عمده سنگ های برونزد یافته در این زون مربوط به مزوزوئیک است. نهشته های مربوط به پالئوزوئیک به ندرت در قسمت شمال غربی آن برونزد دارند اما در قسمت جنوب شرقی ،برونزد های گسترده تری از آن ها گزارش شده است(بربریان،۱۹۷۷;سبزه ئی ،۱۳۷۱).در این زون ،سنگ های دگرگونی با رخسارۀشیست سبز دارای گسترش فراوانی هستند(نبوی،۱۳۵۵)اما در نقاطی که توده های نفوذی جایگزین شده اند،اثر حرارتی آن هابه اثر ترمودینامیکی موجود افزوده شده و درجه دگرگونی بالا رفته است. محجل و سهندی(۱۳۷۸); محجل و همکاران (۲۰۰۳)زون سنندج - سیرجان را بر اساس واحد های چینه شناسی و ویژگی های ساختاری به واحد های تکتونیکی کوچک تر یا زیر زون تقسیم بندی کرده اندکه در این تقسیم بندی منطقۀ مورد مطالعه در زیر زون با دگرشکلی پیچیده(فیلیت همدان) قرار می گیرد(شکل۲-۲).
۱- Berberian
-۲ King
۱۳
فصل دوم زمین شناسی
جدول ۲-۱: زمین ساخت زون سنندج–سیرجان(محجل وهمکاران،۲۰۰۳،احمدی خلجی،۱۳۸۵)
این زیر زون با سنگ های دگرگونی فراوان از سایر زیر زون ها مشخص می گردد به طوری که بخش اعظم
آن از سنگ های کربناته ،تخریبی و تا حدودی آتشفشانی دگرگون شده مزوزئیک تشکیل شده است.
در این بخش از زون سنندج - سیرجان ،ساختار های مختلف زمین شناسی اعم از دگرگونی ،ماگماتیسم و کوهزائی تحت تأثیرچندین فاز زمین ساختی قرار داشته اند که از میان آن ها ،حوادث تکتونیکی مرتبط با زمان مزوزوئیک از اهمیت بیشتری برخوردار هستند.به طوری که نخستین حادثۀ تکتونیکی در زون سنندج – سیرجان که ازآن به عنوان سیمیرین پیشین یاد می شود ، در اواخر تریاس میانی اتفاق افتاده است که در اثر آن گسترۀ ایران زمین به دو پهنۀ مجزا با شرایط رسوبی متفاوت تقسیم شده است.
۱۴
فصل دوم زمین شناسی
دومین حادثۀ تکتونیکی پیش از باژوسین بالایی (ژوراسیک میانی) رخ داده که مانند رویداد اول از نوع کوهزایی بوده و سیمیرین میانی نام گرفته است. این رویداد با چین خوردگی ،جایگیری توده های نفوذی نظیر بروجرد(احمدی خلجی،۱۳۸۵)،آستانه(طهماسبی ،۱۳۸۸) ، الوند همدان ( شهبازی و همکاران ، ۲۰۱۰) و الیگودرز (اثناعشری و همکاران،۲۰۱۲) و دگرگونی همراه بوده است.
از جمله نتایج عملکرد این رویداد ، ایجاد دگرگونی در سنگ های ژوراسیک زیرین ( گروه شمشک)است. در ناحیه اقلید از بخش میانی زون سنندج – سیرجان ، سنگ های آواری ژوراسیک زیرین دگرگون شده و روی آن را کنگلومرای ژوراسیک بالا به طور ناپیوسته پوشانده است (هوشمندزاده و همکاران ،۱۳۶۹). این دگرگونی در حد رخساره شیست سبز می باشد که آن را به حادثۀ تکتونیکی پس از لیاس و پیش از ژوراسیک بالا مربوط می دانند.از مناطق دیگر این زون که می توان این دگرگونی را در آن ها مشاهده نمود، نواحی همدان ،گلپایگان ، خمین ، ملایر و ازنا می باشند که بر اساس مطالعات چینه شناسی ،دگرگونی این نواحی نیز بیانگر سن ژوراسیک است.اگرچه حادثه کوهزائی سیمرین پسین را به اواخر ژوراسیک مربوط می دانند ولی مطالعات اخیر بیانگر حرکاتی است که طی ژوراسیک میانی در ایران رخ داده است و باید خاطر نشان کرد که روی هم رفته ایران در تمام ژوراسیک از آرامش برخوردار نبوده است(بربریان وکینگ ، ۱۹۸۱; بربریان و نوگل ، ۱۹۷۴ ).
۲-۲-۲) چینه شناسی زون سنندج – سیرجان:
زیربنای زون سنندج – سیرجان یک پی دگرگونی متعلق به پرکامبرین است که در بسیاری از نقاط به صورت هورست بالا آمده است.به نظر می رسد که این پی در پرکامبرین تحت تأثیر چین خوردگی های مختلف ومتناوب با دوره های فرسایش قرار گرفته است و در میان سنگ های دگرگونی ، توده های نفوذی مافیک وحدواسط و فلسیک جا گرفته اند. این زون از نظر ساختمانی و تاریخچۀ رسوب گذاری و همچنین رخدادهای تکتونیکی و فعالیت توده های نفوذی به خصوص از دورۀ پرمین به بعد تا حدود ی شبیه به ایران
۱۵
فصل دومزمین شناسی
شکل۲−۲: موقعیت تکتونیکی پهنۀتکتونوماگمایی غرب ایران(محجل وهمکاران۲۰۰۳(؛موقعیت منطقۀموردمطالعه باعلامت □ نشان داده شده است.
مرکزی است( معین وزیری، ۱۳۷۷). به عقیده اشتوکلین ۱۹۶۸ زون سنندج – سیرجان مانند زاگرس از اردویسین تاپرمین از آب خارج بوده و در پرمین کم کم به زیر آب فرو رفته است اما نبوی( ۱۳۵۵) معتقد است که وضعیت خشکی تا تریاس فوقانی که از فاز کوهزایی سیمرین پیشین ، رسوبات پرموتریاس را چین داده ادامه داشته است. بر اثر فاز کمپرسیونی که در اواخر تریاس روی داده در حاشیۀ غربی ایران مرکزی و زون سنندج – سیرجان چین خوردگی به وقوع پیوسته است(اشتوکلین،۱۹۶۸).
۱۶
فصل دوم زمین شناسی
در تریاس میانی و فوقانی ،در قسمت جنوب شرق این زون ،رسوبات آهکی و سیلیسی آواری به مرمر،شیست،گنیس و کوارتزیت درجه متوسط تا بالا تبدیل گردیده اند( سبزه ئی،۱۳۷۱).
همچنین در این زمان شاهد پویش های ماگمایی درونی و بیرونی هستیم که این شواهد از پویایی فرایندهای فشاری در این زمان حکایت می کنند و بسیاری از پژوهشگران آن ها را به فرورانش قلمرو اقیانوسی نئوتتیس نسبت می دهند (بلون و برود۱۱۹۷۵) . بعد از کوهزایی سیمرین پیشین،فعالیت آتش فشانی آندزیتی در زون سنندج – سیرجان صورت گرفته است.در اواخر ژوراسیک فاز کوهزایی سیمرین پسین ، سبب چین خوردگی رسوبات سنندج – سیرجان شده است.در کرتاسۀ تحتانی دوباره دریا در زون سنندج – سیرجان به خصوص در منطقه سنندج – سیرجان پیشروی نموده، رسوبات کرتاسه تحتانی و فوقانی را به صورت هم شیب بر روی رسوبات چین خوردۀ ژوراسیک قرار می دهد ( هادی پور جهرمی ،۱۳۷۷).
در کرتاسه فوقانی ، جنبش های تکتونیکی شدید ( فاز لارامین) در زون سنندج – سیرجان رخ داده که موجب در هم آمیختگی رسوبات و روراندگی های شدید شده است و موجب استقرار توده افیولیت – رادیولاریت در نوار زاگرس مرتفع شده است( درویش زاده، ۱۳۷۰).
در نتیجه این فاز تکتونیکی لبه جنوب غربی بلوک ایران (زون سنندج – سیرجان) از آب بالا آمده و در بسیاری از مناطق ایران مرکزی و زون سنندج – سیرجان چین خوردگی نیز به وقوع پیوسته است (اشتوکلین ،۱۹۶۸). زون سنندج – سیرجان از نظر ولکانیسم ،در ائوس نسبتاً آرام بوده و در پایان ائوسن ،فاز کوهزایی دیگری (پیرنئن) بر ایران مرکزی و زون سنندج – سیرجان اثر کرده است.در نتیجۀ این فاز کوهزایی، پی پرکامبرین بازهم بالاتر آمده است. در طی فاز کوهزایی ائوسن – الیگوسن ، توده های بازیک نظیر گابروی خر زهره و پنجوین و توده های اسیدی نظیر توده گرانیتوئیدی گوشه (بهزاد ، ۱۳۹۰،احمدی خلجی ،۱۳۸۵) نفوذ کرده اند.پس از فازهای کوهزایی استیرین و پاسادنین در کواترنری ، یک فاز کششی در بیشتر نقاط ایران استنباط شده است (بربریان،۱۹۷۷).احتمالاً ولکانیسم کواترنر منطقه تکاب – قروه در زون سنندج – سیرجان نتیجۀ این فاز کششی کواترنر می باشد ( معین وزیری ، ۱۳۷۷).
۱- Bellon and Braud
۱۷
فصل دوم زمین شناسی
۲-۲-۳) چینه شناسی منطقۀ مورد مطالعه:
علی رغم تکتونیک شدیدی که پیچیدگی هایی در زمین شناسی منطقه بوجود آورده است، می توان ردیفی از سنگ ها را تشخیص داد به طوری که قدیمی ترین سنگ ها در این منطقه مربوط به پالئوزوئیک بوده که در بین روستاهای مالمیر و توان دشت برونزد دارند.این سنگ ها توسط گسل از دیگر واحدهای سنگی جدا می شوند که عمدۀ این سنگ ها ،متاریولیت و آمفیبولیت به همراه متادولومیت می باشند.این سنگ ها به سمت بالا به وسیله یک واحد ولکانو سدیمنتر از آهک و دولومیت های کریستالین چرت دار با درون لایه هایی از شیست های سبز به طور هم شیب و پیوسته پوشیدهمی شوند.سپس بخش های متاولکانیک و توف های تیره رنگ که ترکیب آندزیتی دارندو تا حد رخسارۀ شیست سبز دگرگون شده اند به همراه ولکانوسدیمنتر و مرمر تریاس ،واحد های چینه شناسی بعدی ناحیه را تشکیل می دهند(رادفر،۱۳۶۶).
مرمر در بعضی مناطق به صورت سنگ آهک متبلور سفید تا خاکستری است و به طور جزئی دولومیتی شده است.به طرف غرب ،مرمر بیشتر به چشم می خورد و دارای کیفیت مناسب به عنوان سنگ ساختمانی است.
برتیه۱ و همکاران ۱۹۷۴در مرمرهای موجود در منطقه که پیش از این توسط تییله و سید امامی ۱۹۶۸ به پرکامبرین نسبت داده شده بود موفق به یافتن ساقه کرینوئید بریوزوآ و مرجان شدند که با سن تریاس میانی – فوقانی تطبیق می نماید.بالاترین بخش از ردیف دگرگونی را سنگ های پلیتی دگرگون شده موسوم به فیلیت های همدان تشکیل می دهند که تحت دگرگونی ناحیه ای در حد رخسارۀ شیست سبز (زون کلریت) قرار گرفته اند و بیشترشامل اسلیت و فیلیت می باشند. نهشته های آهکی دگرگون شده ای که بر روی این فیلیت ها قرار دارند ،حاوی آمونیت هایی با سن توآرسین (اواخر ژوراسیک زیرین ) می باشند (واعظی پور و اقلیمی ،۱۳۶۳).
- Berthier ۱
۱۸
فصل دوم زمین شناسی
بنابراین ،سن نهشته شدن فیلیت ها ،تریاس بالایی – ژوراسیک زیرین در نظر گرفته می شود(رادفر،۱۳۶۶).
(( اینجا فقط تکه ای از متن درج شده است. برای خرید متن کامل فایل پایان نامه با فرمت ورد می توانید به سایت feko.ir مراجعه نمایید و کلمه کلیدی مورد نظرتان را جستجو نمایید. ))
بهاری فر (۱۳۸۳) ، بهاری فر و همکاران (۲۰۰۴) نیز در منطقه همدان سن این سنگ ها را ژوراسیک در نظر گرفته اند.مهمترین حادثه زمین شناسی که در این ناحیه رخ داده است پیدایش کمپلکس گرانیتوئیدی بروجرد در زمان ژوراسیک میانی و توده گرانیتوئیدی گوشه در زمان ائوسن پایانی است (احمدی خلجی ، ۱۳۸۵) که درون این فیلیت ها نفوذ کرده اند و دگرگونی مجاورتی در اثر نفوذ آن ها به وقوع پیوسته است (شکل ۲-۳). جدید ترین نهشته های موجود در منطقه مورد مطالعه آبرفت های عهد حاضر هستند. جنس این آبرفت ها بیشتر از آرن های گرانیتی است که از هوازدگی گرانیتوئید های منطقه حاصل شده اند و زمین های کشاورزی را تشکیل می دهند.
۲-۳)کمپلکس گرانیتوئیدی بروجرد
کمپلکس گرانیتوئیدی بروجرد شامل چندین رخسارۀ پتروگرافی شامل واحد گرانودیوریت ،واحد کوارتز دیوریت و واحد مونزو گرانیت می باشد.همچنین رگه ها و استوک های گرانیت روشن اسفن دار ،دایک های اسیدی ،رگه های کوارتز – تورمالین و دایک های بازیک و حدواسط نیز در این کمپلکس دیده می شود (احمدی خلجی ، ۱۳۸۵) که در این پایان نامه دایک های بازیک به تفصیل در فصل های بعدی بحث خواهند شد.
۲-۳-۱) واحد گرانودیوریت
واحد گرانودیوریت بخش اصلی کمپلکس گرانیتوئیدی موجود در منطقه را تشکیل می دهد و دارای شکل بیضوی با روند شمال غربی – جنوب شرقی بوده ودر سرتاسر منطقه گسترش دارد (شکل ۲-۳).
این واحد نسبت به سایر سنگ های موجود در منطقه به شدت هوازده و فرسوده بوده و ریخت شناسی کلی
۱۹
فصل دوم زمین شناسی
آن به صورت تپه های فرسوده کم ارتفاع می باشد که به دلیل پوشیدگی توسط رسوبات لسی کواترنر رخنمون خوبی ندارد . با این حال سنگ هایی با این ترکیب که کمتر تجزیه شده اند و مقداری از ارتفاعات را تشکیل داده اند نیز مشاهده می شود. از نظر پتروگرافی ، این سنگ ها دارای بافت گرانولار تا پرفیروئید بوده و در نمونه دستی عموماً دانه متوسط تا دانه درشت هستند و غالباً به رنگ خاکستری دیده می شوند و ترکیب کانی شناختی ساده و همگنی از کانی های کوارتز ، پلاژیوکلاز ، بیوتیت و آلکالی فلدسپار دارند . کانی های فرعی شامل آپاتیت ، زیرکن ، آلانیت و اپاک می باشند و یک جهت یافتگی بارز ناشی از جهت یافتگی کانی ها ( بویژه بیوتیت ) در آن ها ملاحظه می گردد.در قسمت شمالی و در بخش های حاشیه ای ،این واحد حاوی آندالوزیت و گاه گارنت می باشد.فراوانی بلورهای آندالوزیت در جاهای مختلف متفاوت است و جهت یافتگی خاصی را نشان نمی دهند. گاه مقدار بلورهای آندالوزیت آنقدر زیاد است که سنگ به یک آندالوزیت هورنفلس شباهت پیدا می کند.اما گارنت فقط در بخش حاشیه ای و در جاهایی که این کانی در سنگ های دگرگونی میزبان دیده می شود،یافت می گردد.بلورهای آندالوزیت در این سنگ ها در اثر واکنش یا سیالات ماگمایی پتاسیم دار تا حد زیادی به مسکوویت یاسریسیت دگرسان گردیده اندو شناخت آن ها در زیر میکروسکوپ به آسانی امکان پذیر نیست.از آنجایی که این بلورها دانه درشت هستند و قابل مقایسه با اندازه سایر کانی های سازنده این سنگ ها نیستند و از طرف دیگر در سنگ های دگرگونی میزبان چنین کانی های دانه درشتی به فراوانی یافت می شود لذا بنظر می رسد که این آندالوزیت ها منشأ دگرگونی دارند. گارنت ها نیز سر گذشت مشابه ای با آندالوزیت ها دارند به طوری که این کانی ها به صورت بی شکل تا نیمه خود شکل دیده می شوند و در امتداد شکستگی ها دگرسان شده اند و با جمعی از بیوتیت ها همراهی می شوند ( قهرمانی ، ۱۳۹۰). علاوه بر این با توجه به این که این کانی ها فقط در محل هایی که در سنگ های دگرگون میزبان دیده می شوند ، یافت می گردند لذا می توان گفت که این کانی ها در طی جریان ذوب سنگ های دگرگونی از ذوب شدن مصون مانده اند و به درون مذاب راه یافته اند و سپس در طی اقامت خود در ماگما با سیالات واکنش داده و دگرسان شده اند(آلن و کلارک ۱۹۸۱)۱.
۱-Allan and Clarke
