مقدمه

یکی از ویژگی‎های کرتاسة ایران، تأثیر قابل ملاحظة تنش‎های زمین‎ساختی است که گاه به صورت فشارشی و گاهی به صورت کشش بوده‎اند. در حالت‎های کششی، فرونشست‎های باریک و عمیق (از نوع تتیس جوان) به وجود آمده که در بسیاری از حالات، تا رسیدن به گوشته پیش‎رفته است و در نتیجة آن، ضمن تشکیل کافت‎های درون قاره‎ای عمیق و انباشت رسوبات، مواد ماگمایی، به ویژه مربوط به گوشته، در این فرونشست‎ها جایگیر شده‎اند. در فازهای فشردگی، ضمن بسته شدن کافت‎های درون قاره‎ای، چین‎خوردگی، دگرگونی و آمیختگی رسوبات روی داده است.

یافته‎های زمین‎شناسی ایران نشانگر آن است که ماگمازایی و دگرگونی کرتاسه به طور عمده نتیجة سه جنبش زمین‎ساختی سیمرین پسین (نئوکومین – آلبین)، فاز اتریشی (سنومانین – سانتونین) و رخداد لارامید (ماستریشتین پایانی) است.

ماگمازایی کرتاسة پایین گسترش محدودی دارد، در حالی که، جنبش‎های کرتاسة پسین با دگرگونی و ماگماتیسم و به ویژه افیولیت‎زایی همراه بوده و مسایل جالبی در ارتباط با اقیانوس‎زایی مطرح می‎کند. افزون بر دگرگونی و ماگماتیسم، بسته شدن زمیندرزهای کهن و فرارانش آمیزه‎های افیولیتی بر روی حاشیة ریزقاره‎ها، از ویژگی‎های کرتاسة ایران است که در اواخر کرتاسه رخ داده و در برخی از نواحی تا پالئوسن ادامه داشته است.

سنگ‌های آتشفشانی کرتاسه

از نظر زمانی، سنگ‎های آتشفشانی کرتاسة ایران را می‎توان به دو گروه کرتاسة پایین و کرتاسة بالا تقسیم کرد. گدازه‎های کرتاسة بالا، دو خاستگاه متفاوت دارند. بخشی از آنها حاصل ذوب پوسته‎های قاره‎ای و بخش دیگر مربوط به آخرین مراحل ماگماتیسم اقیانوسی است . از ترکیب تکاپوهای آتشفشانی کرتاسه جز در موارد نادر، اطلاع دقیقی در دست نیست. به گزارش کازمین و همکاران (1986)، گدازه‌های ژوراسیک پسین – نئوکومین و کرتاسة پسین ایران ترکیب کلسیمی - قلیایی دارند.

«سنگ‌های آتشفشانی کرتاسة پایین »، به طور عمده به صورت تکاپو‌های آتشفشانی پس از کوهزایی بوده و به طور اساسی شامل سنگ‌های بازیک قلیایی است. سنگ‌های بازالتی این زمان در مناطق قاین، خارتوران، تهران قزوین، رشت، ارومیه، سنندج و ... گزارش شده است. در آمل و ساری، بازالت‌های کرتاسة پایین با مواد آذرآواری همراه‌ است. جدا از بازالت، گاهی گدازه‌های کرتاسة پایین از نوع آندزیتی - تراکیتی (منطقة سنندج)، بازالتی – آندزیتی (منطقة خوی)، آندزیتی (منطقة انار) و آندزیتی همراه با توف (مناطق اقلید و نایین) است.سنگ‌های آتشفشانی کرتاسة پایین را بیشتر در زون سنندج – سیرجان، یا کمان ماگمایی ارومیه – بزمان و پهنة البرز می‌توان دید. نواحی زیر از جمله مناطقی است که سنگ‌های آتشفشانی کرتاسة پایین در آن گزارش شده است.

* در اقلید، در میان سنگ‌های کرتاسة پایین، گدازه‌های بازالتی، همراه با برش آتشفشان و توف وجود دارد که دستخوش دگرسانی ثانویه شده‎اند. (هوشمند‌زاده، 1367).

* در نایین، یک مجموعة رسوبی – آتشفشانی در قاعدة آهک‌های اُربیتولین‌دار کرتاسه پایینی دیده می‌شود (عمیدی، 1975).

* در سَرو بالا، سنگ‌های آتشفشانی آندزیتی کرتاسة پایین با لایه‌ها و یا عدسی‌های آهکی از یکدیگر تفکیک می‌شوند (عمیدی، 1975).

* در گلپایگان، از نوع، تراکیت‌های غنی از فلدسپار و بازالت است ( تیله و همکاران، 1968).

* در مهاباد، از نوع آندزیت، ریولیت و توف است ( افتخارنژاد، 1978).* در حاجی‌آباد، از نوع آندزیت است (هوشمندزاده).

* در کبودرآهنگ (شمال همدان) از نوع آندزیت با ترکیب متنوع بازالت، توف‌های آندزیتی، کراتوفیر به ضخامت 300 تا 500 متر است (بلورچی، 1975).

* در ناحیة زنجان، از نوع آندزیت میان‎لایه‌ای با سنگ‎آهک‌های اُربیتولین‌دار است (اشتوکلین، 1969).

* در شرق دماوند، از نوع گدازه‌های بازیک مخلوط با گچ (سازند گچ و ملافیر) است (اشتایگر، 1966).

* در جنوب چالوس، از نوع بازالت‌های آندزیتی و بازالت‌های اولیوین‌دار است که کارتیه (1971) به آن سازند چالوس نام داده است.

* در بندرانزلی، از نوع گدازه‌های زیردریایی و توف‌های آندزیتی همراه با آهک‌های ریفی (دیویس و همکاران، 1972).

* در جواهرده، همراه با نهشته کربناتی آهکی کرتاسة پایین لایه‌های توفی نیز وجود دارد.

* در پل رود، سنگ‌های آتشفشانی کرتاسة پایین حدود 1100 متر بازالت‌ حفره‌دار همراه با لایه‌های نازک آگلومرایی است (کلارک و همکاران، 1975).

* در البرز مرکزی، گدازه‌های کرتاسة پایین شامل دیاباز الیوین و اوژیت‌دار و دیاباز هماتیتی (ملافیر) است که گاهی در قاعدة سنگ‎آهک‌های اُربیتولین‌دار سازند تیزکوه قرار دارند.

« سنگ‌های آتشفشانی کرتاسة بالا » به طور عمده به صورت گستره‌های آتشفشانی بازیک تا حدواسط مانند سنگ‌های بازالتی – اسپیلیتی است. اثرات دگرسانی بر این مجموعه، موجب بروز پاراژنز ثانویه و تشکیل سنگ‌های ماگمایی دگرگونی و یا دگرسان، گردیده است. سنگ‌های آتشفشانی کرتاسة بالا به ویژه در نواحی زیر گزارش شده‌اند:

* در اهر از نوع بازالت‌های زیردریایی، آندزیت، تفریت‌های آنالیسم‌دار همراه با مواد آذرآواری (لسکویه و همکاران، 1978).

* در سنندج – مهاباد، از نوع سنگ‌های آتشفشانی با خصلت متوسط تا بازیک (افتخارنژاد، 1980).

* درکمان ماگمایی ارومیه – بزمان به ویژه سورک نطنز و نایین از نوع ریولیت (درزیر) آندزیت و داسیت (دربالا)، به ضخامت 100 تا 1200 متر ( عمیدی، 1975).

* دردامنة شمالی البرز مرکزی به ویژه عَلَم‎کوه، پل‌ رود، چم‌رود، لاهیجان، اَملَش از نوع آتشفشان‌های اسید تا بازیک (کلارک و همکاران، 1975).

* در زنجان از نوع آندزیت‌های پیروکسن و هورنبلند‌دار (اشتوکلین و همکاران، 1964).

* در البــرز شرقی دایک‌هایـی سازند لار را قطع کرده‌اند که سن پرتوسنجــی آنها 8/1±96، 6/1± 108 و 6/1±100، است که از نوع قلیایی گاهی سدیمی و گاهی پتاسیمی است ( اشتامفلی، 1978).

* در خارتوران در مرز میان کرتاسة زیرین – بالایی تکاپو‌های آتشفشانی همراه با رسوبات پلاژیک گزارش شده است ( ری‎یر و محافظ، 1972).

* در شمال تبریز، فلیش‌های کرتاسة بالا، همراهانی از سنگ‌های آتشفشانی دارند (افتخارنژاد و همکاران، 1975).

* در ماسوله، سنگ‌های آتشفشانی به صورت میان‎لایه‌ای همراه با سنگ‌های ماستریشتین ‌است (دیویس و همکاران، 1972).

در باریکه‌های افیولیتی نواحی گوناگون ایران از جمله شمال سبزوار، شرق کاشمر، تربت حیدریه، ماکو، غرب ارومیه و ... ، گدازه‌های آندزیتی – بازالتی گسترده‌ای وجود دارد که اغلب با رسوبات پلاژیک کرتاسة بالا و یا سنگ‌های مجموعه‌های افیولیتی همراه است. این گدازه‌ها مربوط به آخرین تکاپوی ماگمایی کرتاسة بالایی، از توالی افیولیتی دانسته شده‌اند. ماهیت ماگماتیسم بازالتی وابسته به این مجموعه، از نوع تولئیتی است.

در برخی نواحی ایران از جمله در شمال زاهدان، گدازه‌های کرتاسة بالا به درون حوضة فلیشی راه یافته و مجموعه‌های آتشفشانی - رسوبی کرتاسة بالا را به وجود آورده‎اند.

توده‌های نفوذی کرتاسه

همة توده‌های نفوذی کرتاسه دارای سن کرتاسة پسین و در ارتباط با فاز کوهزایی لارامید هستند که ممکن است ناشی از ذوب پوستة سیالیک باشند. توده‌های نفوذی کرتاسة بالایی، به ویژه در امتداد حاشیة قاره‌ای فعال ایران مرکزی، یعنی در زون سنندج – سیرجان رخنمون دارند. افزون بر آن، تودة نفوذی بزمان در حاشیة جنوبی بلوک لوت و نیز یک بیرون‌زدگی در ناحیة البرز باختری گزارش شده است. به نفوذ‌های یاد شده، باید دایک‌ها و گاه توده‌های استوک مانند را افزود که به طور معمول ترکیب حدواسط – بازیک دارند.

« در البرز باختری »، نفوذی کرتاسة پسین منحصر به یک تودة کوچک از سینیت و مونزونیت است که سنگ‌های گروه شمشک را بریده‌اند. این تودة کوچک را آنلـز (1975) به نام « مونزونیت سرده » نامگذاری و به زمان کرتاسه نسبت داده شده است.

«در نوار سنندج – سیرجان » توده‌های نفوذی کرتاسة پایانی – پالئوسن، به ویژه بین همدان – گلپایگان برونزد دارند. توده‌های نفوذی اسیدی مورد نظر، بخشی از توده‌های گابرویی ژوراسیک و محصولات گرمایی آنها را هضم کرده و یا به صورت بیگانه‎سنگ در بر دارند که نشانگر قدمت این دو نوع سنگ نسبت به یکدیگر است.

مهم‌ترین نفوذی کرتاسة بالای نوار سنندج – سیرجان، « گرانیت الوند » در جنوب باختری همدان است. این توده حدود 40 کیلومتر درازا و 10 کیلومتر پهنا دارد و در راستای شمال باختر – جنوب خاور، بلندی‎های اصلی کوه الوند (با ارتفاع 3565 متر) را می‌سازد.

گرانیت الوند به رنگ خاکستری روشن با دانه‌های متوسط بوده و نوعی گرانیت کلسیمی - قلیایی با پورفیربلاست‌های میکروکلین و کوارتز است که شیست‌های همدان را قطع کرده و خود با سنگ‎آهک‌های سازند قم به سن آکیتانین پوشیده شده است. رخسارة سنگ شناختی این توده متنوع است، ولی ترکیب ژئوشیمیایی سنگ‌ها تا حدودی شباهت دارد. تزریق گرانیت الوند در شیست‌های همدان، با ایجاد یک هالة دگرگونی از نوع هورنفلس‎های مسکوویت‌دار و تورمالین‌دار همراه است.

حالت مشابهی در نزدیکی تویسرکان دیده می‌شود، اما در این ناحیه هورنفلس‎ها با ضخامت نزدیک به 8 کیلومتر و رخساره‌های مختلف هورنفلس، به طورکامل مستقل از گرانیت الوند است ( برو، 1369). هورنفلس‌های نزدیک تویسرکان شامل سنگ‌های به طور کامل تیرة توده‌ای با بیوتیت – پورفیروپلاست‌های بزرگ از کردیریت و آندالوزیت است که با حاشیه‌ای از اسپنیل سبزرنگ احاطه شده است. به باور برو (1369)، گرانیت الوند این رخساره‌های دگرگونی را بریده است. بنابراین، عامل دگرگونی، یک فاز دگرگونی گرمایی پس از ژوراسیک و پیش از جایگیری گرانیت الوند است. از گرانیت الوند، دو نمونه (همدان و تویسرکان) برای سنجش سن پرتوسنجی مطالعه شده است. بیوتیت‌های این دو گرانیت، به روش پتاسیم – آرگون سن 64 میلیون سال را نشان می‎دهد که با زمان پالئوسن زیرین همخوان است (برو، 1369) . در ضمن، گرانیت الوند هیچ‎گونه خردشدگی و یا دگرشکلی ناشی از فاز مهم زمین‎ساختی کرتاسة پسین را نشان نمی‌دهد، و در نتیجه همزمان و یا پس از فاز کوهزایی لارامید به وجود آمده است. از نفوذی‌های هم‌ارز الوند می‌توان به گرانودیوریت سامن (15 کیلومتری جنوب غرب ملایر) و گرانیت یونس در ملایر، برخی گرانیت‌های گلپایگان، گرانیت سُدیک بروجرد و سرانجام گرانیت طلا‌دار آستانة اراک اشاره کردکه در امتداد روند زاگرس قرار دارند.

گرانیت بزمان : باتولیت بزمان در شمال جازموریان و در پایانة کمان ماگمایی – بزمان، شامل گرانیت قلیایی و گرانیت‌های هورنبلند‌دار است که توده‌های کوچک‎تری از گابرو، دیوریت آن را احاطه کرده‌اند. باتولیت بزمان ساختاری حلقوی دارد. بدین‎سان که گرانیت در وسط و سنگ‎های بازیک در حاشیه قرار دارند. هر سه نوع سنگ گابرو، دیوریت و گرانیت با رگه‌های آپلیتی قطع شده‌اند . افزون بر آن دایک‌های دیابازی همة مجموعه را بریده‎اند. بدین‌سان، باتولیت بزمان در یک زمان جایگیر نشده، بلکه تزریق آن در مراحل متوالی بوده است.

باتولیت بزمان سنگ‌های پرمو – تریاس را بریده و با رسوبات فیلشی ائوسن – میوسن پوشیده شده است. مطالعات پرتوسنجی پورحسینی (1360) نشانگر آن است که سن این توده حدود 2 ± 74 میلیون سال است. گفتنی است که ترکیب شیمیایی تودة نفوذی بزمان از نوع کلسیمی - قلیایی و نشانگر انواع نفوذی‌های حاشیة قاره‌ای و حاصل ذوب گوشته و یا پوستة اقیانوسی است. به باور پورحسینی (1360)، تودة کلسیمی - قلیایی بزمان بر روی منطقة فرورانش عمان قرار دارد و در کواترنری نیز تکاپوی ماگمایی با فوران‌های کلسیمی - قلیایی بزمان و تفتان دنبال شده است. این نکته نشانگر آن است که فرورانش پوستة اقیانوسی عُمان به زیر لبة قاره‌ای جنوب خاوری ایران (مکران)، دست کم در پایان مزوزوییک آغاز شده و تا امروز ادامه دارد.

دگرگونی کرتاسه

در ایران دگرگونی کرتاسه به طور عمده ناشی از حرکات کوهزایی کرتاسه پسین (رخداد لارامید) و از درجة ضعیف است و گسترة زیر پوشش آن نیز محدود به بخش شمالی کمربند سنندج – سیرجان (سنندج، صحنه، همدان، شهرکرد، بروجرد، اراک و گلپایگان) می‎شود. عامل این دگرگونی همان است که سبب گرانیت‌زایی کرتاسة پسین در الوند، بروجرد، گلپایگان و ملایر شده است. افزون بر آن در پاره‌ای از کافت‌های درون‌قاره‌ای، (مجموعه‎های افیولیتی) رسوبات کرتاسة بالا دگرگون شده‌اند.در پایانة شمال باختری زون سنندج – سیرجان، یعنی در نواحی سنندج و مهاباد، رسوبات فلیش‌گونه و تناوب‌های آهکی کرتاسة بالا دگرگون شده‌اند.

 درجة این دگرگونی ضعیف و رخسارة آن شیست سبز است. در ناحیة سقز و نوار مرزی ایران و عراق، دگرگونی درجة بالاتری دارد، به گونه‌ای که عدسی‌های بزرگ سنگ‎آهک به مرمر تبدیل شده‌اند. عامل افزایش درجة دگرگونی، یقین توده‌های نفوذی بعدی است که در زمان ترشیری جایگیری شده‌اند.در شمال باختری صحنه، سنگ‌آهک‎های کرتاسه به شدت تکتونیزه و شیستی شده و تبلور دوباره دارند (بُرو و همکاران، 1975).

در همدان، دگرگونی کرتاسة پسین، موجب چین‌خوردن شیست‎وارگی فاز ژوراسیک شده و خود شیست‎وارگی جدیدی را در راستای N 140E و به موازی زاگرس و یک خطوارگی نامشخص به وجود آمده است (هوشمندزاده، 1972) . وضع کم و بیش مشابهی در بین بروجرد و اراک تا شهرکرد دیده می‌شود.مجموعه‌های افیولیتی و رسوبات فلیشی متعلق به کافت‌های درون‌قاره‌ای پوستة ایران به طور عموم به شدت تکتونیزه و دگرگونی ‎است. عامل این دگرگونی، نیروهای فشارشی است که سبب بسته شدن کافت‌ها شده‎اند. در ابتدای بسته شدن کافت،‌ که فشار نسبت به دما بیشتر است، سنگ‌های مجموعة افیولیتی در رخسارة پرهنیت – پمپلی‎ئیت (بدون دگرشکلی) تا رخسارة ‌شیست آبی دگرشکلی دگرگون شده‌اند. ولی در مراحل پایانی فشارشی، با افزایش دما، رخسارة دگرگونی به شیست سبز و حتی آمفیبولیت نزدیک شده است.

در بیشتر کافت‌های ایران، به ویژه در حاشیة شمالی پهنة مکران (حاشیة جنوبی جازموریان) و در کنارة باختری پهنة فلیشی زابل، نهشته‌های فلیشی کرتاسة بالا دگرگون شده و به اسلیت، فیلیت و شیست‌های براق تبدیل شده‌اند. گفتنی است که شدت دگرگونی، به ویژه در مجاورت گسل‌های عمده بیشتر است و با دور شدن از گسل، به تدریج درجة دگرگونی کاهش می‌یابد. بنابراین، افزون بر نیروهای فشردگی کرتاسة بالا، حرکت‌های بعدی در امتداد گسل‌ها می‌تواند در دگرگونی نقش داشته باشد. در نیریز، سن پرتوسنجی آمفیبولیت مجموعة افیولیتی نیریز، حدود 87 و 89 میلیون سال است که به زمان بسته شدن زمیندرز نیریز اشاره دارد.