مقدمه
سنندج – سیرجان باریکهاى از جنوب غربی ایران میانى است که در بلافصل شمال خاورى راندگى اصلى
زون زاگرسپزاگرس قرار دارد. ویژگیهاى سنگى و ساختارى سنندج – سیرجان معرف یک گودى ژرف (Trough) و یا کافت میانه بلوک در سپر
پرکامبرین ایران و عربستان است. به همینرو ویژگیهاى زمینشناختى آن با پهنههاى مجاور تفاوتهاى آشکار دارد. تفاوتهاى ویژه این زون سبب شده است تا از گذشتههاى دور مورد توجه و مطالع زمینشناسان باشد.
درازاى زون سنندج – سیرجان حدود 1500 و پهناى آن 150 تا 250 کیلومتر است که از باختر
دریاچه ارومیه آغاز میشود و در یک راستاى شمال غربی – جنوب شرقی تا گسل میناب، در شمال بندرعباس، ادامه مییابد. نیاز به یادآورى است که در
پهنه مکران باریکهاى از پوسته قارهاى به نام کمپلکس دورکان وجود دارد که مک کال (1985) آن را ادامه شرقی زون سنندج – سیرجان میداند. در جهت شمال غرب ، گودى درون قارهاى سنندج – سیرجان تا جنوب شرقی ترکیه ادامه دارد که پس از تغییرى در روند آن تا ماسیف بیتلیس ادامه مییابد .
برخلاف مرز جنوب غربی، که با
راندگى اصلى زاگرس مشخص میشود، ارتباط شمال شرقی سنندج – سیرجان با مناطق دیگر ایران میانى، به دلیل پوشش گسترده سنگهاى
ترشیرى و کواترنر، تغییرات جانبى رخسارهها و نیز دگرشکلیهاى پیچیده، به خوبى مشخص نیست. فروافتادگیهاى دریاچه ارومیه، توزلوگل، گاوخونى و جازموریان فصل مشترک تقریبى سنندج – سیرجان با ایران میانى است (اشتوکلین، 1968).
تکتونیک و فعالیت سنندج-سیرجان
راستاى مستقیم سنندج - سیرجان در فاصله میان دریاچه ارومیه و اسفندقه، به طور محلى نمایانگر سامانهاى راستالغز است. در راستاى جنوبى این ناحیه، گسلهاى مستقیمى مانندآباده، دهشیر، شهربابک و بافت مشخصاند که بعضى از آنها نشانگر جابهجایى امتداد لغز راستگرد در رسوبات کواترنرى میباشند (شیـخالاسلامى، 1381). همخوانى روند ساختـارى، یکسانى الگوى ساختارى، چیرگى راندگیها به ویژه پذیرش الگوى استاندارد مناطق کوهزادى در زونهاى برخوردى، سبب شده است تا زمینشناسانى مانند فالکن (1961)، برو و ریکو (1971)، هینز و مککوییلن (1974)، فرهودى (1978) و علوى (1994)، سنندج – سیرجان را زیر زونى از کوهزاد زاگرس بدانند. ولى، ترتیب رسوبات، چارچوب زمینساختى و به ویژه رویدادهاى زمینساختى و فعالیتهاى
ماگمایى – دگرگونى سبب شده تا گروهى بزرگ از زمینشناسان، ویژگیهاى سنندج – سیرجان را با مناطق پرتحرک مرکز و شمال ایران قیاس کرده و آن را زیرزونى از
ایران میانى بدانند. با این حال، تفاوتهایى مانند پیروى از روند ساختمانى زاگرس، نبود نسبى سنگهاى آتشفشانى دوره ترشیرى، محدودیت گسترش سنگهاى ترشیرى، فراوانى نفوذیهاى گرانیتى – دیوریتى
مزوزوییک و سنوزوییک، فراوانى نسبى سنگهاى آذرین بیرونى
پالئوزوییک (سیلورین – دونین – پرمین)، عملکرد احتمالى رویدادهاى زمینساختى پیش از پرمین، و سرانجام
دگرگونى به نسبت پیشرفته جنبشهاى سیمرین پیشین از ویژگیهاى بارز سنندج – سیرجان است که وابستگى آن را با زونهاى مجاور پرسشآمیز و مستقل دانستن آن را پیشنهاد میکند. ویژگیهاى بارز سنندج – سیرجان به ویژه فرآیندهاى دگرگونى آن در همه جا یکسان نیستند. در نیمه جنوب شرقی این زون پدیدههاى دگرگونى به طور عمده حاصل عملکرد
کوهزایى سیمرین پیشین است در حالى که در نیمه شمالى آن رویدادهاى سیمرین میانى به ویژه
کوهزایى لارامید از عوامل پلوتونیسم و دگرگونى هستند. به همین دلیل افتخارنژاد (1359)، زون سنندج – سیرجان را به دو بخش سنندج - همدان و همدان – سیرجان تقسیم میکند.
تاریخچه چینهنگارى سنندج - سیرجان :
در زون سنندج – سیرجان، پدیدههاى دگرگونى، ماگماتیسم و زمینساخت پى در پى و همآهنگ با فازهاى زمینساختى شناخته شده در مقیاس جهانى در بیشترین مقدار است. به همینرو، این زون ناآرامترین و به گفتهاى دیگر پویاترین پهنه زمینساختى ایران است.
درباره پیسنگ
پرکامبرین این پهنه، اطلاع روشنى در دست نیست. در پارهاى از گزارشها پیسنگ، متشکل از
آمفیبولیت ،
گنیس و آمفیبولیت شیست دانسته شده است. سبزهئى (1373)، پیسنگ پرکامبرین سنندج – سیرجان را با نواحى رودان قیاس کرده و پیسنگ را نوعى
پوسته اقیانوسى میداند.
از اواخر پالئوزوییک پیشین، این زون به حوضهاى در حال نشست تبدیل و با نهشتههاى آوارى انباشته شده است. نیروهاى کششى مؤثر در فرونشست، موجب ظهور و خروج ماگماهاى بازالتى از نوع قلیایى قارهاى شده که اوج آن در دونین بالایى است. نبود سنگهاى
کربنیفر بالایى نشان میدهد که حرکتهاى خشکیزاى فلات ایران همچنان بر این زون اثرگذار بوده است که بارزترین اثر آن، ایجاد پستى و بلندى است. ولى، تیله و همکاران (1968) بر این باورند که فاز هرسینین همراه با دگرگونى بوده است. مجموعه پرمین زون سنندج – سیرجان، کم و بیش با ایران مرکزى همانند است، ولى سنگهاى شیلى
پرمین در این پهنه بیشترند و در برخى نقاط مانند حاجیآباد، اقلید، گلپایگان و مریوان با دیابازهاى قلیایى و بازالت همراه است. به جز موارد نادر، سنگهاى پرمین را شیستهاى
تریاس بالا – ژوراسیک پوشاندهاند و شواهد موجود گویاى این است که در میانههاى تریاس حوادثى بس مهم روى داده که در نتیجه آن سنگهاى زون سنندج – سیرجان دچار دگرگونى دیناموترمال شدهاند که تا رخساره آمفیبولیت پیشرفته و در اعماق پایینتر به ذوب آناتکتیک رسیده است. از آغاز تریاس پسین تا
کرتاسه پسین در فرونشست ژرف سنندج – سیرجان رسوبات آوارى و گاه کربناتى، همراه با سنگهاى ماگمایى انباشته شده است این توالیها، زیر تأثیر فاز کوهزایى لارامید قرار گرفتهاند که حاصل آن پایدارى و سخت شدن بخشهاى شمال باخترى زون سنندج – سیرجان است به گونهاى که در نواحى باختر ارومیه، میاندوآب، بوکان و مهاباد، رسوبات آهکى الیگوسن – میوسن (سازند قم) چینخوردگى ملایم و دامنه کوتاه دارند (افتخارنژاد، 1359). به جز چند ناحیه، در زون سنندج – سیرجان، سنگهاى سیستم ترشیرى گسترشى چندان ندارند.
از دیدگاه ژئودینامیکى، شیخالاسلامى (1381) نکتههاى زیر را باور دارد .
الف) بازشدگى درون قارهاى به سن پالئوزوییک در حاشیه شمالى
گندوانا.
ب) جدا شدن ورق ایران از گندوانا در حاشیة جنوبى خود به دنبال بازشدگى تتیس جوان پس ار پرمین میانی.
ج) از آغاز تریاس پسین، سنگ کره اقیانوسى 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 برافزایشى را شکل داده است.
د) بسته شدن تتیس جوان در انتهاى مزوزوییک. در این زمان حاشیه قدیمى ایران (سنندج – سیرجان) با مجموعة دگرگون همراه با افیولیتهاى تتیسى بر روى حاشیه قدیمى عربى – گندوانایى رانده شدهاند.
با توجه به دیرینه جغرافیایى گفته شده میتوان پذیرفت که زون سنندج – سیرجان داراى یک زمینه ساختارى اصلى است که از پرکامبرین پسین با کافتن آغاز شده و در کوهزایى سیمرین پیشین با وارونگى زمینساختى پایان یافته و سپس حوضههاى توربیدیتى مزوزوییک در تریاس پسین شکل گرفته و در فاز سیمرین میانى و یا لارامید بسته شده است. همه سنگهاى سنندج – سیرجان را میتوان در سه واحد زمینساختى – چینهنگاشتى پرکامبرین پسین – تریاس میانى، تریاس بالایى – کرتاسه و مجموعه ترشیرى جاى داد.
مقالات مرتبط با عنوان: