مقدمه
ویژگیهای سنگی و زیستی ژوراسیک ایران نشانگر چند ناآرامی زمینساختی است که در بین آنها سه رویداد سیمرین میانی، به سن باژوسین – باتونین، طبسین به سن ژوراسیک پسین و سیمرین پسین به سن ژوراسیک پسین – کرتاسة پیشین از همه مهمتر است. در بین رویدادهای زمینساختی یاد شده، فاز سیمرین میانی نشانههایی از چینخوردگی، ماگماتیسم و دگرگونی دارد. شواهد رویداد طبسین بیشتر به صورت ناپیوستگی در رسوبگذاری است که گاه به ویژه در زون سنندج – سیرجان، با ماگمازایی همراه است. ولی رویداد سیمرین پسین، تنها با پسروی دریا و برقراری حوضههای رسوبی قارهای همراه بوده است. به همینرو، بخش درخور توجهی از تکاپوی ماگمایی و دگرگونی ژوراسیک ایران، در ارتباط با رویداد سیمرین میانی است و بر خلاف باور موجود، فاز سیمرین پسین در این مهم بی نقش بوده و یا در آتشفشانزایی اثر ناچیزی داشته است.پراکندگی جغرافیایی سنگهای آتشفشانی، تودههای نفوذی و توالی دگرگونی ژوراسیک ایران، نشانگر آن است که این پدیدهها، به ویژه در زون سنندج – سیرجان و بلوک لوت در بیشترین مقدار است.
سنگهای آتشفشانی ژوراسیک
در پارهای از نواحی ایران از جمله قزوین، سیاه بیشه، فیروزکوه، دماوند، ترکمن دره (خاور تهران)، گلگهر، اسفندقه، سیرجان، شهرکرد، ترود، دامغان و ... گدازههای تیرهرنگی از بازالتهای گاه زیردریایی وجود دارد که به سن ژوراسیک دانسته شدهاند. دادههای منطقهای نشان میدهد که بسیاری از گدازههای بازالتی منسوب به ژوراسیک، جایگاه چینهشناسی ویژهای بین کربناتهای سکویی تریاس میانی و رسوبهای شیلی – ماسهسنگی، گاه زغالدار، صفحة ایران دارند. امروزه این باور وجود دارد که این گدازهها، پیوند نزدیکی با رویداد سیمرین پیشین داشته و سن تریاس پسین دارند ولی رخسارة سنگی مشابه بین توالی تریاس بالا و ژوراسیک پایین سبب شده تا گدازههای یاد شده به سن ژوراسیک دانسته شوند. با وجود این، در برخی نقاط، جایگاه چینهشناسی سنگهای آتشفشانی به گونهای است که تعلق آنها را به ژوراسیک قطعی میسازد که از آن جمله میتوان به پیروکسن آندزیتهای ژوراسیک میانی در خاور ترود (روستای سَهل)، آندزیت، اسپلیت نواحی سنقر – کامیاران، توفهای بازیک لایهلایه شمال کوه خاشاچال (رامسر – جواهرده)، بازالتها و آذرآواریهای اسپیلیتی ناحیة اسفندقه اشاره کرد که به رویداد سیمرین میانی دانستهاند. افزون بر آن، در ارومیه، مهاباد، سنندج، دماوند، راور، و در طول نوار سنندج – سیرجان روانههای بازیک وجود دارد که گاه مانند دماوند و راور با مجموعههای تبخیری و گاه مانند جنوب خاوری سنندج – سیرجان، با رسوبهای پلاژیک همراه هستند و سن ژوراسیک پسین – کرتاسه پیشین دارند. درویشزاده (1370)، همراهی رسوبات تبخیری با سنگهای آتشفشانی را با گنبدی شدن زمین، پیش از کافتهای درونقارهای، دور از ذهن نمیداند.
تودههای نفوذی ژوراسیک
در پارهای نواحی ایران، به ویژه البرز، ایران مرکزی، لوت و زون سنندج – سیرجان تودههای نفوذی کوچک و بزرگی شناسایی شده که در نهشتههای رسوبی ژوراسیک تزریق شده و با رسوبهای پیشروندة کرتاسة پایین (آپتین – آلبین)، با دگرشیبی آذرین پی پوشیده شدهاند. به همین دلیل، این تودههای نفوذی به سن ژوراسیک پسین و در ارتباط با رخداد سیمرین پسین دانسته شدهاند، ولی:
* به تقریب همة این تودهها، تنها در رسوبهای پیش از ژوراسیک بالایی به ویژه سنگهای تریاس بالایی – دوگر پایینی (گروه شمشک) تزریق شدهاند و هیچگاه نفوذ آنها در سنگهای ژوراسیک بالا دیده نشده است.
* در چند مورد (گرانیت آیرکان، گرانیت شیرکوه و ...) سن پرتوسنجی تودهها معرف زمان ژوراسیک میانی است.
* در ناحیة یزد، بخشی از نهشتههای رسوبی روی یکی از این تودهها (باتولیت شیرکوه) دارای سنگوارههای ژوراسیک پسین است.
* در ناحیة میامی شاهرود، یکی از این نفوذیها با توالی رسوبی ژوراسیک بالا پوشیده شدهاند.
* یافتههای زمینشناسی نو نشانگر یک رخداد زمینساختی مهم به سن باژوسین – باتونین (رویداد سیمرین میانی) است که در پارهای نقاط با چینخوردگی (یزد، طبس و اقلید)، تکاپوی ماگمایی (ترود و میامی) و نیز دگرگونی (اقلید و همدان) همراه است.
با تکیه بر موارد یاد شده باید در سن پیشین تودههای نفوذی ژوراسیک بازنگری و نفوذیهای مورد نظر را به سن ژوراسیک میانی و در پیوند با رویداد زمینساختی سیمرین میانی دانست که در مناطق البرز، ایران مرکزی، بلوک لوت و سنندج – سیرجان گزارش شده است.
نفوذیهای ژوراسیک البرز : وجود تودههای نفوذی ژوراسیک در البرز پرسشآمیز است و به طور معمول یکی از تفاوتهای آشکار با ایران مرکزی، نداشتن نفوذیهای ژوراسیک است. با وجود این، برفاز نفوذیهای البرز شمالی مانند گرانیت لیاسر (در مسیر انزلی به آستارا)، دایکهای خاور شهرستان دماوند (باییجان) را بدون داشتن شاهد مطمئن به ژوراسیک نسبت دادهاند. بنا به گزارش کرافورد (1977) سن پرتوسنجی گرانیت تالش 175 میلیون سال است که میتواند با رویداد سیمرین میانی در ارتباط باشد.
نفوذیهای ژوراسیک ایران مرکزی : مهمترین نفوذیهای ژوراسیک میانی ایران مرکزی عبارتند از:« گرانیت شیرکوه » باتولیت بزرگی است که در 40 کیلومتری جنوب باختری یزد (نزدیک شهرستان تفت) رخنمون دارد و از نوع گرانیتهای دانهدرشت است که به داشتن بیوتیت فراوان و گارنت شاخص است. فراوانی گارنت میتواند به منشأ آناتکتیکی این توده اشاره داشته باشد (درویشزاده، 1363). اگرچه گرانیت شیرکوه به سن ژوراسیک بالا معرفی شده، ولی سن پرتوسنجی176میلیون سال (فورستر، 1975) و 159 تا 186 میلیون سال (رییر و محافظ، 1972) و همچنین جایگاه چینهشناسی این باتولیت نشانگر آنندکه گرانیت شیرکوه، سن ژوراسیک میانی دارد و حاصل عملکرد رخداد سیمرین میانی است.
گرانیت آیرکان در شمال خور – بیابانک برونزد دارد. نتایج سنسنجی این گرانیت متفاوت است. پرتوسنجی گلسنگ، به روش روبیدیم – استرانسیم 8 ± 168 میلیون سال (ژوراسیک میانی) است، در حالی که سن بیوتیت و فلدسپارهای آن به روش پتاسیم – آرگون، در حدود 9 ± 113 میلیون سال (کرتاسة پیشین) است.
گرانودیوریت کلاهقاضی در 50 کیلومتری جنوب خاوری اصفهان به درون سنگهای گروه شمشک (تریاس پسین – ژوراسیک میانی) تزریق شده و با آواریهای پیشروندة سُرخرنگ کرتاسة پیشین با دگرشیبی آذرین پی پوشیده شده است. ترکیب این دو توده، گرانیتوییدی بوده و سه گروه گرانودیوریت، مونزوگرانیت و سینوگرانیت در آن مشارکت دارند. نمودارهای ژئوشیمیایی نشانگر ماگمای نوع کلسیمی - قلیایی و سرشت پُرآلومینیوم با خاستگاه نوع S برای این توده است. در ضمن نمودارهای ژئوشیمیایی و شواهد منطقهای، محیط زمینساختی بعد از کوهزایی را برای این سنگها تأیید میکند (نقرهییان، 1374).
گرانیت اسماعیلآباد از نوع گرانیتهای فلدسپار قلیایی و دو میکایی است که در ناحیة پشتبادام در سنگهای پرمین تزریق شده و با رسوبات پیشروندة کرتاسة پایین پوشیده شده است. در مورد سن این گرانیت شواهد و نظرها یکی نیست. سن پرتوسنجی این گرانیت 267، 268 و 240 میلیون سال است که به دلیل تزریق در سنگهای پرمین نباید درست باشد. برخی زمینشناسان، گرانیت اسماعیلآباد را جزو تودههای نفوذی ژوراسیک میدانند و حقیپور (1974) سن تریاس و رویداد سیمرین پیشین را برای آن پذیرفته است .
نفوذیهـای ژوراسیک بلـوک لـوت : در بلـــوک لــوت دو باتــولیت بزرگ گرانیتـــی « شـاهکـــوه » و « چهــارفرسخ »، سن ژوراسیک میانی دارند.
«گرانیت شاهکوه » با 45 کیلومتر درازا، یکی از بزرگترین باتولیتهای ایران است که از نوع گرانیت بیوتیتدار و دانه درشت بوده و دارای بلورهای بزرگ صورتی رنگ از فلدسپار پتاسیم (اورتوکلاز) است. در حاشیة شمالی باتولیت، اثر گرمایی این توده، منحصر به سیلیسی شدن سنگهای ژوراسیک است. در حاشیة جنوبی در همبری با دگرگونیهای دهسلم حاشیهای از هورنفلس کُردیریتدار به رنگ سبز تیره دیده میشود. در همبری توده، کُردیریتها به سریسیت و کوارتز تجزیه شدهاند، ولی در فاصلة حدود 200 متری از توده، کُردیریتها به طور کامل تازه بوده و تجزیه نشدهاند. حاشیة جنوبی هاله دگرگونی، با کانیسازی مس همراه است. در یک نگاه کلی، تودة گرانیتوییدی شاهکوه، از دو واحد مونزوگرانیت – گرانودیوریت و سینوگرانیت تشکیل شده که میانبارهای بزرگ میکروگرانیتی را دربر دارد. تعداد کمی دایک داسیتی، آندزیتی و آپلیتی و همچنین رگههای کوارتز – تورمالین کانهدار، این تودة گرانیتی را قطع کردهاند. به نظر اسماعیلی و همکاران (1380) ویژگیهای کانیشناسی این توده مشابه با گرانیتهای نوع I است و پرتوسنجی بیوتیتهای 13 نمونه به روش پتاسیم – آرگون، گویای سن میانگین 1/3 ± 165 میلیون سال (ژوراسیک میانی) است.
به نظر بربریان (1983)، گرانیت شاهکوه، همراه با سنگهای دگرگونی دهسلم، وجود « فرورانش نهبندان» با شیب به سوی باختر را دست کم در ژوراسیک – کرتاسه پیشنهاد میکند و گسترش سنگهای آتشفشانی و تودههای نفوذی پالئوژن در پهنة لوت، نشانهای از ادامة فرورانش نهبندان در پالئوژن است.
« گرانیت چهارفرسخ » تودة نفوذی بزرگی به طول حدود 40 کیلومتر و عرض حداکثر 2 کیلومتر است که در 165 کیلومتری جنوب بیرجند و در بخش خاوری بلوک لوت، در بین رسوبات شیلی – ماسهسنگی ژوراسیک زیرین – میانی، تزریق شده است. شکل کشیدة این توده نشانگر جایگیری در امتداد شکستگیهای اصلی و طولی منطقه است. ویژگیهای سنگی و جایگاه چینهشناختی گرانیت چهارفرسخ مشابه شاهکوه است و میتواند حاصل فاز زمینساختی سیمرین میانی باشد.
نفوذیهای ژوراسیک سنندج – سیرجان : در زون سنندج – سیرجان، ترکیب تودههای نفوذی ژوراسیک بیشتر از نوع بازیک است که گاه با تودههای نفوذی اسیدکرتاسة بالا – پالئوسن عجین است و مجموعة آنها، نفوذیهای حلقوی را تداعی میکند. مهمترین نفوذیهای ژوراسیک سنندج - سیرجان عبارتند از: « تودههای نفوذی چاه دزدان و چاه بازرگان »، در ناحیة شهربابک، از نوع گابرو تا گرانیت است و بیرونزدگی روشنی ندارد و تنها با توجه به پوشیده شدن با سنگهای کرتاسه، جزو نفوذیهای ژوراسیک دانسته شدهاند. مسکوویتهای کوه چاه دزدان، سن پرتوسنجی 15 ± 118 میلیون سال دارد. ولی بیوتیتهای گرانیت - گنیس چاه بازرگان، 4 + 164 میلیون سال سن دارند (سبزهئی و همکاران، 1970). تودة بزرگ گرانیتی – گرانودیوریتی چاه دزدان ویژگی ژئوشیمیایی کلسیمی - قلیایی دارد (شیخالاسلامی، 1381).
« دیوریت شمال دهبید » در سنگهای ژوراسیک نفوذ کرده و بر سنگهای کرتاسه و ترشیری بی اثر است به همین دلیل، طراز (1974) این توده را به سن ژوراسیک میداند. دیوریت شمال دهبید به شدت بُرش خورده Sheared است و دگرگونی خفیف دینامیکی را تحمل کرده است.
« گرانیتهای الیگودرز » به صورت چندین تودة نفوذی سنگهای ژوراسیک (لیاس – دوگر) را قطع کردهاند. در مورد سن این تودهها، دیدگاهها یکی نیست. تیله و همکاران (1968) با توجه به وجود قلوهای از گرانیتهای مشابه در کنگلومرای پایة کرتاسة پایین، زمان جایگیری را پیش از کرتاسه میدانند. بُرو (1369) وجود یک قلوة گرانیتی را که ممکن است از گرانیتهای قدیمی باشد، کافی نمیداند و ضمن مقایسة گرانیتهای الیگودرز با گرانیت الوند همدان، به سن پالئوسن اعتقاد دارد. باقریان (1380)، تودة منطقة ملاطالب (شمال الیگودرز) را از نوع گرانیت، گرانودیوریت و مونزوگرانیت میداند و با توجه به مطالعات کانیشناسی، سنگشناسی و ژئوشیمیایی، تودة مذکور را از نوع گرانیتوییدیهای نوع S و از نوع پس از کوهزایی (لارامید) میداند.
« گابروی چشمه قصابان »، آشکارا نهشتههای ماسهسنگی ژوراسیک ناحیة همدان را بریده است.
« گابرو - دیوریت آلموقولاق » (در 30 کیلومتری شمال غرب همدان) 7 + 144 میلیون سال سن دارد و حاصل تفریق ماگمایی است که خود از گوشتة بالایی نتیجه شده است (ولیزاده، 1977). جدا از گابرو – دیوریت ژوراسیک، بخش بزرگی از تودة آلموقولاق از جنس سینیت پورفیری کوارتزدار به سن کرتاسة پسین – پالئوسن است که بخش گابرویی را در برگرفته و ساختاری حلقوی به وجود آورده است.
دگرگونی ژوراسیک
در برخی از حوضههای ساختاری – رسوبی ایران، به ویژه در زون سنندج – سیرجان، سنگهای ژوراسیک دگرگونی هستند. در پارهای گزارشهای زمینشناسی، پدیدة دگرگونی به سن ژوراسیک پسین و در پیوند با رویداد زمینساختی سیمرین پسین دانسته شده است، ولی مشاهدات صحرایی نشان میدهد که:
* در بیشتر مناطق، توالی دگرگونی ژوراسیک، محدود به نهشتههای رسوبی و یا همراهان آتشفشانی لیاس – دوگر پیشین هستند.
* در این نواحی، سنگهای دوگر بالایی – مالم وجود ندارد و در صورت وجود، یا دگرگونی نیستند و یا رخسارهها و درجة دگرگونی آنها بسیار ضعیفتر از لیاس – دوگر پایینی است.
* شواهد گوناگون نشان میدهد که کانیها و ساختارهای خطی (خطوارگی، شیستوارگی و ...) حاصل از فرآیند دگرگونی ژوراسیک در بیشتر جاها تغییر جنس داده و دگرشکل شدهاند.این نکتهها نشان میدهد که بر خلاف باور عمومی:
* پدیدة دگرگونی، ژوراسیک به سن ژوراسیک میانی است و نه ژوراسیک پسین .
* در این دگرگونی نقش و اثر رویداد سیمرین میانی فراتر و قویتر از سیمرین پسین است.در این نواحی (سنندج – سیرجان، بلوک لوت)، رویداد سیمرین میانی با گرانیتزایی همراه است. لذا جدا از دگرگونی ناحیهای، همچنان دگرگونی همبری در این مهم نقش داشته است.
* تغییر درجه و رخسارة دگرگونی ژوراسیک و یا دگرشکلی ساختارهای خطی وابسته به دگرگونی ژوراسیک میانی، نتیجة پدیدههای پس از ژوراسیک (کرتاسة پسین) است که به صورت ناحیهای و یا همبری بر سنگهای ژوراسیک اثر گذاشتهاند.
دگرگونی ژوراسیک در سنندج – سیرجان : در زون سنندج – سیرجان، پدیدة دگرگونی ژوراسیک، در مقایسه با تریاس، کمی به سمت شمال باختری حرکت کرده است.
در ناحیة سبزواران، ردیفی از سنگهای تخریبی ریزدانه، شیل و مارنهای آهکی کم دگرگونی وجود دارد که به طور دگرشیب با سنگهای ژوراسیک میانی پوشیده شدهاند (دیمیتریویچ، 1974). توالی دگرگونی همارز سنگهای لیاس است و دگرشیبی و دگرگونی یاد شده، میتواند حاصل رویداد سیمرین میانی باشد.در ناحیة اقلید، سنگهای آواری ژوراسیک پایین دگرگونی است و روی آنها را رسوبهای ژوراسیک بالا، به گونهای ناپیوسته و با کنگلومرا میپوشاند (هوشمندزاده، 1369). این دگرگونی که از درجة به نسبت پایین (شیست سبز) است، به رویداد زمینساختی پس از لیاس و پیش از ژوراسیک بالا مربوط است.در نواحی همدان، کرمانشاه، گلپایگان، خمین، ملایر و ازنا (از نوار سنندج – سیرجان)، تناوبی از سنگآهک، آندزیت و به ویژه رسوبهای شیلی و ماسهسنگی خاکستری تیره وجود دارد که از یک دگرگونی آشکار متأثرند (بربریان، 1973). زمان این دگرگونی، به ژوراسیک بالا نسبت داده شده است، ولی در کوه خانگورمز مجموعة دگرگون شدة موردنظر را ردیفی از سنگآهکهای ژوراسیک بالایی نادگرگونه میپوشاند. وجود سنگآهکهای نادگرگونی ژوراسیک بالا بر روی شیلهای دگرگون شدة همدان نشانگر سن ژوراسیک میانی و بیانگر عملکرد سیمرین میانی است. در دگرگونههای همدان – کرمانشاه، شیستوارگی به خوبی گسترش دارد ولی خطوارگی چندان آشکار نیست. این شیستوارگی توسط یک فاز جدیدتر دگرشکلی (کرتاسة بالا) با الگوی تک چین و ساختار شکنجی، تغییر کرده و محور تک چینها موازی زاگرس است. بدینسان در ناحیة همدان، دست کم دو فاز دگرشکلی دینامیک وجود دارد. فاز نخست، با فشار متوسط است که در شرایط مناسب شیمیایی و ترمودینامیکی، بلورهای کیانیت را ایجاد کرده و فاز دیگرکه از نظر دگرگونی چندان اهمیت ندارد ولی موجب چین دادن شیستوارگی فاز نخست شده و خود یک شیستوارگی جدید به وجود آورده است (بربریان و علوی تهرانی، 1971)،
فاز نخست ژوراسیک میانی، و فاز دوم متعلق به کرتاسة پسین است. گفتنی است که:
* پیرامون ملایر و بروجرد، درجة دگرگونی از شیست سبز بالاتر نمیرود.
* در پارهای مناطق مانند اَزنا، تالک شیستهای ژوراسیک، دارای عدسیهای بزرگ و به نسبت خالص تالک است.
* در ناحیة همدان و اَزنا، از رگههای کوارتز موجود در دگرگونیهای ژوراسیک در صنایع شیشه و فروسیلیس استفاده میشود.
* آندالوزیتهای حاصل از فرآیند دگرگونی، ارزش اقتصادی دارند و میتوان از آنها به عنوان دیرگداز استفاده کرد.
دگرگونی ژوراسیک در ایران مرکزی و بلوک لوت : دگرگون شدن رسوبات شیلی و ماسهسنگی ژوراسیک، محدود به نوار سنندج – سیرجان نیست. در نواحی چهارفرسخ، دهسلم، آبگرم (در بخش خاوری و شمال بلوک لوت)، خاور ازبکوه، ناحیة گناباد، جنوب خاوری نهبندان جنوب خاوری سمنان و ترود، سنگهای ژوراسیک پایینی – میانی سرگذشت مشابهی دارند.