت را ارائه می‌کند. این روش روی داده‌های گسلی گستره مورد بررسی تعمیم داده شده که نتایج آن به شکل تصویر استریوگرافیک ارائه شده است (شکل14).در این روش می‌توان پس از بدست آوردن بهترین وضعیت تنسور تنش، وضعیت مولفه‌های ماتریس تنش تقلیل یافته را اعلام کرد. موقعیت محوره‌های اصلی تنش دیرینه و شکل میدان تنش در منطقه مورد بررسی به این صورت محاسبه شدند (جدول4).

  ج- روش دایره مور بدون مقیاس

با تحلیل تنش دیرین می­توان شکل بیضوی تنش را نیز تعیین کرد. در این پژوهش بمنظور تعیین شکل هندسی بیضوی تنش از روش معکوس کردن بطور مستقیم با رسم دوایر مور بدون مقیاس استفاده شده است. دایره مور بدون بعد تنش‌های نرمال و برشی محاسبه شده توسط تنسور تنش را برای هر صفحه گسلی به طور نسبی به نمایش می­گذارد. این دوایر مقادیر مطلق ₁σ، ₂σ و ₃σ را نشان نمی­دهند بنایراین فاصله₁σ و ₃σ از مبدأ اختیاری است و نسبت اختلاف تنشها را نمایش می­دهند. موقعیت نسبی دوایر مور نسبت به هم از نسبت اختلاف تنشها به دست می­آید و وضعیت تنش برشی را برای هر صفحه گسلی محاسبه می­گردد. دایر مور رسم شده با بیضوی معادل می­باشد (Walace,1951). مختصات نقاط معرف هر گسل در دستگاه مختصات با توجه به σ و τ محاسبه شده بدست می‌آید و دوایر مور طوری کشیده می‌شوند که در بردارنده این نقاط باشند. نقاط قرار گرفته در دایره مور هر کدام نشان دهنـده قطب یک گسل می‌باشند. روش رسم دوایر مور بدون مقیاس بر پایه روش معکوس کردن بطور مستقیم استــوار است  و بعنوان دقیـق­ترین روش مورد ارزیابی قــرار گرفته است (Angelier & Mechler, 1977). در این روش با حل تنش بر اساس داده­های برداشت شده روی زمین و تحلیل ریاضی آنها می­توان داده­های پردازش شده را در یک دستگاه مختصات دکارتی رسم کرد. در رسم دوایر مور، زاویه اصطکاک توده سنگ به هنگام فعالیت گسل نقش بسیار مهمی دارد. در این روش همه داده‌ها بر روی دایره مور پیاده شده و سپس سه دایره طوری رسم شده است تا بهترین پوشش را به وجود آورد و در نهایت با تحلیل تنسور تنش به روش معکوس کردن بطور مستقیم، دوایر مور سه محوری بدون مقیاس و  با اعمال زاویه اصطکاک 45 درجه برای دو دسته گسل­های نرمال و امتدالغز به صورت جداگانه رسم می‌شود (شکل15).

تعیین شکل بیضوی تنش

یکی از عوامل بسیار مهم در تجزیه و تحلیل تنش­های اصلی دیرینه مشخص کردن شکل بیضوی تنش می­باشد. در این پژوهش بمنظور پی بردن به این پارامتر از فاکتور شکل R استفاده شده است. این نسبت بدون بعد از رابطه زیر بدست می­آید (Angelier, 1989)

R= σ₂-σ_3/σ₁-σ₃

این فاکتور بین صفر و یک متغیر است.

در مورد گسل­های نرمال فاکتور شکل R= 0.43 نشان می­دهد که شکل هندسی بیضوی تنش دیرین تخت و از نوع دوم می­باشد. همچنین با توجه به اینکه یکی از گسل‌ها (گسل شماره 2 در جدول 2) تقریباً در محل تلاقی خط عمودی خارج شده از ₂σ با صفحه ₃σ-₁σ  قرار می­گیرد که نشان می‌­دهد این داده مربوط به یکی از سطوح برشی مزدوج می­باشد. فاکتور R= 0.45 بدست آمده از گسل‌های امتدادلغز در گستره مورد مطالعه نشان­دهنده شکل بیضوی تنش دیرینه از نوع تخت و نوع دوم است و از آنجا که تعداد زیادی از داده­ها در محل تلاقی خط عمودی خارج شده از ₂σ با صفحه ₃σ-₁σ قرار می­گیرند، پس گسل­های مربوط به این داده­ها در وضعیت سطوح برشی مزدوج قرار دارند.

بحث

از دیدگاه تکتونیکی منطقه مورد مطالعه در موقعیت پشت کمان کمربند ماگمایی ارومیه دختر و در لبه شمالی فرو افتادگی رفسنجان واقع می‌باشد. با استناد شواهد سنگ‌شناسی و ژئوشیمی دایک‌های نفوذ کرده در آهک‌های کرتاسه در این منطقه از نوع منزونیتی می‌باشد که  در ارتباط با فعالیت ماگمایی پشت کمانی معرفی شده‌اند. توسعه گسلش نرمال از نوع اتساعی و تزریق دایک‌ها این فاز کششی را در دوره میوسن بالایی تأیید می‌کند (Shahabpour,2003) (شکل  16 ). به استتناد  این مدل ارائه شده پس از اتمام فرایند فررورانش  و شروع فرایند برخورد الگوی کششی به فشارشی تغییر یافته است که نتیجه این تغییر رژیم زمین ساختی را می‌توان در الگوی ترافشارش در کمربند ماگمایی ارومیه دختر معرفی کرد. در این تغییر الگوی تکتونیکی گسل رفسنجان که به عنوان مرز ساختاری فرو افتادگی رفسنجان دارای الگوی کششی بوده به الگوی تراستی تغییر یافته است (شکل16 ). به نظر می‌رسد با توجه به شواهد فعال شدن گسل‌های نرمال بصورت امتداد لغز در این منطقه می‌توان جنین نتیجه گیری کرد که تغییر الگوی ساختاری کششی به امتداد لغز در نتیجه بخش‌بندی لغزش در حوضه پشت کمانی کمربند ماگمایی ارومیه دختر در این منطقه رخ داده است. این تغییر الگوی گسلش از نوع فعال شدن مجدد است نه از نوع ایجاد یک گسلش جدید، شواهدی همچون حک شدن خش لغز‌های مرتبط با حرکات مورب لغز تا حرکت امتداد لغز  بر روی خش لغز‌های مرتبط با گسلش نرمال، جابجاشدگی و بریده شدن پهنه‌ها و رگه‌های مرتبط با گسل‌های نرمال توسط گسلش امتداد لغز (شکل4 )  و الگوی کاملاً یکسان از مقادیر زاویه Φ و شکل یکسان دوکی شکل برای میدان تنشی در هر دو نوع گسلش، فعال شدگی مجدد گسل‌های نرمال در الگوی امتداد لغز را نشان می‌دهد.

نتیجه‌گیری