بررسی سازوکارهای دگرریختی شکل پذیر پهنه سنندج- سیرجان در گستره منگاوی(جنوب خاور همدان)
| دسته | تکتونیک |
|---|---|
| گروه | سازمان زمین شناسی و اکتشافات معدنی کشور |
| مکان برگزاری | بیست و ششمین گردهمایی علوم زمین |
| تاريخ برگزاری | ۱۴ اسفند ۱۳۸۶ |
چکیده :
منطقه مورد پژوهش به وسعت ۵۶ کیلومتر مربع در ۴۰ کیلومتری جنوب خاور شهر همدان و در بخش شمالی پهنه سنندج- سیرجان قرار دارد. واحد های سنگی، در این گستره به صورت نوارهایی با راستای شمال باختر- جنوب خاور قرار گرفته اند. سن سنگ های دگرگونی به پالئوزوئیک تا اوایل ژوراسیک نسبت داده می شود و سن توده پگماتیتی صد میلیون سال برآورد شده است. این مجموعه در طی سه مرحله دچار دگرریختی شکل پذیر گردیده است. در مرحله اول برگوارگی S۱ به طور موازی با لایه بندی اولیه تشکیل شده که کانی های تشکیل دهنده این برگوارگی مسکویت، بیوتیت و کوارتز هستند. چین های نسل اول به صورت خوابیده بسته تا هم شیب می باشند و سطح محوری آن ها به موازات لایه بندی اولیه است.در مرحله دوم دگرریختی، برگواره فراگیر منطقه S۲به صورت برگواره کنگره ای تشکیل شده است. این مرحله با تشکیل چین هاى بسته تا هم شیب و مایل تا خوابیده نسل دوم همراه است که توسط دگرریختی نسل سوم چین خورده اند. تشکیل بودین های موجود به دگرریختی مرحله دوم نسبت داده شده و با چین های نسل دوم همزمان می باشند. در مرحله سوم دگرریختی برگوارگی S۳به صورت برگوارگی کنگره ای فاصله دار و به صورت موازی یا نیمه موازی با سطح محوری چین ها تشکیل شده است. این مرحله با تشکیل چین هاى بسته (Close) تا باز (Open) نسل سوم در منطقه همراهاست که چین هاى نسل قبل را تحت تاثیر قرار داده اند. این چین ها اغلب قائم مى باشند و محورآنها تقریباً افقى یا دارای میل کمی است. چین هاى نسل دوم با چین هاى نسل سوم هم محور بوده و طرح تداخلى نوع سوم (hook) را ایجادکرده اند. به نظر می رسد بالا آمدن توده نفوذی با دگرریختی مرحله سوم همزمان بوده است.
شبنم رباطی، دانشجوی کارشناسی ارشد تکتونیک، دانشگاه شهید بهشتی
سید احمد علوی، دکترای تکتونیک، هیئت علمی دانشگاه شهید بهشتی
محمد رضا قاسمی، دکترای تکتونیک، معاون سازمان زمین شناسی کشور
احمد لشکری، کارشناسی ارشد تکتونیک، پژوهشکده علوم زمین
مقدمه :
گستره مورد مطالعه در 40کیلومتری جنوب خاوری شهر همدان (شکل1) بین عرض های تا شمالی و طول های تا خاوری قرار دارد، که مساحتی بالغ بر 56کیلومتر مربع را دربرمی گیرد و شامل شیست هایی با ترکیب آلومینوسیلیکاتی و توده نفوذی از جنس پگماتیت می باشد. این منطقه دربخش جنوب باختری ورقه زمین شناسی همدان(اقلیمی، 1379) و در بخش شمال باختری پهنه ساختاری سنندج- سیرجان قرار می گیرد.پهنه سنندج- سیرجان به عنوان پرتکاپو ترین حوضه ساختاری- رسوبی ایران، باریکه ای درجنوب غربی ایران مرکزی است که ناآرام ترین پهنه زمین ساختی ایران محسوب می گردد. نهشته های به ظاهر یکنواخت و گسترده ای در ناحیه شمال باختر پهنه دگرگونی سنندج- سیرجان برونزد دارند که با نام فیلیت های همدان معرفی شده اند. تغییرات دگرگونی و حضور انبوهی از توده های گرانیتوئیدی(پگماتیت منگاوی در گستره مورد مطالعه)، باعث تغییرات سنگ شناسی دگرگونی در این مجموعه سنگی گردیده که در نقشه هایزمین شناسی این منطقه (عمیدی و همکاران 1977، اقلیمی، 1379) منعکس شده است. بر اساس مطالعات سنگ شناسی در نقشه 1:100000 همدان(اقلیمی، 1379) چهار واحد سنگ شناسی زیر تشکیل دهنده شیست های همدان در این منطقه می باشد:
1- واحد شیست های گارنت آندالوزیت دار
2- واحد شیست های سیلیمانیت دار
3- واحد شیست های استارولیت دار
4- واحد اسلیت
واحدهای اول و دوم از سنگ های دگرگونی همبری(به علت نفوذ توده آذرین) و دو واحد دیگر از سنگ های دگر گونی ناحیه ای می باشند. البته در گستره مورد مطالعه آمفیبول شیست نیز به صورت لایه هایی در واحد شیست های گارنت آندالوزیت دار دیده شد. این واحد های سنگی به صورت نواری با راستای شمال باختر- جنوب خاور گسترش دارند. مرز واحد شیست های گارنت آندالوزیت دار با واحد شیست های سیلیمانیت دار به صورت گسلیو با واحد شیست های استارولیت دار به صورت تدریجی می باشد.سن این واحد های دگرگونی به پالئوزوئیک تا اوایل ژوراسیک نسبت داده می شود و سن توده پگماتیتی صد میلیون سال قبل برآورد شده است (اقلیمی، 1379).
دگرریختی در شیست های همدان موضوع مورد توجه محققین زمین شناس زیادی بوده است، از آن جمله می توان به بربریان و علوی تهرانی (1977)، فرح پور 1376،برداشت های نقشه با مقیاس 1:100000 توسط کارشناسان سازمان زمین شناسی در محدوده شیست های همدان، نوزعیم1383، Mohajjel et al, 2003 و Agard et al, 2005که به سه مرحله دگرریختی در پهنه سنندج- سیرجان اشاره نموده اند.
دراین پژوهش به بررسی سازوکارهای حاصل از دگرریختی شکل پذیر از قبیل برگوارگی، خطوارگی، چین ها و بودین ها در این گستره پرداخته می شود که منجر به تشخیص و تعیین مراحل مختلف دگرریختی شکل پذیر در آن می گردد.
سازوکارهای دگرریختی نرم در گستره مورد مطالعه عبارتند از:
- چین خوردگی
چین های مرحله اول دگرریختی به ندرت در مقیاس مزوسکوپی و میکروسکوپی مشاهده می شوند. به نظر می رسد علت آن شدتگسترش مرحله دوم دگرریختی در این مجموعه سنگی است. این چین ها در گستره مورد مطالعه فقط در یک مکان دیده شدند. چین های نسل اول به صورت خوابیده بسته تا هم شیب می باشند و سطح محوری آن ها به موازات لایه بندی اولیه است(شکل2).
دگرریختی مرحله دوم دگرریختی فراگیر این گستره می باشد. چین خوردگی نسل دوم با تشکیل چین های بسته تا هم شیب و مایل تا خوابیده شناساییمی شود(شکل3).این چین ها اغلب بصورت خوابیدهمشاهده می شوند (شکل4)و تحت تاثیر دگرریختی مرحله سوم قرار گرفته اند(شکل5).
مرحله سوم دگرریختی با تشکیل چین های بسته (Close) تا باز (Open) نسل سوم در منطقه نمایاناست که چین های نسل قبل را دچار چین خوردگی نموده اند. این چین ها اغلب قائم می باشند و محورآنها تقریباً افقی یا با میل کم است(شکل6).
چین های نسل دوم با چین های نسل سوم هم محور بوده و طرح تداخلی نوع سوم (hook) را ایجادکرده اند (شکل7).
چین نسل اول فقط در یک مقطع نازک دیده شد(شکل8).چین های نسل دوم و سوم در مقاطع نازک به همراه برگوارگی نسل اول دیده شدند(شکل9).
چین های نسل سوم در هر دو مقیاس مزوسکوپی و میکروسکوپی به راحتی مشاهده شدند(شکل10). سیلیمانیت های(فیبرولیت) چین خورده موجود با دگریختی نسل سوم مرتبط هستند(شکل11).
پگماتیت ها در این منطقه شواهدی از چین خوردگی نشان می دهند که در مقیاس مزوسکوپی و ماکروسکوپی قابل مشاهده است. به نظر می رسد همزمان با نفوذ توده پگماتیتی این چین ها در همبری بین شیست و پگماتیت ایجاد شده باشند. ویژگی های این چین ها با چین های نسل سوم موجود در شیست ها همخوانی دارد(شکل12). بنابراین بالا آمدن توده نفوذی همزمان با مرحله سوم دگرریختی بوده است.
- برگوارگی
با توجه به اینکه این گستره تحت تاثیر چندین مرحله دگرریختی واقع شده نسل های متفاوتی از برگوارگی در آن مشاهده می گردد. در شیست ها، عامل ایجاد برگوارگی به موازات هم قرارگیری کانی های بیوتیت، مسکوویت وکوارتز می باشد. در طی دگر ریختی پیشرونده، برگوارگی میلونیتی در سنگ های منطقه مورد مطالعه تشکیل شده است که در نقاطی که سنگ ها در پهنۀ برش شکل پذیر واقع شده اند، شدت دگرریختی در آن ها بیشتر است و با دور شدن از پهنه برش، از شدت میلونیتی بودن آن ها کاسته می شود(شکل13).
برگوارهS1 برگواره ممتد و به موازات لایه بندی می باشد که به علت تاثیر قوی و وسیع دگرریختی D2 بر منطقه، این برگوارگی بندرت در مقیاس مزوسکوپی و میکروسکوپی دیده می شود(شکل2).برگوارگی نسل اول با تشکیل کانیهای صفحه ای از قبیل مسکویت به موازات سطح محوری چین های نسل اول در منطقه تشکیل شده است.
برگواره فراگیر منطقه برگواره S2می باشدکه به صورت برگوارگی کنگره ای (Crenulation Foliation)است(شکل های 14- 15) و دارای موقعیت های متفاوتیاست (شکل16) که به نفوذ توده پگماتیتی مربوط می شود. رشد قوی از کانیهای دگرگونی در امتداد این برگوارگی دیده نمی شود. پورفیروبلاست های گارنت رشد یافته در مرحله پیشین در این مرحله توسط برگوارگی نسلدوم دور زده می شوند.
برگوارگی S3 به صورت برگوارگی فاصله دار(Disjunctive Foliation)کنگره ای می باشد و در قسمت های زیادی از منطقه مشاهده می شود(شکل17). این برگوارگی چون به صورت موازی یا نیمه موازی با سطح محوری چین ها است، برگوارگی سطح محوری نیز نامیده می شود.
در پگماتیت های گستره مورد پزوهش برگوارگی باند برش (ساختار َS-C)دیده شد(شکل18). برگوارگی باند بزش به دلیل داشتن عدم تقارن داخلی (شکل سیگمای برگوارگی قدیمی در بین باندهای برشَC) و نیز عدم تقارن خارجی(زاویه بین برگوارگی های Sقدیمی و باند برش) می تواند به عنوان شاخص سوی برش به کار رود(Passchier & Trouw, 2005
- خطوارگی
خطوارگی های مشاهده شده در سنگ های گستره از نوع خطوارگی کانی (mineral lineation) و خطوارگی کنگره ای(lineationcrenulation) هستند. خطوارگی کانیL3 به واسطه جهت یافتگی ترجیحی دانه های استوانه ای شکل آندالوزیت به طور موازی و نیمه موازی با راستای محور ریز چین های نسل سوم در شیست ها تشکیل شده اند(شکل19). خطوارگی کنگره ای L3 نیز در منطقه مورد مطالعه با پراکندگی کمتری وجود داردکه با خط های لولا (hinge line) ریز چین های نسل دوم در صفحۀ برگوارگی مشخص می شود(شکل20). راستا و میل خطواره ها بسیارمتغیر است که در ازتباط با توده نفوذی گنبدی شکل منطقه می باشد.
- رگه های نردبانی (en echelon)
در طی دگر ریختی پیشرونده برش ساده از تغییر در جهت یافتگی رگه های S شکل، رگه های نردبانی تشکیل می گردند(شکل های 21- 22). این رگه ها توسط کانی های رشته ای که به طور افزایشی رشد می کنند، پر می شوند و در جهت موازی شدن با دیواره های پهنه برشی در بخش مرکزی منطقه دچار چرخش می شوند.
- بودین شدگی و مولیون(Mullion)
با توجه به این که هر نوع جریانی شامل منطقه های کششی و فشارشی می باشد، بودین ها و چین ها می توانند به طور همزمان در لایه ها و رگه هایی با جهت یابی ها مختلف، تشکیل شوند. در منطقه مورد پژوهش نیز تشکیل بودین ها به دگرریختی مرحله دوم مربوط است و با چین های نسل دوم همزمان می باشد. اگر جهت یافتگی لایه، صفحه بین بودین ها، برگوارگی و خطوارگی ها در سنگ دارای تقارن منو کلینیکی باشند، لغزش بر روی صفحه بین بودین ها می تواند، هم ساز (بودیناژ هم ساز با لغزشsynthetic slip boudinage- SSB) و یا نا هم ساز (بودیناژ نا هم ساز با لغزش antithetic slip boudinage- ASB ) نسبت به سوی برش انجام گیرد. هندسه بودین هایی که هم ساز با لغزش(SSB) یا نا هم ساز با لغزش (ASB) شکل گرفته اند، در بیشتر موارد متفاوت می باشد و دو نوع هندسه مختلف را می توان تشخیص داد: بودین های نوع باند برش که مطابق با بودین های نوعSSB و بودین های نوع دومینو که مطابق با بودین های نوعASB می باشند(Passchier & Trouw, 2005) (شکل23).از بودین های نامتقارن (ASB,SSB) برای تعیین سوی برش استفاده می شود (شکل های 24- 29). در منطقه مورد مطالعه، بودین های نامتقارن (ASB,SSB) در اثر عملکرد فرآیند کشش در طی دگرریختی پیشرونده برش ساده تشکیل شده اند و در برخی موارد رگه ها چین خورده و سپس بودین شده اند که این پدیده تاریخچه کرنش را به خوبی نشان می دهد(شکل30). این رگه در اثر دگرریختی مرحله دوم بودین شده و به همراه دگرریختی مرحله سوم چین خورده است.
در گستره مورد مطالعه پگماتیت ها نسبت به شیست ها دربرگیرنده خود از مقاومت بیشتری برخوردار هستند. بنابراین به نظر می رسد ساختار مولیون مشاهده شده در پگماتیت ها نیز به همین دلیل تشکیل شده باشد(Twiss & Moores, 1992)(شکل31).
نتیجه گیری :
چین های مرحله اول دگرریختی به ندرت دربرونزدها مشاهده می شوند و علت آن شدت گسترش مرحله دوم دگرریختی در این مجموعه سنگیاست. چین های نسل اول به صورت خوابیده بسته تا هم شیب می باشند و سطح محوری آن ها به موازات لایه بندی اولیه است. برگوارگیS1 ممتد و به موازات لایه بندی می باشد.این برگوارگی از کانی های دگرگونی مثلموسکویت، بیوتیت تشکیل شده است. دگرریختی غالب در این سنگ ها با مرحله دوم همراه بوده که بشدت لایهبندی و برگوارگی مرحله نخست را تحت تاثیر قرار داده است. چین های نسل دوم در مقیاس مزوسکوپی بصورتبسته تا هم شیب هستند که اغلب بصورت خوابیده مشاهده می شوند و تحت تاثیر چین خوردگی مرحله سوم قرار گرفته اند. برگواره فراگیر منطقه برگواره S2می باشدکه به صورت برگوارگی کنگره ای است. بودین های موجود در گستره، حاصل از دگرریختی مرحله دوم می باشند. در مرحله سوم دگرریختی برگوارگی سطح محوری S3 به صورت کنگره ای فاصله دار با گسترش باندهای پر میکا و باندهای کوارتز فلدسپاری گسترش یافتهاست. چین های نسل سوم به صورت بسته تا باز و با سطح محوری قائم تشکیل شده اند. چین های نسل دوم با چین های نسل سوم هم محور بوده و طرح تداخلی نوع سوم(hook) را ایجادکرده اند. به نظر می رسد در گستره مورد مطالعه بالا آمدن توده نفوذی همزمان با مرحله سوم دگرریختی باشد.
◊◊◊◊◊◊◊
منابع فارسی :
1- اقلیمی، ب (1379)، نقشه زمین شناسی ورقه همدان (000‚100 : 1)، سازمان زمینشناسی کشور.
2- عمیدی، م.،مجیدی، ب.،سبزه ای، مسیب، علوی تهرانی، ن.، قرشی، منوچهر (1977)،نقشه زمین شناسی چهارگوش همدان (000‚250 : 1)، سازمان زمین شناسی کشور.
3- فرهپور، م (1376)، تحلیل پتروفابریکی سنگ های دگرگونی ناحیه ای شرق باتولیت همدان، پایان نامه کارشناسی رشد، دانشگاهتربیت مدرس،120صفحه .
4- نوزعیم ، ر(1382)، تحلیل ساختاری شیست های همدان در منطقه چشمه پهن، پایان نامه کارشناسی ارشد، دانشگاه تربیت مدرس، 128 صفحه .