X
تبلیغات
علمی - داده های زمین شناسی ایران

مقدمه

داده های زمین شناسی ایران نشانگرآن است که فرآیندهای درونی و بیرونی زمین ، در زمان و مکان،پیامدهایی متفاوت داشته اند و به همین رو ، الگوی ساختاری ، تحولات زمین ساختی ،شرایط رسوبی و زیستی ایران در دوره های گوناگون زمین شناختی ، پیچیدگی خاص دارد . ناهمسانی رسوبی و زمین ساختی تا بدانجا است که بیان ویژگی های یکسان را برای بسیاری از مناطق ایران ناممکن می سازد وبه همین رو ، از گذشته های دور ، تقسیم ایران به پهنه های رسوبی – ساختاری گوناگون مورد توجه بوده است .

نخستین بار اشتوکلین (1968)، با توجه به پیچیدگی های ساختاری و شرایط متفاوت رسوبی ، ایران را به چند حوضه رسوبی– ساختاری جداگانه تقسیم کرد . این تقسیم بندی که بنیادی ترین تعبیر و تفسیر بود ، مبنایی ببرای کار پژوهشگران بعدی شد . بعدها ، با آگاهی های بیشتر ، حقاقیق روشن تری از ویژگی های رسوبی زمین ساختی ایران به دست آمد که ارائه تقسیم بندی های جامع تر منطقه ای را ممکن ساخت که از آن جمله می توان به کار نبوی (1355) ، افتخارنژاد (1359) ، اشتامفلی (1987) ، بربریان (1981) ، نوگل سادات (منتشر نشده)،علوی (1991)، آقانباتی (1379) اشاره کرد .

عواملی که در پهنه بندی ایران ، به حوضه های رسوبی – زمین ساختی جدا نقش داشته اند ، بسیار گوناگون اند که از میان آنها ، موقعیت ویژه ایران در محل برخورد دو ابر قاره اوراسیا و گندوانا ، چیرگی زمین ساخت قطعه ای ، بلوکی ، جدایش و برخورد ورق های قاره ای، تحولات زمین ساختی وابسته و سرانجام تداوم عوامل کارآ، نقش بیشتری دارند . با این حال ، در یک نگاه دقیق تر ، عوامل زیر را می توان در تقسیم ایران به حوضه های رسوبی – ساختار جدا ، موثر دانست .

óنوع پوسته (قاره ای – اقیانوسی )

ó شرایط حاکم بر حوضه های رسوبی گذشته

óتفاوت رخساره های سنگی – زیستی ترادف های «همزمان » در نواحی گوناگون

óتحولات زمین ساختی و پیامدهای آنها ، مانند شدت و ساز و کار چین خوردگی ها ، فعالیت های ماگمایی(درونی– بیرونی) فرآیندهای دگرگونی و...

óالگوی ساختاری

توجه به عوامل یاد شده و همچنین تلفیق و جمعبندی دیدگاه های گوناگون وبه ویژه شواهد دو زمیندرز عمده تنیس کهن و تتیس جوان ایران را می توان به پهنه های اصلی رسوبی – ساختاری زیر تقسیم کرد (شکل 2-1).

به این بخش ها ، باید دو پهنه زابل و مکران را افزود که «زابل »بخشی از واحد زمین ساختی داری رود افغانستان و «مکران» یک منشور بر افزایشی است که بر فرا دیواره یک زون فرو رانش کم شیب قرار دارد.

ابر قاره

موقعیت

پهنه اصلی

زیر پهنه

اوراسیا

حاشیه

جنوبی

 ،اوراسیا

(ورق توران)

ایران شمالی

(ورق توران )

-                حوضه کششی خزر جنوبی

-                پهنه فشارشی کپه داغ

گندوانا

حاشیه شمالی گندوانا
(ورق ایران )

ایران میانی
 (ورق ایران )

-                سنندج – سیرجان

-                البرز – آذربایجان

-                زون تبریز – ساوه

-                زون سبزوار

-        خردقاره ایران مرکزی شامل:

-                بلوک یزد

-                بلوک پشت بادام

-                بلوک طبس

-                بلوک لوت

کوه های شرق ایران

زمیندرز تنیس جوان

حاشیه جنوبی

گندوانا

(ورق زاگرس)

ایران جنوبی
 (ورق زاگرس )

-                زاگرس رورانده

-                زاگرس چین خورده

-                فرو افتادگی دزفول

-                دشت آبادان

جدا از تقسیمات اصلی بالا که بیشتر بر پایه ویژگی های رسوبی – ساختاری است از نگاه لرزه زمین ساخت نیز می توان ایران را به چند واحد زیر تقسیم کرد (بربریان ، 1976).

1-                 نوار چین خورده فعال زاگرس

2-                 ایران مرکزی شامل مثلث میانی ، آذربایجان ، لوت ، کوه های شرق ایران و البرز .

3-                 مکران

4-                 کپه داغ

شکل 1-1 پهنه های رسوبی – ساختاری عمده ایران

سنندج – سیرجان

سنندج – سیرجان باریکه ای از جنوب باختری ایران میانی است که در بلافصل شمال خاوری راندگی اصلی زاگرس قرار دارد. ویژگی های سنگی و ساختاری سنندج- سیرجان معرف یک گودی ژرف و یا کافت میانه بلوک درسپر پرکامبرین ایران و عربستان است . به همین رو ویژگی های زمین شناختی آن با پهنه های مجاور تفاوت های آشکار دارد. تفاوت های ویژه این زون سبب شده است تا از گذشته های دور مورد توجه و مطالعه زین شناسان باشد .

سری هیتات (پیلگریم،8 ،19) ، زون همدان (گرگوری ، 1929) ، زون ساختاری پیچیده همراه با سنگ های دگرگونی(فالکن،1961) سنندج –سیرجان (اشتوکلین ، 1968)، اسفندقه – مریوان (نوگل ، 1977) ، الاکوژئوسینکینال پروتروزوییک– تریاس (سبزه ئی – منتشر نشده )نام های ناهمسانی است که برای این زون گزیده شده است که از میان آنها ، «سنندج-سیرجان » شناخته شده تر است و کاربرد بیشتر دارد .

در ازای زون سنندج– سیرجان حدود1500 و پهنای آن 150 تا 250 کیلومتر است که از باختر دریاچه ارومیه آغاز می شود و در یک راستای شمال باختری– جنوب خاوری تا گسل میناب، در شمال بندر عباس ادامه می یابد. نیاز به یادآوری است که در پهنه مکران باریکه ای از پوسته قاره ای به نام کمپلکس دورکان وجود دارد که مک کال (1985) آن را ادامه خاوری زون سنندج – سیرجان می داند . در جهت شمال باختر، گودی درون قاره ای سنندج – سیرجان تا جنوب خاوری ترکیه ادامه دارد که پس از تعبیری در روند آن تاماسیف بیتلیس ادامه می یابد( اشتوکلین ، 1968).

برخلاف مرز جنوب باختری ، که با راندگی اصلی زاگرس مشخص می شود ، ارتباط شمال خاوری سنندج– سیرجان با مناطق دیگر ایران میانی ، به دلیل پوشش گسترده سنگ های ترشیری و کواترنر ، تغییرات جانبی رخساره ها و نیز دگر شکلی های پیچیده ، به خوبی مشخص نیست فرو افتادگی های دریاچه ارومیه ، توزلوگل گاوخونی و جاز موریان فصل مشترک تقریبی سنندج – سیرجان با ایران میانی است (اشتوکلین ، 1968).

راستای مستقیم سنندج – سیرجان در فاصله میان دریاچه ارومیه و اسفندقه ، به طور محلی نمایانگر سامانه ای راستالغز است . در راستای جنوبی این ناحیه ، گسیل های مستقیمی مانند آباده ، ده شیر ، شهر بابک و بافت مشخص اند که بعضی از آنها نشانگر جابه جایی امتداد لغز را راستگرد در رسوبات کوارترنری می باشد (شیخ الاسلامی ، 1381) همخوانی روند ساختاری ، یکسانی الگوی ساختاری ، چیرگی راندگی ها به ویژه پذیرش الگوی استاندارد مناطق کوهزادی در زون های برخوردی ، سبب شده است تا زمین شناسانی مانند فالکن (1961)، برو وریکو (1971) ، هینز و مک کوییلن (1974) ، فرهودی (1978)و علوی (1994) سنندج – سیرجان را زیر زونی از کوهزاد زاگرس بدانند ..لی ترتیب رسوبات چارچوب زمین ساختی و به ویژه رویدادهای زمین ساختی و فعالیت های ماگمایی – دگرگونی سبب شده تا گروهی بزرگ از زمین شناسان ، ویژگی های سنندج – سیرجان را با مناطق پر تحرک مرکز و شمال ایران قیاس کرده و آن را زیر زونی از ایرانی میانی بدانند . با این حال ، تفاوت هایی مانند پیروی از روند ساختمانی زاگرس نبود نسبی سنگ های آتشفشانی دوره ترشیری ، محدودیت گستردش سنگ های ترشیری ، فراوانی نفوذی های گرانیتی – دیوریتی مزوزوییک و سنوزوییک فراوانی نسبی سنگ های آذرین بیرونی پالئوزوییک (سیلورین – دونین- پرمین ) ، و عملکرد احتمالی رویدادهای زمین ساختی پیش از پرمین ، و سرانجام دگرگونی به نسبت پیشرفته جنبش های سیمرین پیشین از ویژگی های بارز سنندج – سیرجان است که وابستگی آن را با زون های مجاور پرسش آمیز و مستقل دانستن آن را پیشنهاد می کند . ویژگی بارز سنندج– سیرجان به ویژه فرآیندهای دگرگونی آن در همه جا یکسان نیستند در نیمه جنوب خاوری این زون پدیده های دگرگونی به طور عمده حاصل عملکرد کوهزایی سیمرین پیشین است درحالی که در نیمه شمالی آن رویدادهای سیمرین میانی به ویژه کوهزایی لارامید ازعوامل پلوتونیسم و دگرگونی هستند . به همین دلیل افتخارنژاد (1359) ، زون سنندج –سیرجان را به دو بخش سنندج  - همدان و همدان – سیرجان تقسیم می کند .

تاریخچه چینه نگاری سنندج – سیرجان :

در زون سنندج – سیرجان ، پدیده های دگرگونی ، ماگماتیسم و زمین ساخت پی در پی و هم آهنگ با فازهای زمین ساختی شناخته شده در مقیاس جهانی در بیشترین مقدار است . به همین رو ، این زون ناآرام ترین و به گفته ای دیگر پوپاترین پهنه زمین ساختی ایران است .

درباره پی سنگ پرکامبرین این پهنه ، اطلاع روشنی در دست نیست . در پاره ای از گزارش ها پی سنگ ، متشکل از آمفیبولیت،گنیس و آمفیبولیت شیست دانسته شده است . سبزه ئی(1373)،پی سنگ پرکامبرین سنندج– سیرجان را با نواحی رودان قیاس کرده و پی سنگ را نوعی پوسته اقیانوسی می داند.

از اواخر پالئوزوییک پیشین ، این زون به حوضه ای در حال نشست تبدیل و با نهشته های آواری انباشته شده است. نیروهای کششی موثر در فرونشست موجب ظهور و خروج ماگماهای بازالتی از نوع قلیایی قاره ای شده که امواج که اوج آن در دونین بالایی است . نبود سنگ های کربنیفر بالایی نشان می دهد که حرکت های خشکی زای فلات ایران همچنان  بر این زون اثر گذار بوده است که بارزترین اثر آن ، ایجاد پستی و بلندی است ولی تیله و همکاران (14968)بر این باورندکه فاز هرسی نین همراه با دگرگونی بوده است . مجموعه پرمین زون سنندج – سیرجان ، کم و بیش با ایران مرکزی همانند است ولی سنگ های شیلی پرمین در این پهنه بیشترند و در برخی نقاط حاجی آباد ، اقلید ، گلپایگان و مریوان با دیابازهای قلیایی و بازالت همراه است به جز موارد نادر ، سنگ های پرمین راشست های تریاس بالا – ژوراسیک پوشانده اند و شواهد موجود گویای این است که در میانه های تریاس حوادثی بس مهم روی داده که در نتیجه آن سنگ های زون سنندج –سیرجان دچار دگرگونی دیناموترمال شده اند که تا رخساره آمفیبولیت پیشرفته و در اعماق پایین تر به ذوب آناتکتیک رسیده است.از آغاز تریاس پسین تا کرتاسه پسین در فرو نشست ژرف سنندج – سیرجان رسوبات آواری و گاه کربناتی ، همراه با سنگ های ماگمایی انباشته شده است این توالی ها، زیر تاثیر فاز کوهزایی لارامید قرار گرفته اندکه حاصل آن پایداری وسخت شدن بخش های شمال باختری زون سنندج – سیرجان است به گونه ای که در نواحی باختر ارومیه ، میاندوآب ، بوکان و مهاباد ، رسوبات ، آهکی الیگوسن – میوسن (سازند قم )چین خوردگی ملایم و دامنه کوتاه دارند (افتخارنژاد ، 1359)، به جز چند ناحیه ، در زون از دیدگاه ژئودینامیکی ، شیخ الاسلامی (1381) نکته های زیر را باور دارد (شکل 1-2).

الف ) بازشدگی درون قاره ای به سن پالئوزوییک در حاشیه شمالی گندوانا

ب) جدا شدن ورق ایران از گندوانا درحاشیه جنوبی خود به دنبال بازشدگی تتیس جوان پس از پرمین میانی .

ج) از آغاز تریاس پسین ، سنگ کره اقیانوسی تتیس جوان در اثر فرورانش در زیر ورق ایران ،شروع به از میان رفتن کرده است . از این زمان به بعد ، سنندج – سیرجان یک گوه بر افزایشی را شکل داده است .

د) بستهشدن تتیسجوان در انتهای مزوزوییک ، در این زمان حاشیه قدیمی ایران (سنندج –سیرجان ) با مجموعه دگرگون همراه با افیولیت های تتیسی بر روی حاشیه قدیمی عربی – گندوانایی رانده شده اند .

با توجه به دیرینه جفرافیایی گفته شده می توان پذیرفته که زون سنندج – سیرجان دارای یک زمینه ساختاری اصلی است که از پرکامبرین پسین با کافتن آغاز شده و در کوهزایی سیمرین پیشین با وراونگی زمین ساختی اصلی پایان یافته و سپس حوضه های توربیدیتی مزوزییک در تریاس پسین شکل گرفته و در فاز سیمرین میانی و یا لارامید بسته شده است همه سنگ های سنندج – سیرجان را می توان در سه واحد زمین ساختی – چینه نگاشتی و پرکامبرین پسین – تریاس میانی ، تریاس بالایی – کرتاسه و مجموعه ترشیری جای داد .

الف ) مجموعه دگرگونی پرکامبرین پسین – تریاس میانی : از دیدگاه سبزه ئی(منتشر نشده ) کهن ترین مجموعه سنگی زون سنندج –سیرجان سنگ های اولترامافیک – گابرویی دگرگونی هستندکه به طور عمده سن پرکامبرین دارند. سبزه ئی مجموعه پرکامبرین پسین – تریاس میاین را به همتافت زیر تقسیم می کند :

شکل 1-2 تکامل ژئودینامیکی زون سنندج –سیرجان (شیخ الاسلامی ، 1381)

همتافت (1) زیرترین دگرگونی سنندج –سیرجان است که روی افیولیت های ناحیه جای دارد . این همتافت در همه جا ترکیب همسان ندارد . در برخی نقاط ، سنگ ها از نوع گنیس چشمی ، کوارتزیت همراه با مقدار بسیار کمی میکا شیستاست .مجموعه یاد شده همیشه به یک لایه یه نسبت ضخیم کوارتزیت سفیدرنگ پایان می پذیرد . سبزه ئی این کوارتزیت سفید را هم ارز کوارتزیت راسی کامبرینایران و گنیس های یاد شده را حاصل دگرگونی ماسه سنگ های آرکوزی سازند لالون می داند . گاهی در زیر گنیس های یاد شده ، سنگ های بازیک دگرگونه مانند آمفیبولیت و گارنت آمفیبولیت وجود دارند . این آمفیبولیت ها تغییر رخساره همتافت (1) دانسته شده اند از دیدگاهسنی ، همتافت (1)سن وندین – کامبرین میانی دارد .

همتافت (2) مجموعه روتشون در حد فاصل اقلید – باجگان بر روی همتافت (1) ، تناوبی از مرمرهای دولومیتی ، کلیستی ، میکا شیست ، کواتزیت ، اسلیت های سیاه دیده می شوند که درزیر  مرمرهای دونین قرار دارند دراین همتافت فسیلی دیده نشده ولی سبزه ئی با استناد به شواهد موجود در ناحیه داوران ، این سنگ هارا به کامبرین میانی تا سیلورین زیرین نسبت داده ، و آنها را با سازندهای میلا، نیور و پادها هم ارز می داند .

همتافت (3) مجموعه خبر ، به طور کلی از مرمرهای گوناگون تشکیل شده که گاه حاوی کرینویید، بازوپایان ، مرجان ، بریوزآ وپالینومورف ف دونین اند . این مرمرها به طور کامل دگر شکل اند و اغلب به صورت چین های برشی تخت و بی ریشه با یال های بسیار نزدیک به هم دیده می شوند این مرمرها با ساcندهای سیبزار ،بهرام و شیشتو قیاس شده اند .

لامینا سیون های رسوبی متقاطع ، برش های جریانی رسوبی ، چین های لغزشی ساخت هایی هستند که رسوبات آشفته آهکی را تداعی می کنند . آشفتگی رسوب ها نشانه نهشتآنها در گودال های ژرف و کشیده سکوی ایران مرکزی – زاگرس است .

همتافت (4) مجموعه سرگز بیشتر از شیست فیلیت ، کوارتزیت و حجم زیادی از شیست سبز همراه با گدازه های بالشی تشکیل شده است که در بخش پایینی آنها تناوب های کربناتی وجود دارد این مجموععه ، همچنان نوعی رسوب آشفته . حاوی پالینومورف های فرازنین پسین – فامنین پیشین است ولی سن کربنیفرپیشین نیز برای آن متحمل است .

همتافت (5) مجمع چاه چغوک ، تناوبی از ماسه سنگ ، شیل ، گدازه های بالشی ، رسوب های آشفته آهکی ، چرت های نازک لایه و گذاره های اسیدی زیر دریایی ، حاوی سنگواره های کربنیفر پسین تا پرمین پیشین است .

همتافت (6) شامل ردیفی از سنگ های آهکی – دولومیتی با ضخامت به نسبت زیاد است و محدوده سنی از پرمین پسین تا تریاس میاین دارد .

با توجه به ویژگی همتافت های ششگانه یاد شده محیط رسوبی و تحولات پرکامبرین پسین- تریاس میانی سنندج – سیرجان را می توان به شرح زیر تحلیل کرد .

óحوضه سنندج – سیرجان لبه های گسیلی بسیار مشخصی با حوضه های مجاور دارد

óمقیاس پالئوزوییک بر یک بستر شکسته و پر تحرک قرار داشته به طوری که رسوب های انباشت شده در لبه سکو ، در اثر تکان های زمین ساختی ، پایداری خود را از دست داده و به درون حوضه سرازیر می شدند .

óبافت رسوبی کربنات های همتافت های 2 تا 6 نشان می دهد که این کربنات ها ، آهک های اولیه از نوع آلوداپیک هستند که جریان های آشفته رسوب کرده اند .

óشیست های سیاه و میکا شیست های ریزدانه ، به همراه سنگ های آتشفشانی نشانه های ژرفای زیاد حوضه اند به گونه ای که سنندج – سیرجان به صورت کافی ژرف ، در میانه بلوک بوده است .

óدر این کافت ژرف ، رژیم گرمایی بالا، و سست کره ، به بستر حوضه نزدیک بوده است .

óدر نتیجه تکاپوهای ماگمایی و ذوب بخشی ، گداخته هایی ایجاد شده که خود در میان سنگ های بالاتر نفوذ کرده اند این گداخته های آناتکتیک از مواد سیال و فرار ، غنی بوده و با نفوذ در سنگ ها ، موجب دگرسالی و دگرگونی گسترده شده اند .

ب) مجموعه تریاس بالایی – کرتاسه : از نگاه سبزه ئی در فاصله ای کوتاه میان تریاس پسین –ژوراسیک پیشین در پهنه سنندج– سیرجان شرایط سکوپی برقرار بوده ولی پس از آن ، گودال های پویای مزوزوییک چیره شده که در مواردی با فعالیت های بسیار گسترده آتشفشانی همراه بوده اند به گفته دیگر در محدوده سنندج –سیرجان تا لبه زاگرس ، بخشی بزرگ از دوران مزوزوییک گواه بر پیدایش رسوب های ژرف، رخساره های فلیشی،توربیدیت بوده درحالی که در زون های مجاور(زاگرس  - ایران مرکزی ) شرایط سکویی چیره بوده است ردیف های زمین ساختی – چینه نگاشتی تریاس بالا– کرتاسه در اثر فاز کوهزایی لارامید دگرگون شده و توده های نفوذی(گرانیت الوند همدان ، گرانودیوریت سامن ویونس ، گرانیت های سدیک بروجرد و...) در درون آنها جای گرفته اند.

د) مجموعه ترشیری در زون سنندج –سیرجان سنگ های سیستم ترشیری چندان گسترده ندارند . به گفته دیگر ، به جز فرورفتگی در پیرامون ایران مرکزی و زاگرس شمالی که در آنها رسوب های فلیش گونه ائوسن – الیگوسن انباشته می شده است . دیگر مناطق سنندج –سیرجان ، به صورت فرابوم بوده اند .جدا از انباشته های فلیش گونه ، بخش ناچیزی از سنگ های ترشیری سنندج – سیرجان ازنوع آندزیت و آذر آواری های وابسته ، به سن ائوسن هستند که به ویژه در حوالی سنندج ، شمال کرمانشاه و حاجی آباد رخنمون دارند افزون بر فعالیت های آذرین بیرونی ، در مرز ائوسن – الیگوسن ، توده های نفوذی بازیک از نوع گابرو – دیاباز تزریق شده که توده های کامیاران ، کلاه سر ، پنجوین و خارسره (خرزهره ) از آن شمارند .

دگرگونی سنندج – سیرجان :

نا آرامی های مکرر و هم آ]نگ با فازهای زمین ساختی شناخته شده در مقیاس جهانی ، سبب شده تا ردیف های پالئوزوییک – تریاس و همچنین فلیش توربیدیت های مزوزوییک . گاهی در مرز رخساره آمفیبولیت دگرگون شوند . در گذشته ، بخش درخور توجهی از این دگرگونی ها به سن پرکامبرین و پی سنگ ناحیه انگاشته می شد ولی یافته های تازه نشانگر آن است که به جز نواحی کوچکی از گلپایگان و سیرجان ، در دیگر نواحی ، سنگ های دگرگونی بیشتر در ارتباط با جنبش های کوهزایی جوان تر است در سیرجان و اسفندقه بخش عمده دگرگونی ها ، ماسه سنگ ها و آهک های تبلور یافته و متاگابرو – بازالت به سن سیلوزین – دونین هستند . در ناحیه اقلید ، آواری های ژوراسیک پایینی – میان دگرگونی شده و بر روی آنها ، ژوراسیک بالایی نا دگرگونه نشسته است (هوشمندزاده ، 1375) ، در همدان شیست های دگرگونه سن ژوراسیک دارند که در فاز سیمرین میانی نخستین رویداد دگرگونی برآنها تحمیل شده ولی در آیندهای دگرگونی همچنان در زمان کرتاسه و حتی در اثر جایگیری توده های نفوذی تکرار شده است و سرانجام در بخش شمال باختری سنندج – سیرجان ، بخش عمده سنگ های دگرگونی نواحی سنندج و مهاباد وابسته به کرتاسه اند و فرآیند دگرگونی یک پدیده آلپی هم ارز رخداد لارامید است .

ازنگاه سبزه ئی همه دگرگونی ها سنندج– سیرجان را می توان به دو گروه بزرگ زیر جای داد .

1-            سنگ های دگرگونی پالئوزوییک– اوایل مزوزوییک که بیشتر در بخش جنوب خاوری رخنمون دارند .

2-            سنگ های دگرگونی مزوزوییک– اوایل سنوزوییک که بیشتر در بخش شمال باختری دیده می شوند

ویژگی های یگانه دگرگونی در هر دو دگرگونی ، چند فازی بودن آن است که از روندی ویژه پیروی می کند به گفته دیگر در هر دو دگرگونی سنگ ها پیش از چین خوردگی به گونه ای ایستا دگرگون شده اند و سپس در روند چین خوردگی نیز بر گوارگی تازه در آنها به وجود آمده که پاراژنز دگرگونی ایستا را تحت تاثیر قرار داده است اما به رغم شدت تحولات ، هنوز پاراژنز اولیه به جا مانده است در پی دگرگونی دینامیک ، نوعی دگرگونی گرمایی از نوع همبری مشخص است که در نقاطی بر روی دو حادثه پیشین اثر گذاشته است . دگرگونی همبری با تشکیل کانی هایی مشخص می شود که پس از شیستوزیته پدیدار شده اند سبزه ئی عامل اصلی این دگرگونی ها را نفوذ دیاپیرهای گرم به درون پوسته جامد زمین می داند که مهمترین آثار آن عبارت است از :

ó شکافتن پوسته و تشکیل کافت

óایجاد چین خوردگی در رسوبات

óتامین حرارت لازم برای دگرگونی ناحیه ای و دگرگونی همبری

گفتنی است که ازدیدگاه سبزه ئی ، رخدادهای دگرگونی حین کوهزایی و فازهای دگرگونی پس از آن فایل تفسیر با الگوی فرورانش نیست . اما علوی (1994) دگرگونی و حتی پلوتونیسم تریاس میانی – پسین را مربوط به فاز کششیحاصل از تشکیل تتیس جوان می داند بی آن که دلیلی ارائه دهد .

زمین ساخت سنندج – سیرجان :

اگر چه محجل و سهندی (1378)، الگوی ساختاری سنندج – سیرجان را از نوع چین های بسته و هم راستا درمقیاس کیلومتری می داند ولی علوی (1994) زمین ساخت سنندج –سیرجان را به طور عمده از ساختارهای دوپلکس مرکب بزرگ مقیاس و همچنین سیستم های فلسی کوچک و بزرگ زاویه ، با شیب شمال خاوری می داند که در اثر آن ورقه هایی از سنگ های فانروزوییک دگرگونه و نادگرگونه به اندازه های ناهمسان ، جابه جا شده اند .شواهد چینه نگاشتی و کنگلومراهای همزمان با کوهزایی ، نشانگر آن است که این راندگی ها از کرتاسه پسین آغاز شده اند . شواهد ساختاری جهت راندگی ها را از شمال خاور به جنوب باختر نشان می دهد . جابه جایی و انباشتگی ورقه های راندگی ، سبب افزایش ضخامت پوسته قاره ای به اندازه تقریبی 10 تا 15 کیلومتر شده که بی هنجاری گرانی بوگه منفی ، موید این پدیده است .

نخستین رویداد گسلش راندگی در کرتاسه پسین ، حاصل جایگیری افیولیت ها بر روی حاشیه قاره ای غیر فعال زاگرس – عربستان وانتقال فلس های حاشیه ای به صورت صفحه های نابرجا به سوی جنوب باختراست . فلسی شدن توالی حاشیه ای و فرارانش افیولیت ها که حاصل رویکرد آغازین برخورد قاره ای زاگرس است ممکن است بهصورت منشورهای برافزایشی کنونی در زون های برخوردی رخ داده باشد (علوی ، 1994) .

به باور شیخ الاسلامی (1381) ، در ناحیه نیریز ، رویداد دگر شکلی اصلی سنندج – سیرجان ارتباط مستقیم به شدت دگرگونی دارد . در سنگ های کهن تر پالئوزوییک ، ساختار اصلی یک براگوارگی مرکب برشی است که همزمان با تشکیل ناودیس ها و تاقدیس های متوالی ، در اندازه کیلومتری شکل گرفته اند . در سنگ های جوان تر با شدت دگرگونی پایین تر ، ساختار اصلی به صورت شیستوزیته چین خورده تظاهر دارد (شکل 1-3الف ) پراکندگی و هندسه تاقدیس ها با روند شمال باختر – جنوب خاور نشان می دهند که آنها به صورت چین خوردگی متوالی در یک سامانه راستبر با راستای باختر جنوبخاور ، با مولفه  تراگذر شکل پذیر قوی شکل گرفته اند (شکل 1-3ب) با وجود این درمقیاس ناقدیس ها تمام معیارهای کینماتیکی بررسی شده حاکی از وجود یک رژیم کششی محلی در پال چین ها می باشد ( شکل 1-3 ج) لایه های سنگی پرمین تحت تاثیر همین دگرشکلی قرار گرفته اند و اثری از ناپیوستگی بین سری های دگرگون شده با سنگ های پرمین دیده نمی شود و سرانجام ردیف های تریاس بالا و ژوراسیک با شدت کمتر درگر شکل شده اند و دارای رخ شکستگی موازی با سطوح زیرین خود هستند

شکل 1-3 الگوی دگرشکلی سنندج –سیرجان در ناحیه تبریز (شیخ الاسلامی 1381).

الگوی ساختاری سبب شده تا محجل و سهندی (1378) از جنوب باختر به شمال خاور ، در پهنه سنندج – سیرجان ، این زیر پهنه ها را شناسایی کند (شکل 1-4)

«زیر زون رادیولیتی » (تریاس پسین – کرتاسه پسین)که از باختر تا قبرس و از خاور تا عمان (حواسینا ) ادامه دارد در ایران ، این زون در نواحی کرمانشاه جنوب ازنا ، شهرکرد ، اقلید و نیریز برونز دارد.

«زیر زون بیستون» که در ناحیه کرمانشاه ، شامل آهک های ضخیم لایه تا توده ای به سن تریاس تا کرتاسه است . دریف های تریاس بالایی – کرتاسه پایینی کم عمق و ردیف های کرتاسه بالایی آهک های میکریتی ، پلاژیک ژرف است .

«زرزون افیولیتی » در دو ناحیه کرمانشاه ونیریز برونز دارد .سن افیولیت های کرمانشاه 81 تا 86 میلیون سال (آشکوب سنونین) ، و سن سنگ های آذرین افیولیت های نیریز ، پوشیده شده با سازند تاربور ، 2/7 +5/87 میلیون سال (سنونین ) است .

«زیر زون دگرشکلی پیچیده » شامل سنگ های به شدت دگرگون و توده های نفوذی فراوان است . به این دگرگونی ها نام های گوناگون مانند مجموعه ژان (محجل ) کمپلکس توتک ، کولی کش و سوریان (هوشمندزاده ، 1975)،و در الیگودرز مجموعه آب باریک ، داده شده است .

شکل 1-4 زیر پهنه های زون سنندج –سیرجان از نگاه محجل و سهندی (1378)

توان معدنی سنندج – سیرجان :

 همانگونه که گفته شد زون سنندج – سیرجان نوعی کافت درون قاره ای است که تکاپوهای ماگمازایی و پدیده های دگرگونی ، عواملی موثر در ایجاد نهشته های معدنی هستند . به همین رو توان معدنی در خور توجه دارد و جدا از ذخایر و نشانه های شناخته شده ، امید دستیابی به نهشته های معدنی جدید در آن دور از انتظار نیست . قربانی (1381)، ازدیدگاه زمین شناسی اقتصادی و پراکندگی کانسارها زون سنندج – سیرجان را به سه بخش زیر تقسیم می کند .

«بخش جنوبی » که به داشتن «کروم » دراولترامافیک های اسفندقه فاریاب «آهن» ،«آهن منگنز»در گل گوهر ، هنشک ، بافت ، «سرب ، روی ، مس » در چاه گز ، قنات مروان با سن پرکامبرین پسین تا کرتاسه پیشین شاخص است .

در «بخش میانی »کانی سازی اصلی سرب و روی استکه در مناطق شمس آباد – نظام آباد (با کانی سازی سرب و روی و نقره ، آهن و منگنز ) آهنگران ، (با کانی سازی سرب و روی و نقره آهن و منگنز) و موته در بیشترین مقدار است افزون بر آن، در این بخش کانسارهای تالک ، گرافیت ، باریت و سنگ های ساختمانی ، اهمیت ویژه دارند .

در«بخش شمای » کانی سازی آهن ، (معدن آهن همه کسی شال همدان و شمال سنفر ، شمال باختری دیواندره ) طالا ، طلا – آنیتموان ، (معدن داشکسن )، و کانه های آلومینیوسیلیکاتی را می توان نام برد .

گفتنی است آنچه که پیش از همه می تواند در زون سنندج – سیرجان از نظر اقتصادی با اهمیت باشد . وجود انواع مختلف سنگ های تزیینی و نما با ذخایر زیاد است .


مشاهدات

 کمپلکس خواجو به سه بخش زیرین – میانی – بالایی تقسیم می شود

قسمت بالائی : دارای کالک شیست و قسمت میانی دولومیت و همچنین وجود رخساره سیست سبز و همچنین لایه بندی آهک های دگرگونشده و قسمت زیرین شیست – سلسیت شیست – فلوریت شیست می باشد . سرآن پرمین و دگرگونی ایجاد شده در کربونیفر صورت گرفته است و کوهزایی اعمال شده مربوط به هرسی نین می باشد . همچنین مشاهده فولیاسیون وبرخورد شیستوزیته اول و دوم با یکدیگر وجود گارنت – اکلتیولیت شیست – فیلیت ، اسلیت در این منطقه مشهود است . در روی کمپلکس خوجو سنگ های غیر دگوگون وجود دارد که جنس نسبی آنها ( متابازیک و ولکانیک ) می باشد در این زون دگرگونی و درزه های کششی لوزی شکل وجود دارد و همچنین وجود نمونه های جهت دار در این زون مشهود است در قسمت زیرین کمپلکس خواجو وجود رکه های کوارتزیتی – اکتینولیت های جارویی و سوزنی به چشم می خورد . سنگ های قسمت بالایی کمپلکس خواجو دارای فسیل فوزولین و تریلوبیت است .

 کره تنبور :

سنگ های پرمین زیرین : در قسمت های مختلف درگرگونی های سیرجان سنگ های پرمین پائینی در شمال شرق و جنوب غرب سیرجان دیده می شوند که توسط واحدهای تکتونیکی و رسوبات دشت جدا می شوند سنگ های پرمین پایینی شامل توالی دگرگونی شده حاوی اسلیت و ماسه سنگ است که به خوبی رخساره توربیدیتی رسوبات را نشان می دهند به همراه این سنگ های دگرگون شده کمی آهک کوارتزیت و متادیا بازدیده می شود در آهکهای فسیلهای بسیاری چون چهارگونه فرامینیفراز جمله Cribro Generia- Barduinastaffellaو هشت و نوع جلبک مثل Permocalculus  به همراه قطعاتی از خارپوستان دیده می شود . درجه دگرگونی این سنگ ها تا رخساره زئولیت می باشد به همراه سنگ های پرمین زیرین لایه های کنگلومرایی با قطعاتی از کوارتزیت ، آهک ، دیاباز دیده می شود که ضخامت آن تا نیم متر می رسد دیابازهای موجود در رسوبات پرمین زیرین به صورت عدسی های کشیده و سیل می باشد که تغییر شکل تکتونیکی را به همراه آلبیتی شدن پلاژیوکلازها و کلریتی شدن دکه نباتی شدن کانیهای تیره تحمل کرده است از لحاظ ساختمانی : از مهمترین ساختمانهای موجود در منطقه می توان لایه بندی اولیه : چین ، گسل ، فولیاسیون ، لینه آسیون ، درزه ها و بودنیاژ را نام برد . از لحاظ کانی شناسی ، کانیهای موجود در کربناتهای دگرگونی تنبور در درجات مختلف دگرگونی عبارتند از دولومیت ، کلسیت ، کوارتز ، هماتیت ، کوتیت ، سیدریت ، تالک و مقدار بسیار کمی پولکهای ریز بیوتیت سبز رنگ و موسکویت از لحاظ سنگ شناسی : دارای سنگ های که نباتی آهکی و دولومیتی به صورت انترکلاسیونهایی  به ضخامت چند سانتیمتر تا چند متر در داخل سنگ های رسی به همراه ماسه سنگ و همچنین به صورت توده هایی با ضخامت حدود 70 متر بر روی فیلیت ها و اسلیت ها دیده یم شود تحولات دگرگونی که نباتها را از دو جنبه بافتی و کانی شناسی مورد دقت قرار می دهیم .

زون ارومیه – دختر

نحوه و علت بوجود آمدن کمربند ارومیه – دختر دو نظریه وجود دارد .

1-            بعضی آن را ناشی از پدیده ساب راکشن می دانند یعنی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی که این نظریه ازاهمیت  بیشتری برخوردار است .

2-      بعضی آن را ناشی از بوجود آمدن کافت قاره ای ناقص می دانند – این کمربند در غرب ایران مرکزی به موازات زون سنندج – سیرجان می باشد عرض آن km150 و طول آن 1800 km می باشد . این کمربند از سنگ های آتشفشانی و پیروکلاست های وابسته به آن تشکیل شده از سهند تا بزمان ادامه می یابد و به نام های زون آتشفشانی سهند – بزمان یا ارومیه دختر نامیده می شود . بطور کلی این کمربند را یک کمربند ولکانیک ، پلوتونیکی می دانند .

فعالیت های آتشفشاانی : در این زون از پالئوسن آغاز شد این فعالیت ها در ائوسن به اوج خود رسیده و فوران گدازه های ائوسن را از نوع کالکوآلکالن  و زیر دریای در جنوب نواحی یزد از نوع اسپیلیت آنفریتی شده و در پی آن انواع سنگ های آتشفشانی نظیر آندزیت ، لاتیت ، ریولیت و توف باتوده ها و حجم های مختلف وبه طور منظم تشکیل شده است. در شمال نائین و لاهار ها فاقد لایه بندی اند و شکل مشخصی ندارد و حالت فرسوده و قلوه ای دارند. زمانی پیروکلاستها با گل مخلوط شوند و در اثر نیروی ثقل پایین آیند مجموعه ای به نام لاهار را به وجود می آورند .

ارتفاعات کوه پنج

در تقسیم بندی ناحیه کرمان که توسط زمین شناسان یوگسلاو ارائه شده کوه پنج در کمربند دهج – ساردوئیه قرار دارد که در بخش جنوبی کمان ماگمایی سهند –بزمان یا ارومیه دختر و به موازات ناحیه دگرگون شده سیرجان در فاصله 200-150 کیلومتری روراندگی زاگرس قرار دارد . فورانهای کوه مزاحم و نوع آج جوانترین فعالیت های آتش فشانی درکمربند دهج ، ساردوئیه هستند طول این کمربند در استان کرمان به بیش از 50 کیلومتر و عرض متوسط آن حدود 90 کیلومتر است منطقه مورد مطالعه دارای 1990 متر ارتفاع و در عرض ً13 َ 50 29 و در طول گه ً35 َ2 56 قرار دارد این کانساردر شمال شرق سیرجان و شمال غرب جاده آسفالته درجه یک کرمان-سیرجان – بندر واقع شده و حدود 120 کیلومتر با کرمان فاصله دارد و نزدیکترین ایستگاه هواشناسی به کوه پنج ایستگه مجتمع مس سرچشمه است کوه پنج در 30 کیلومتری جنوب شرق کانسار سرچشمه واقع شده این منطقه از مجموعه های آتشفشانی رسوبی شامل: آندزیت، بازالت، سنگهای آذرآواری و منطقه انواع دگرسانیهای مشخص کانسارهای .مس پورفیری مشاهده شده است که شدتهای مختلفی دارند .

فرسایش پوست پیازی

فرسایش پوست پیازی نوعی خالص از فرسایش است که در گرانیت ، گرانودیوریت ، مونزونیت ، تونالیت و ... دیده می شود بطورکلی این نوع فرسایش مختص خانواده گرانیتوئید (آذرین درونی )است . به طور عمده فرسایش پوست پیازی را می توان نشان دهنده شرایط درهم ریختگی محیط در نظر گرفت این فرسایش به دو صورت فیزیکی و شیمیایی ایجاد می شود این نوع هوازدگی غالباً در ارتباط با نیروهای کششی (هوازدگی در حجم متغییر ) بحث می کند . آنرا هوازدگی در حجم ثابت نیز می نامند ولی خاطر نشان می کنند که کاربرد صحیح اصطلاح فوق در مواقعی است که سنگ از تمامی جهات دچار هوازدگی گردد . نه فقط قسمتهای بالایی دچار هوازدگی گردد ایجاد این وضعیت در سنگها به دو طریق زیر ممکن است :

1- هوازدگی قلوه های کوچک که از تمامی جهات آزاد می باشد

2- قلوه هایی که در عمق بوده اند و اکنون در سطح ظاهر شده اند و قبلاً دچار هوازدگی شده که ناشی از تغییرات حجم آب است (رفعتی ، 1382).

مشاهدات

این زون دارای تنوع رنگی زیاد می باشد و دارای موفولوژی خاصی است که نشانگر جنس نگ های این زون خواهد بود قسمتی از این زون دارای رنگ های روشن است که بطور محسوس از قسمت های تیره که احتمالاً دگرگونی هستند متمایز می شود و همچنین دراین زون لایه بندی خاصی مشاهده  نمی شود . جنس سنگ های ایران مرکزی و ارومیه دختر با یکدیگر متفاوت بوده و برخی آن را از ایران مرکزی جدا کرده اند . محیط تشکیل آبیک بوده و سیالات کانی ها را دفرمه کرده اند همچنین وجود لایه بندی کلامنار جوینت (درزه ها) مشاهده می شود و همچنین وجود درزه های ستونی روئیت می شود مجموعه ای سیلیسی آواری پلاستیکی آنفدیتی – شامل کلریت ، ماسه سنگ ولکانوکلاست، گدازه و بازالت آنفدیتی وجود دارد . همچنین مشاهده کوه کله ... که یک کوه آذرین می باشد و جنس آن راسیت – ریوداسیت همچنین مشاهده کوه چنج: که جنس آن گرانیت تاگه انودیوریت می باشد همچنین مشاهده انکلاو که در اثر شکسته شدن سنگ های .... و فرو افتادن آنها در ...تشکیل می شود و همچنین وجود دایک های شعاعی که از دامنه کوه تا جاده ادامه می یابد وجود ورنی صحرا و فرسایش پوست پیازی در این کوه مشهود است . این کوه از سطح دریا حدود 2400 متر ارتفاع دارد وجود بیوتیت و فینولیت در این کوه مشهود می باشد که نشانگر جایگیری قدرتمند ماگمایی باشد (رگه ، رگه) و در حاشیه زون فینولیتی مشاهده می شود .

معدن برزوئیه :

این معدن در نزدیکی نمادیز زاگرس قرار دارد و سن آن کرتاسه می باشد . بزرگترین معدن سنگ چینی درایران می باشد در واقع آهکهای توربیدائیته هنگام ته نشست در اثر گرما و فشار تبدیل به مرمر شده اند از لحاظ رنگی مرمرها سفید مایل به خاکستری می باشد دلیل رنگ خاکستری وجود مواد آلی می باشند که به این تیپ سنگها تیپ سنگ ابری می گوییم با توجه به نحوه طراحی معدن ارتفاع و عرض پله ها راه 5/1 و در ارتفاع 8 متر حاسب می کنند بطور کلی ارتفاع پله ها آنبه 12- 9-6 متر می رسد ابتدا یک سری حفاریهای عمودی انجام می دهند و به اصطلاح مغزه شان را بیرون می آورند و سپس توسط دستگاه پیک سل به صورت افقی انجام می گیرد که در نهایت لوله افقی و عمودی به هم می رسند برای برش سنگ از دستگاه سیم برش استفاده می کند جنس این سیم AL2O3 و بسیار محکم می باشد . در هنگام برش باید به درزه ها دقت کرد زیرا سنگهای که درزه دارند اقتصادی نیستند پس از برش به ترتیب داریم بلوک ، کوپ ، لاشه ، گلدونی ، این معدن ذخیره بالغ بر 500 تن دارد .

سازند جهرم :

نام این سازند از کوه جهرم در ناحیه فارس انتخاب شده و مقطع نمونه آن در تنگ آب در دامنه شمالی کوه جهرم اندازه گیری شده است (جیمز ووایند ، 1965 ) از نظر لیتولوژی در آن بخش های آن قابل مشاهده است :

1-            بخش زیرین(حدود 35 متر) از دولومیت های قهوه ای رنگ و ماسیف که بخش قاعده آن برشی است

2-            بخش میانی(5/161 متر) شامل دولومیت های لایه نازک تا لایه متوسط است .

3-      بخش فوقانی (7/287متر)ازآهک دولومیتی با میکروفسیل های فراوان است. لنتاکت زیرین آن در محل مقطع نمونه با سازند ساچون همشب است.کنتاکت فوقانی آن با سازند آسماری از نوع دگرشیبی فرسایشی است . درسازند جهرم فسیل های فراوانی یافت می شود و بر اساس آن سن سازند جهرم در محل مقطع نمونه پالئوسن تا ائوسن میانی تعیین شده است .در نواحی فارس ساحلی سن بخش فوقانی سازند جهرم ائوسن پسین بدست آمده است . از نظر گسترش جغرافیایی سازند جهرم در فارس داخلی و ساحلی دیده می شود در خوزستاناین سازند تتنها در حفاری ها در متهی الیه جنوب غربی زاگرس (دارخوین و خرمشهر) ملاحظه شده است . در مرکز و شمال شرق لرستان سازند جهرم بوسیله سازند کنگلومرایی ، کشکان به دو سازند تله زنگ و شهبازان تقسیم شده است . در سایر نواحی زاگرس (جنوب غرب لرستان ، خوزستان و نواحی کازرون – فیروزآباد ) به جای سازند جهرم ، سازند شیلی ، مارنی و آهکهای رسی ، سازند پابده ، دیده می شود همانطور که در بالای شد بین سازند جهرم و اسماری یک دگرشیبی ناحیه ای وجود دارد ولی در برخی از نواحی فارس داخلی ، سازند رازک به طوردگرشیبی بر روی سازند جهرم قرار گرفته است.در جاهای که سازند ساچون وجود نداشته باشد سازند جهرم بر روی دو سازند پابده و گور پی قرار دارد این سازند در عربستان صعودی و کویت ادامه داشته و به اسامی دهوماو دامام نامگذاری شده است (درویش زاده ) .

مشاهدات : نارنجی رنگ ، در لایه ها بقایای رادیولاریت دیده شده که پوسته سیلتی داشته که نشان دهنده عمیق ترین قسمت نئوتتیس بوده است . ضخامت زیاد رادیولاریتها در اثر تراست شدن آنها روی هم می باشد .سن جایگزینی رادیولاریتها کرتاسه است و همراه با افیولیتها است . لایه سفیدرنگی که چین خورده و بین لایه های غیر چین خورده قرار دارد چین خوردگی بین لایه ای می گویند که تکتونیکی نیست و در اثر آب گرفتگی تشکیل می شود چرتهای موجود در سازند جهرم دارای شیل فرمولیت دار می باشد . (لکه های سفیدرنگ ).

سازند ساچون :

برش نمونه این سازند در کوه ساچون ، 5 کیلومتری شمال دهکده ساچون اندازه گیری شده است . این سازند از 5/1414 متر ژیپس ، مارن و دولومیت تشکیل شده است . سازند ساچون به طور هم شیب و تدریجی روی سازند تاربور قرار دارد و خود نیز به طور هم شیب توسط سازند جهرم پوشیده می شود .سازند ساچون فقط در نواحی داخلی فارس دیده می شود نزدیک به 360 متر ابتدای این سازند در برش نمونه میکروفسیلهای مائستریشیتن دارد که مشابه میکروفسیلهای قسمتی از سازند تاربور است .

- Omphalocyclus macropours – Loftusia sp – Siderolites sp

که با خرده های صدف رودیست همراه هستند 450 متر بالاتر در بخشی که از ژیپس و مارنهای قرمز گل افرایی ساخته شده است روزنه داران با دیواره ماسه ای (Areraceous) و جلبکها غیر قابل تشخیص هستند .

روی این قسمت به طور مستقیم 65 متر آهک قرمز رنگ با میکروفسیلهای Glomalveolina sp ,  Misceuanea sp که متعلق به پالئوسن هستند قرا می گیرد بخش بالایی برش اصلی سازند ساچون تقریباً بدون فسیل است ولی به طور نادری وجود آثار میکروفسیل اپرتوبیتولیتس (opertorbitolitotes) سن ائوسن پیشین رابه این قسمت می دهد .

سازند ساچون فقط در مناطق داخلی وجود دارد از منطقه فسا به طرف شمال شرق ،ژیپس و دولومیت آن به تدریج ناپدید و بیشتر مارنی و سیلتی و سرانجام ماسه ای و به صورت طبقات قرمز کنگلومرایی می شود این تغییرات در مسافتهای کوتاه رخ می دهد .

مشاهدات : سازند ساچون به رنگ زرد و جنس آهک ، زیپس ، مارون ودر زیر سازند جهرم می باشد سن آن ماستریشیتن – پالئوسن .

معدن خاک سرخ (گری شیخ)

در جوار گنبدهای نمکی ، معدنهای خاک سرخ مشاهده می شوند که با گنبدهای نمکی در ابتدا هستند آهن بصورت هماتیت و مگنتیت و چه به صورت کانه همراه سنگ های و لکانیکی و توف های اسیدی و دیارباز ها و نمک در سازند هرمز – ریزو – دزو و راور و چه به صورت کانسارهای آهن در چغارت و اسفوردی و میشوران چاه گزوزریکان و نریگان و دوز دره و چه در لایه های دولومیت سلطانیه و به صورت خاک سرخ در جزیره های هرمز و بعضی نوع آن نواری در ند یکان و چاه گز و سه چاهون در تناوب با چرب و توف و توفیت و دولومیت نیز نشانه سن ژنتیک بودن آهن در ناحیه ساغندبافق می باشد وجود آهن رابطه تنگاتنگی از یک سو با ولکانیسم و از سوی دیگر با سنگهای رسوبی و نمکهای همزمان هر سه گروه سنگ و کانه دارد در محل نشان می دهد منگنز در بعضی از جاها با ذخایر آهن همراه است مثل : نریگان ، گنبدها وقتی بالا می آیند سنگهای آهن دار را بالا می آورند و در اثر تجمع واکسیدان آنها این مجموعه ها به وجود می آیند در معدن خاک سرخ که مشاهده شد طبقات بالایی زرد رنگ بودند که نشان دهنده هوازدگی زیاد بود و طبقات پائینی تیره تر بودند که نشان دهنده هوازدگی کمتر بود . خاکهای سرخ که هماتیت اند ، مصارف زیادی دارد که بیشترین مصرف در صنعت رنگسازی است .

گنبدهای نمکی

گنبدهای نمکی ساختمانهای زمین شناسی گنبدی شکلی هستند که هسته مرکزی آنها از سنگ تشکیل شده است . اهمیت اقتصادی آنها به واسطه قرارگیری مخازن نفتی در ساختهای همراه با گنبدهای نمکی و نیز وجود سولفیدهای پتاسی – آهن و نمک می باشد معمولاً ساختهای گنبدی و یا گنبدی های نمکی نمونه جالبی از تغییر شکل پلاستیک اند حرکت این مواد به طرف بالا و اطراف سبب چین و گسل های عادی می شود حرکت نمکها پس از رسوبگذاری موجب تخریب و به هم ریختگی در ساختهای زمین شناسی منطقه می شود ، هنگامی که نمک تت تاثیر لرزش ناگهانی مانند زلزله قرار می گیرد مانند یک ماده قابل ارتجاع عمل می کند که یا خرد می شود ، یا به حالت تغییر شکل برگشت پذیر عکس العمل نشان می دهد . اما هنگامی که توده نمک تحت تاثیر فشار مداوم قرار گیرد مانند یک مانع غلیظ عمل می کند این پدیده را خزش می گویند . شرایطی مانند نقطه ذوب انجماد ، چگالی ، تغییرات فشار و درجه حرارت در شکل گیری نمکها موثر می باشند . اغلب گنبدهای نمکی در نواحی گرمسیر تشکیل می شوند سه شکل اساسی در رابطه با گنبدهای نمکی تشخیص داده شده است :

1-            به موازات محور تاقدیس

2-            عمود بر محور تاقدیس

3-      کاملاً گرد به طوری که تاقدیس را سوراخ کرده . گنبدهایی که به موازات محور چین اند همزمان با چین خوردگی به وجو آمده اند گنبدهایی که عمود بر چین اند قبلاً به سطح زمین رسیده اند و گنبدهای نمکی گرد و دایره ای بعد از تکتونیک به وجود آمدند(درویش زاده 1370)

شرایط لازم برای ایجاد یک ساخت گنبدی:

1-            وجود یک لایه با خواص پلاستیکی مانند رس ، یخ و نمک

2-            عمق دفن نمک باید تقریباً m1000 باشد

3-            وارد شدن نیروهای تکتونیکی افقی که باعث شروع حرکت نمک می شود

مراحل تشکیل ساختمان گنبدهای نمکی :

1-            پوسیده شدن لایه های ضخیم نمک به وسیله یک یا چند لایه رسوبی بصورت هم شیب

2-            تشکیل طبقات با شیب ملایم

رخنمون گنبدها نمکی در سطح زمین :

1-      بعضی از گنبدهای نمکی در سطح زمین رخنمون دارند که در نتیجه تشخیص آنها ازطریق مشاهده مستقیم روی زمین و بر روی عکس های هوایی و ماهواره ای صورت می گیرد

2-      ممکن است گنبد نمکی در سطح زمین ظاهر نشود ، در این صورت لایه های بالایی این گونه ساختهای حالت گنبدی دارند در نتیجه با حفر چاه می توان به وجود آنها پی برد

3-            ممکن است گنبدها در اعماق زمین باشند دراین صورت از روش های ژئوفیزیکی بخصوص روش گرانی سنجی استفاده می شود .

گنبدهای نمکی ایران

1-            دربخش شمالی کویر بزرگ ایران که بیش از 50 گنبد نمکی وجود دارد

2-      گنبد نمکی جنوب و جنوب غرب ایران که شهرت جهانی دارد . در جنوب ایران بیش از 100 گنبد نمکی بین بندرعباس سروشان14 گنبددر جنوب کازرون مشاهده شده است . قسمتهای مختلف گنبد نمکی :

1-توده نمکی = ساقه ، قارچ

2- سنگ پوش یا کپ راک

3- ناودیس حاشیه ای

4- لایه نمک

راههای شناسایی گنبد :

1-            دیداری

2-            روشهای ژئوفیزیکی که به دوصورت است الف : ثقل سطحی ب) چگالی سنجی

مشاهدات : گنبدهای نمکی سازند هرمز h5,h4,h3,h2,h1

h1 نمک ، h2 ماسه سنگ ، شیل ، سیلتستون قرمز رنگ ،h3 آهک بد بو، h4 سنگهای آذرین ولکانیکی ، توف کلاستیک h5 آذرین درونی .

حاشیه گنبدهای نمکی خاکستری رنگ می باشد در اثر انحلال نمکی یکسری ناخالصی در روی آن باقی می ماندکه بعنوان سنگ پوشش می باش دکه به آن کپ راک می گویند (قسمتهای سرخ رنگh1 سازند هرمز)کوه گهکم و فراقون از قدیمی ترین رسوبات پلت فرم زاگرس به سن کامبرین تا کرتاسه می باشد .

منشا ماگمایی: ماگماCL , Na را آزاد می کند در اثر کم بودن چکالی آن نسبت به سنگهای اطراف به سمت بالا حرکت می کند . آمفیبول نوع گلوکوفان که در اثر کاتالیزور همراه با نمک بوجود آمده در صورتی که به صورت طبیعی در فشاربالا بوجودمی آید .

در گنبدهای نمکی استهبان نمک تر است و گچ دیده می شود 10 تا 15 متر ماسه سنگ قرمز نازل لایه و افق های کربناته که مقدار آن زیاد است  ودارای استروماتولیت می باشد . بسیار بد بو که CH2 زیاد دارد و بطور کلی CH2 جایی است که آهک زیاد باشد .

گنبد نمکی گچین

روستای گچین در فاصله 50 کیلومتری غرب بندرعباس واقع شده است در شرق روستای گچین گنبد نمکی گچین قرار دارد ، این گنبد در حقیقت مشابه گنبدهای نمکی هرمز و لارک ازلحاظ تنوع مینرالوژی و سنگ شناسی است و در آن واحدهای سازنده ، سازند هرمز H4,H1 و نفوذیهای متعددی به چشم می خورد .

H1: سنگهای دگرگون از نوع آلکالن

H2: تناوبی از لایه های نمک و رس

H3: دولومیتی بد بو حاوی فسیل های تریلوبیت و ردلیشیا

H4: توف آندزیتی

از لحاظ تنوع زمین شناسی یکی از زیباترین گنبدها است و به لحاظ استفاده از سنگهای ساختمانی این گنبددر اسکله های شهید باهنر و رجایی و ساختمان موج شکن کشتی سازی خلیج فارس جاده های متعددی در داخل گنبد احداث شده که علل بسیار موثری در مطالعه دقیق گنبد محسوب می شود. این گنبد با قطع کردن رسوبات مشیان و آغاجازی و شیبدار نمودن این رسوبات زمان سربر آوردن خود را معین می کند به لحاظ وجود قطعات گنبدی و رسوبات بالا نشان می دهد که در زمان اواخر دوران سوم گنبد شروع به نمایان شدن می کند ، که این شواهد در حاشیه شمالی و شرقی گنبد دیده می شود . واریزه های گنبد نمکی یا به اصطلاح پوش سنگ در اطرف گنبد دیده می شود اما مخلوطی از خاکهای سرخ ، نمک ، مارن ، سنگهای آتش فشانی اسیدی و سنگهای سازند هرمز است که بر اثر فرسایش سنگهای گنبدی و تجمع در ناودیس های حاشیه گنبد و یا به صورت تراس هایی در اطراف رودخانه جاری گنبد به وجود آمده اندو دارای سن مشخص و زمان مشخصی نیستند . در قسمتهای جنوب و جنوب شرقی و شرق گنبد عمدتاً رسوبات ماسه سنگ قرمز ، سیلتستون و شیل به همراه کربناتها و آهکهای بد بو است که بصورت قطعات جدا از هم و به شدت خردشده بدون داشتن نظمی خاص دیده می شود که از تحمل شکستگی ها و فشارهای تکتونیکی فراوان حکایت دارند که سبب گردیده منظره کنونی بوجود آید و در ذهن ما متباین شود که این سنگها متعلق به بستر و پی سنگ نمک است و به همراه نمک بالا آورده شده اند در حالیکه در همین رخنمون ها مشاهده می شود که نمک در زیر همه این واحدهای سنگی قرار دارد و پلاستیسیته نمک باعث خرد شدن این واحدهای سنگی گردیده .زیرا وقتی اجسام شکننده درکنار یک جسم قابل انعطاف و شکل پذیر مانند نمک به اندک فشاری روان می شود قرار گیرند چاره ای جز شکستن و قطعه قطعه شدن ندارند و گاه خرد شدن به حدی می رسد که سنگها تبدیل به واحدی می گردند که بر اثر ادامه عمل خرد شدن و آسیاب شدن بسیار ریز دانه و میلونیتی شده و قابل شناسایی نمی باشد در بخش های مرکزی گنبد ردیف های ضخیمی از ریولیت وداسیت که اغلب بصورت نفوذی نمک و سایر واحدها را قطع نموده اند و با تاثیر پذیرفتن از نمک خرد شده و به نمک آغشته گردیده و اغلب سطح تازه این سنگها مزه شور دارد برای مطمئن شدن ازاین اثرات احتیاج به مطالعات دقیقتری می باشد (سازمان زمین شناسی مجموعه مقالات و گزارش ها )

برآورد اقتصادی گنبد نمکی گچین

ذخائری از خاک سرخ در حاشیه شرقی گنبد دیده می شود که دارای ذخیره قابل بهره بردرای است . ضمناً از نمک گنبد نمکی گچی می توان بصورت نمک صنعتی استفاده برد ذخایری از پیریت های بلورین در توف ریولیت ها دیده می شود که درصنعت مصرف دارند در مورد ذخیره پیریت به مقدار زیاد تردید وجود دارد . کوارتزهای بلورین درشکافها ودرزه های تراکیت ها در مرکز گنبد دیده می شود که از ذخیره اقتصادی برخوردار نیستند (سازمان زمین شناسی – مجموعه مقالات و گزارش ها ).

دریاچه بختگان – طشک :

دریاچه های بختگان و طشک دو فرونشست میان کوهی هستند که ارتفاع آنها از سطح دریای آزاد حدود 1558 متر است دریاچه بختگان که در باختر نیریز قرار دارد و به صورتیک فرو افتادگی کشیده به طول تقریبی 70 تا 100 کیلومتر است که روند شمال باختر- جنوب خاور دارد و سطح زیر پوشش آن حدود 2000 کیلومتر مربع است . سواحل این دریاچه با رسوبات سفیدرنگ تبخیری پوشیده شده اند ولی در سواحل نزدیک به سنگ های افیولیتی ، رنگ تیره تر است دریاچه طشک با وسعت تقریبی 800 کیلومتر مربع در شمال باختری دریاچه بختگان و 160 کیلومتری خاور شیراز قرار دارد تنها راه ارتباطی این دو دریاچه ، از طریق دلتای رودکر است که بخشی آن به دریاچه بختگان به بخش دیگر به دریاچه طشک می ریزد تعدادی جزیره و شبه جزیره کوچک و بزرگ ازجنس رادیولاریت ، سنگ های بلاژیک و آهک های سروک دراین دو دریاچه وجود دارند که مهم ترین آنها جزایر نرگس و گنبان (در دریاچه طشک ) و جزیره مناک در دریاچه بختگان است که مساحت آنها ، تابعه شرایط بارندگی سالانه است . بلندترین نقطه جزیره گنبان 1374 متر از سطح دریا است که از سطح دریاچه حدود 185 متر بلندتر است دریاچه طشک ژرفای کمتر از بختگان داردو در فصول خشک ارتباط آن با بختگان قطع می شود .

تامین کننده اصلی آن این دو دریاچه «رودکر » است که از کوه های بر آفتاب و موسی خانی ، در 50 کیلومتری ده بید سرچشمه می گیرد و در شمل باختری مرودشت ،پس از یکی شدنبا رود شادکان (شادکام) ، و عبور از دشت مرودشت به دریاچه ها می ریزد ازطریق چشمه سارها که از سنگ آهک ها و دولومیت های پیرامون دریاچه سرچشمه می گیرند نیز مقدار قابل توجهی آب وارد دریاچه ها می شود.

ترکیب شیمیایی آب دو دریاچه ازنوع کلرید سدیم ، کلرید منیزیم ، سولفات سدیم (Mgcl2Na2 SO4 Naci) می باشد .

شکل 1-5 تصویر ماهواره ای دریاچه های مهارلو ، تشک و بختگان

از نظر ساختی و خاستگاه باید گفت که این دو دریاچه نواحی گود فرونشست نیریز – مرودشت هستند که درتشکیل آنها ، گروهی از گسل های راندگی ، با روند شمال باختی – جنوب خاوری نقش دارندو بر اساس دانسته های موجود ، پاره ای از آنها ، مانند راندگی بختگان ، در دوره کواتر نر فعال بوده اند . ژرفای بسار کم دریاچه ها و نبود پادگانه های دریاچه ای کهن ، درک زمان تشکیل دریاچه را ناممکن ساخته ، ولی کرینسلی (1970) به زمان پلیستوسن پسین (همزمان با دوره یخچالی ورم ) باور دارد چنین زمانی با جنبش های کوهزایی چرخه پایانی آلپ که فا فراخاست همراه بوده همخوانی دارد .

بررسی های اکتشافی انجام شده برای استحصال پتاسیم و منیزیم ، رضایت بخش نبوده است (وزارت صنایع و معادن ، 1381).

پرکامبرین پسین در زاگرس:

 در جنوب خاوری زاگرس ، به ویژه در حد فاصل میان گسل کازرون در باختر و گسل میناب در خاور (حوضه فارس ) ، سنگ های پرکامبرین پسین رخساره کولایی – تبخیری دارند که نخستین بار توسط تاورنیه (1642) مطالعه شده است براساس شواهد موجود به نظر می رسد که در پی فارهای کششی رخداد کوهزایی کاتانگایی در نیمه جنوب خاوری زاگرس ، حوضه های تبخیری تشکیل شده و رسوبات کولابی به همراه  روانه های آذرین مربوط به فاز گرانیت زایی کاتانگایی در آن انباشته شده است .

گروه نمکدان (بوسک ، 1919 ) وگروه خمیر )ریچارسون ، 1926) نام های قدیمی این مجموعه است.

در حال حاضر، رسوب های تبخیری و سنگ های ماگمایی این حوضه به صورت حدود115 گنبد نمکی برونزد دراند جزیره هرمز یکی از این گنبدهای نمکی است و به همین دلیل به این واحد سنگ چینه ای «سری هرمز » نام داده شده است .

سری هرمز در حوضه های بسیارکم عمق ولی در ارتباط با دربارهای آزاد ، از پرکامبرین پسین تا کامبرین پشین بر روی سپر دشتگون شده زاگرس نهشته شده است . این سری نمکی همچنین نشان می دهد که این خشکی ها درناحیه اقیلمی گرمی قرار داشته اند (بین 10 تا40) و گسل اصلی امروزی زاگرس ، به احتمال محل گسل های عادی کنترل کننده رسوبگذاری را نشان می دهد .

ترکیب سنگی سری هرمز، شامل سنگ نمک(به رنگ های گوناگون )انیدریت، ژیپس، سنگ آهک سیاه رنگ، دولومیت بودار چرتی، ماسه سنگ، سرخ ، شیل رنگارنگ سنگ های آذرین(درونی – بیرونی ) کانی های آهن وآپاتیت دار است. سنگ های یادشده فاد نظم چینه نگاشتی هستند و به همین رو تاکنون برش الگو ندارند .در مورد ضخامت نمک ، نظرها بین 900 تا 4000 متر ، متفاوت است ولی در مجموع ، بیشترین انباشت نمک ، در ناحیه بندرعباس  وهرمزگان است (مطیعی،1372).

سن سری هرمز همیشه مورد بحث بوده است .کرتاسه (پیلگریم ، 1922) کامبرین (لیس ، 1929) پرکامبرین پسین (اشتوکلین ، 1968) کامبرین (احمدزاده و همکاران ، 1369) کامبرین زیرین (حمدی ، 1991) سن های گوناگون پیشنهادی است ولی مقایسه منطقه ای با کشورهای همجوار و ایران مرکز تاییدمی کندک ه سری هرمز ، سن پرکامبرین پسین – کامبرین میانی دارد .

احمدزاده و همکاران (1369). با وجود نداشتن نظم چینه ای این مجموعه را به جای سری هرمز «سازند هرمز » نام دادند و آن را به چهار عضو H4,H3,H2,H1 تقسم کردند اشتوکلین (1990) ضمن استفاده از واژه «کمپلکس هرمز » این مجموعه را با سازندهای بایندور ، سلطانیه ، باروت ، زاگون ، لالون و عضو نخست سازند میلا قابل قیاس دانسته است که دیدگاهی مطلوب و تاییدی بر سن پرکامبرین پسین کامبرین میانی مجموعه هرمز است .

شکل 3-2 پراکندگی گنبدهای نمکی مجموعه هرمز و آرایش آنها در امتداد خطواره های پیشنهادی گوناگون

+ نوشته شده توسط هادی بیشه ای در 86/12/12 و ساعت 11:24 AM |