زمین شناسی ایران - فصل هفتم - افیولیت‌های ایران
سنگ‌های
سازنده مجموعه‌های
افیولیتی ایران
در بیشتر نواحی ایران، به ویژه در ایران مركزی، مجموعه‌های افیولیتی در اثر عوامل گوناگون زمینساختی، به نسبتهای
متفاوت، با یكدیگر مخلوط شده و توالی آنها نامنظم است. ولی در نواحی كه تأثیر تنشهای زمینساختی
كمتر بوده، میتوان یك روند كلی و
كلاسیك از سنگ‌های تشكیل دهنده زیر
را دید:
«اولترامافیكها»، عمدهترین
سنگ‌های مجموعه‌های افیولیتی ایران هستند كه در میان
آنها هارزبورژیت با تركیب كانیشناسی اولیوین و
اُرتوپیروكسن درصد بالاتری دارند. در جنوب ایران مركزی، دونیت فراوانتر است. لرزولیت، ورلیت و برخی انواع پیروكسنیتها به ویژه برونزیت، از جمله اولترامافیكهای مجموعه‌های
افیولیتی ایران هستند. در بیشتر برونزدهای افیولیتی، سنگ‌های
اولترامافیك یاد شده به نسبتهای متفاوت دگرسان
شده كه ممكن است تا مرحله
تشكیل سرپانتینیت پیشرفته باشد.
«گابروها»، پس از
اولترامافیكهـــــا، فراوانترین سنگ‌های
بازیك درشت دانه مجموعه‌های افیـــولیتـــی
هستند كه از نظــر سیما و ساخت در بیشتـر جاهــا به صورت تــــودهایMassive
Structure هستند ولی گاهی ساخت لایه‌ای Layered Gabbros دارند كه این نظم، مدیون مراحل انجماد ماگمایی و در اثر فرآیند نشست
بلوری Crystal Setting بوده
و ارتباطی به پدیدههای بعدی و دگرگونی
ندارد. در مورد خاستگاه گابروهای مجموعهای
افیولیتی ایران، سه امكان تفریق ماگمای اولترامافیك اولیه، ذوب قسمتهای بالای مانتل اقیانوسی و تزریق ماگمای
بازیك جوانتر در یك مرحله بعدی
پیشنهاد شده است.
اگرچه مرز بین گابروها و پریدوتیتها
در بسیاری از حالات ناگهانی است، ولی گاهی میتوان
شاهد یك گذر تدریجی بین اولترامافیكها و گابروها بود.در
پارهای از نواحی افیولیتی
ایران، سنگ‌های گابرویی در اثر
دگرسانی استاتیك به مجموعهای از گارنت گروسولاریت،
كلریت و وزوویانیت تبدیل شده‌اند. نام این گابروهای
دگرسان شده كه سیمای عدسی‌های سفیدرنگ دارند،
«رودنگیت» است.
دایكهای دیابازی و میكروگابروها،
دیابازها مجموعه افیولیتی ممكن است ساخت صفحهای Sheeted داشته باشند. كه نتیجه تزریق
دایك در دایك است. گاهی دایكهای دیابازی، دایكهای تغذیهكننده Feeder Dykes گدازههای
بالای مجموعه افیولیتی هستند. به طور عموم، دیابازها گابروها را قطع میكنند و از آنها جوانترند.
میكروگابروها از سنگ‌های
رگهای مجموعه‌های افیولیتی ایران هستند كه سختی زیاد و
رنگی بسیار تیره دارند و به صورت دایكهای نه چندان ممتد و یا
به شكل عدسی برونزد دارند.
گدازههای آتشفشانی، گدازهها و گاهی خاكسترهای آتشفشانی، از جمله عناصر
مهم تشكیل دهنده مجموعه‌های افیولیتی هستند
كه تركیب كانیشناسی گوناگون و
ساختار بالشی Pillow Structure دارند.
بیشتر گدازههای افیولیتی، بر اثر
پدیدههای دگرسانی بعدی،
تركیب اولیه خود را از دست دادهاند ولی تركیب عمومی
از لكوبازالت تا اسپیلیت متغیر است.
سنگ‌های نفوذی اسید، دیوریتهای كوارتزدار، ترونجمیتها (پلاژیوگرانیتها)
از دیگر سنگ‌های مجموعه افیولیتی
ایران است كه به صورت تودههای بسیار كوچك و گاه به صورت دایك و یا
رگههای نازك دیده میشوند. رنگ روشن، دانهبندی متوسط تا ریز، كمبود كانیهای فرومنیزین و دگرسانی پیشرفته از ویژگی
ماكروسكوپی آنها است. نتایج ژئوشیمیایی این سنگ‌ها
نشانگر آن است كه در آخرین مراحل تفریق ماگمای اولترامافیكی به وجود آمده‌اند.
سنگ‌های دگرگونی، در
مجموعه‌های افیولیتی ایران
دو نوع سنگ دگرگونی وجود دارد. گروه نخست میكاشیست، گنیس و مرمر با خاستگاه قارهای هستند و ارتباطی به مجموعه‌های افیولیتی ندارند. گروه دوم در حقیقت
افیولیت‌های دگرگون شده‌اند. در بیشتر نقاط ایران، سنگ‌های افیولیتی در دو فاز جداگانه دگرگون
شده‌اند.
فاز
نخست از نوع گرمابی و استاتیك است كه بیشتر موجب تغییر تركیب كانیشناسی سنگ‌ها
شده‌اند، و از آن جمله میتوان به سریسیتی شدن پلاژیوكلازها، اورالیتی
شدن پیروكسنها سرپانتینیتی شدن
سنگ‌های مافیك و
اولترامافیك، رودنگیتی شدن گابروها، اسپیلیتی شدن گدازههای
بازیك اشاره كرد. تشكیل تالك، هونتیت، پنبه نسور (آزبست) و منیزیت نیز از پیامدهای
دگرگونی استاتیك است كه در انجام آن، نیروهای فشاری و به ویژه فشار بخار آب نقش
اساسی داشته است.
فاز دوم دگرگونی، از نوع ناحیهای
و نتیجه فشارهای كوهزایی و بسته شدن كافت قارهای
است. در ابتدای بسته شدن كه فشار بالا و دما پایین است، رخساره دگرگونی از نوع
پرهنیت، پمپلیئیت تا شیست آبی است.
در مراحل پایانی بسته شدن زمیندرز، با افزایش دما، رخساره شیست سبز تا آمفیبولیت
گسترش بیشتری دارد.
قطعات بیگانهExotic Blocks ، در بسیاری از مجموعه‌های افیولیتی ایران،
قطعاتی از سنگ‌های گوناگون با
خاستگاه متفاوت وجود دارد. ابعاد این سنگ‌ها
از كوچك تا خیلی بزرگ و عظیم، متغیر است. این قطعات بیگانه، نوعی اولیستولیت Olistolith و معرف محیطهای پرتكاپو هستند كه در اثر فرآیندهای
زمینساختی به مجموعه‌های افیولیتی افزوده شده‌اند.با توجه به سنگ‌های
تشكیل دهنده مجموعه‌های افیولیتی، سبزهئی (1974) افیولیت‌های
ایران را یك مجموعه چندزادی می‌داند.
1- پیكره الترامافیك: به سن پركامبرین پسین – كامبرین تا
پالئوزوییك پیشین، شامل:
* تناوب ورلیت، وبستریت،
لرزولیت و كلینوپیروكسنیت
* بخش گابرویی
(ملاگابرو، پریدوتیتهای فلدسپاتدار، تروكتولیت، آنورتوزیت، گابروی نوریتی،
فروگابرو و لوكوگابرو)
* تناوب دونیت و
هارزبورژیت و كمی كرومیتیت
2- پیكره بازیك: متشكل از گابروهای همسانگردIsotrop
، دایكهای
ورقی و گدازههای بالشی به سن
كرتاسه پسین
3- پلاژیوگرانیتها:
كه دو مجموعه قبلی را قطع میكند و سن پس از كرتاسه
پسین دارد.بنا به نوشته سبزهئی، پندار عمومی بر
آن است كه مجموعه اولترامافیك – گابرویی از دو قسمت زیر تشكیل شده است اول تكتونیتها، شامل دونیت، هارزبورژیت و كرومیتیت
دوم انباشته سنگ‌ها Cumulates كه از ورلیت، لرزولیت و
گابروی لایه‌ای تشكیل شده‌اند.
این دو قسمت را یك ناپیوستگی سنگشناختی
به نام «موهوی سنگشناسی Petrologic Moho» از هم جدا میكند. از دو قسمت فوق، تكتونیتها به گوشته، و انباشته سنگ‌ها و گدازهها
به پوسته تعلق دارند.
گفتنی است كه در بیشتر نقاط ایران، در اثر بسته شدن زمیندرز،
سنگ‌های یاد شده به شدتهای متفاوت با یكدیگر مخلوط شده‌اند. افزون بر آن، فرارانش این مجموعهها خود از عوامل مؤثر در آمیختگی سنگ‌های سازنده هستند. گفتنی است كه:
1- نتایج ژئوشیمی اسپیلیتها،
گدازههای بالشی و سنگ‌های دیابازی ایران، حاكی از یك ماگمای
كلسیمی – قلیایی فقیر است (لنچ و میتهم، 1979).
2- در بسیاری از مجموعه‌های
افیولیتی گدازههای آتشفشانی با
نهشتههای پلاژیك رسوبی
(سنگآهك، رادیولاریت) گاهی
رسوبات تخریبی و آذرآواری، مخلوط شده و مجموعه‌های
آتشفشانی - رسوبی آمیزههای رنگین ایران را
به وجود آوردهاند.
3- رسوبهای پلاژیك مجموعه‌های افیولیتی ایران بیشتر سن كرتاسه پسین
دارند، ولی در ناحیه كرمانشاه و نیریز، این سنگ‌ها
(رسوبی) حاوی سنگوارههای ژوراسیك هستند.
چگونگی
تشكیل و جایگیری افیولیت‌های
ایران
در مورد چگونگی تشكیل مجموعه‌های
افیولیتی، تاكنون بحثها و نظرات متفاوتی
ارائه شده است كه در بین آنها پدیدههایی همچون كافتی شدن
پوسته و فرارانش وابسته به برخورد صفحهها و بازماندن این
مجموعهها در محل زمیندرزها
از همه مهمتر است. هر یك از
شواهد و دلایل گفته شده، میتوانند در سرشت افیولیت‌های ایران نقش داشته باشند، ولی با توجه
به موقعیت زمینساختی و زمینشناسی ایران، نقش پدیده كافتی شدن بیشتر
است. هرچند كه نوع ماگمای به وجود آمده در این سیستم و یا نوع رسوبات همراه با سریهای افیولیتی ایران، تفاوتها و مغایرتهایی
با دیگر نوارهای افیولیتی نشان میدهد، اما در نواحی
خاوری ایران، وجود رسوبات تخریبی مانند فلیش، شیلهای
سیلیسی كه با محیط عمیق اقیانوسی سازگار نیست، دلیل بر نزدیك بودن محیط تشكیل افیولیت‌های مذكور به حاشیه قارهها و به احتمال تشكیل افیولیت‌ها در كافتهای
قارهای از نوع دریای سُرخ
است، به عبارتی وجود پهنههای اقیانوسی بین
صفحههای ایران، بعید مینماید. بررسی نوارهای افیولیتی ایران
نشانگر آن است كه این مجموعهها در طی دو مرحله
جداگانه تشكیل شده‌اند.
مرحله
نخست، كششی است كه با ایجاد شكاف در پوسته همراه بوده است. این شكافها كه تا سستكره
ادامه داشته، مسیر مناسبی برای جایگیری ماگماهایی با تركیب بازالتی بودهاند.مرحله دوم، یك مرحله فشردگی است كه
باعث بسته شدن كافت اولیه شده در نتیجه مجموعه‌های
افیولیتی را بر روی لبه قارههای مجاور رانده است.
روشن است كه راندگی مورد سخن، محدود به زمان جایگیری اولیه نبوده، بلكه همزمان با
رویدادهای زمینساختی بعدی این عمل
تكرار شده است. برای نمونه، ریكو
(1974)، در ناحیه نیریز به دو فاز راندگی بعدی در زمان پلیوسن باور دارد.
در مورد شرایط ترمودینامیكی جایگزینی افیولیت‌ها، چهار نظریه وجود دارد :
1- نظریه جایگزینی، به صورت جامد و سرد
2- Cold Intrusion
نظریه فعالیت نفوذی - آتشفشانی
3- نظریه آتشفشانی
4- نظریه فعالیت نفوذی.در مورد افیولیت‌های ایران نظریه سرد و جامد پذیرفتنیتر است.
با
وجود این، ریكو (1974)، با توجه به ویژگیهای
سنگشناسی، توده
اولترابازیك نیریز را نشانه تبلور آرام ماگما در دما و فشار بالا می‌داند وی وجود هاله دگرگونی گرمایی (به
ضخامت چندین ده متر) در همبری پریدوتیتها با سنگآهكهای
تنگ حنا را دلیلی بر این نظر می‌داند. به گفته دیگر
كانیهای دگرگونی این
هاله، معرف دمای 700 تا 1000 درجه سانتیگراد است و با توجه به نقطه ذوب هارزبورژیت (1200 درجه)، نتیجه گرفته شده
كه دست كم در ناحیه نیریز، افیولیت‌ها در زمان جایگیری
حالت خمیری داشتهاند. در ضمن، نمایش
بعضی ریزساختارها، مانند چینهای خوابیده كه در بعضی تودههای افیولیتی ایران دیده میشود، نشان میدهند
كه ممكن است افیولیت‌های ایران در زمان جایگیری
به حالت گدازههای خمیری بودهاند.در هر حال، این پرسش وجود دارد كه آیا
آمیزههای افیولیتی ایران
فقط منشأ زمینساختی دارند؟ اگرچه
مجموعه‌های افیولیتی ایران
حاصل صعود دیاپیرهای اولترامافیك به نظر میرسند.
ولی، دسمونز (1981)، برخی از سفرههای رورانده افیولیتی
ایران را حاصل لغزش گرانشی می‌داند كه از راه راندگی
بالا نیامدهاند، بلكه به دلیل
وزن خود، از یك منشأ افیولیتی مرتفع به پایین لغزیدهاند.لازم
به ذكر است كه، به باور سبزهئی (گفته شفاهی) هاله
دگرگونی تنگ حنا یك پدیده ثانوی و در ارتباط با دایكهای
میكروگابرویی میباشد و نمیتواند نشانگر تأثیرگرمایی تودههای پریدوتیتی بر سنگ‌های مجاور باشد. در ضمن ریز ساختها ممكن است مربوط به تنشهای بعد از جایگیری باشد.
آمیزههای
رنگین
در بیشتر مجموعه‌های
افیولیتی ایران، توالی كلاسیك معمول حفظ نشده و سنگ‌های
گوناگون به مقدار متفاوتی با یكدیگر مخلوط شده‌اند.
تنوع سنگی و رنگی سبب شده كه در سال 1955 گانسر به این مجموعه، آمیزههای رنگین نام دهد. مطالعات بعدی نشان
داد كه بیشتر عناصر سازنده این مجموعه، متعلق به سنگ‌های
افیولیتی است، لذا پارهای از زمین‌شناسان نام آمیزه افیولیتی را ترجیح دادهاند. از نظر درویشزاده
(1370) مجموعه‌های افیولیتی ایران
شامل سه بخش كلی زیر است:
* قطعات
اصلی یا قطعاتی كه جزء واحدهای افیولیتی است و ابعاد بزرگ دارند.
* قطعات بیگانه (اولیستولیتها) كه ابعاد و جنس بسیار متفاوت دارند.
* خمیرهای كه قطعات مذكور را در بر گرفته و خود یك
مخلوط زمینساختی دانه ریز (ریزآمیزهها) است.
امروزه در زمینشناسی ایران واژه آمیزه
رنگین بسیار رایج است، به گونهای كه حتی در نواحی
افیولیتی فاقد ویژگی آمیختگی نیز از این اصطلاح به غلط استفاده میشود.
زمان و چگونگی تشكیل آمیزههای
رنگین
اگرچه پایین افتادگی همزمان با رسوبگذاری
میتواند در تشكیل آمیزههای رنگین ایران نقش داشته باشد، ولی
عامل اصلی جابهجایی سنگ‌های
اولترابازیك و خردشدگیهای بعدی و تبدیل
آنها به یك برش زمینساختی، در حقیقت تنگ
و باریك شدن، ناوه و انتقال مجموعه بر روی لبه قارهها
است. در بیشتر نواحی ایران، ایجاد آمیزههای
رنگین در اواخر كرتاسه و حداكثر تا اوایل پالئوسن، خاتمه یافته است. ولی، در خاور
و جنوب خاوری ایران (زابل – مكران) فراخاست و خروج از آب فقط در قسمت حاشیهای اثر داشته است، در حالی كه نشست و پایین
رفتن بستر حوضه در قسمتهای محوری ناوه ادامه
داشته و سبب تشكیل رسوبات ضخیم فلیشهای ترشیری شده است.
در
منطقه زابل، تراف موردنظر پس از رسوبات فلیشی ائوسن یا الیگوسن به تكامل رسیده
است. در حالی كه در ناحیه مكران، این فرونشست طولانیتر
بوده، به گونهای كه هنوز هم این
فرونشینی در دریای عمان ادامه دارد.بنابراین باید گفت كه زمیندرزهای همخانواده تتیس جوان ایران در یك زمان بسته
نشدهاند. در زاگرس به هم
رسیدن صفحات بیش از ماستریشتین، در ایران مركزی پس از ماستریشتین و قبل از
پالئوسن، در خاور ایران ائوسن میانی است و در مكران برخورد صفحهها هنوز قطعی نشده است.
پراكندگی جغرافیایی و سن افیولیت‌های
ایران
مقدمه
با وجود پارهای تناقضات، بیشتر زمین‌شناسان بر این باورند كه افیولیت‌های ایران، شاخصی از قلمروی اقیانوسهای نابالغ قدیمی هستند كه با حاشیههای قارهای
كهن محصور شده‌اند. از نظر جغرافیایی،
افیولیت‌های ایران در چهار
قلمروی شمال ایران، راندگی اصلی زاگرس، ارومیه – ماكو و پیرامون كوچك قاره ایران
مركزی رخنمون دارند.
با توجه به نواحی چهارگانه فوق، پذیرفته شده كه افیولیت‌های شمال ایران باقیمانده اقیانوسی (تتیس كهن) است كه در
زمان پالئوزوییك پسین – تریاس پسین دو صفحه ایران و توران را از یكدیگر جدا میكرده است. افیولیت‌های
زاگرس نشانگر محل تقریبی اقیانوس دیگری (تتیس جوان) است كه در تریاس پسین – كرتاسه
پسین در حد فاصل صفحه ایران و صفحه زاگرس – عربستان وجود داشته است.
گفتنی است كه اگرچه با تكیه بر سن همراهان رسوبی، بیشتر
مجموعه‌های افیولیتی ایران
به سن كرتاسه پسین دانسته شده، ولی:
1- در پارهای از نواحی ایران افیولیتهایی به سن پركامبرین (در ناحیه انارك) و
یا پالئوزوییك (در شمال ایران) هم شناسایی شده است.
2- سن كرتاسه پسین بیشتر مربوط به همراهان رسوبی است و این
احتمال وجود دارد كه به ویژه سنگ‌های اولترامافیكی
مجموعه‌های موردنظر، سن كهنتر داشته
باشند.
3- سبزهئی (1367)، مجموعه افیولیتی
ایران را به دو نوع سنگ با سن متفاوت تقسیم و بر این باور است كه تودههای یكنواخت پریدوتیتی – سرپانتیتی مجموعه
افیولیتی، سنگ‌های قدیمیتر از پالئوزوییك زیرین تا پرمین هستند
كه در زمانهای بعدی، به ویژه در
زمان كرتاسه پسین – ائوسن، به صورت تودههایی
با ساخت دیاپیری درون آمیزه رنگین جای گرفتهاند.
دسته دوم سنگ‌های آذرین – رسوبی از
نوع سنگ‌های گدازهای، و رادیولاریت، آهكهای پلاژیك، فلیش
و توربیدیت هستند به یك چرخه
زمانی از تریاس پسین تا كرتاسه پسین تعلق دارند و پس از مجموعه اول (پریدوتیتها) تشكیل شده‌اند.
به طور كلی، از نظر سنی، افیولیت‌های ایران را میتوان به سه گروه پركامبرین، پالئوزوییك و
مزوزوییك تقسیم كرد.
افیولیت‌های
پركامبرین
در «ناحیه تكاب» مجموعه سنگ‌های
منسوب به پركامبرین، در بیشتر جاها از آمفیبولیت، شیست، گنیس و مرمر همراه با بخشهای
افیولیتی متشكل از سرپانتینیت، پیروكسنیت، تالكشیست،
سرپانتین شیست، آمفیبول شیست و تودههای كوچك گابرو تا
گرانیت است، به گونهای كه یك مجموعه آذرین
– رسوبی دگرگونی با طیف سنگشناسی گسترده از سنگ‌های اولترابازیك تا گرانیت را به وجود
آوردهاند. گسترش وسیع آمفیبولیت، مرمر، همراه با تودههای
گابرو، دیوریت، گرانودیوریت، گرانیت و مجموعه‌های
كوچك سنگ‌های اولترابازیك
همراه با كانیسازی سولفیدهای
چندفلزی، چه به صورت پراكنده و چه به صورت لایه‌ای
و به احتمال سولفید تودهای و وجود ذخایر
متعدد تالك در منطقهای وسیع، بر این مطلب
اشاره دارد كه مجموعه دگرگونی پركامبرین منطقه تكاب، در حقیقت یك مجموعه آذرین –
رسوبی با یك طیف وسیع ماگماتیسم افیولیتی تا گرانیتی است. گفتنی است كه پركامبرین
بودن این سنگ‌ها پرسشآمیز است و سن پالئوزوییك بیشتر قابل
قبول است.
در
«ناحیه ساغند»، مجموعه چاپدونی – پشتبادام در اصل از گریوك، سنگ‌های
آذرین حدواسط كلسیمی - قلیایی، سنگ‌های آذرآواری و به
ندرت كربنات تشكیل شده‌اند كه به آمفیبولیت،
گنیس، شیست، میگماتیت و آناتكتیت تبدیل شده‌اند.
این سنگ‌ها نشاندهنده یك آمیزه زمینساختی از سنگ‌های
دگرگونی پركامبرین هستند كه همراه با پیروكسنیت و سنگ‌های
پیروكسن – اولیویندار به سرپانتینیت
تبدیل شده‌اند. همراه بودن
مجموعه متاگریوك، متادیوریت، آمفیبولیت،
پیروكسنیت، سرپانتینیت و سنگ‌های نفوذی كلسیمی -
قلیایی ممكن است دلیل بر تكامل این سنگ‌ها در یك منطقه
فرورانش باشد. ممكن است پیروكسنیت و سرپانتینیت نیز باقیمانده پوسته اقیانوسی
پركامبرین بوده كه بین گسلهای چایدونی و پشتبادام گرفتار شده و بالا آمده است (بربریان،
1983).
در «نواحی انارك - جندق»، بخش بزرگی از سنگ‌های منسوب به پركامبرین انواع سنگ‌های افیولیتی است. در این ناحیه، سنگ‌های افیولیتی و همراهان رسوبی آنها با
7000 متر ضخامت در زیر سنگ‌های كامبرین زیرین
قرار دارند. سنگ‌های اولترابازیكی
موردنظر، از نوع هارزبورژیت و اندكی لرزولیت هستند كه به همراه آنها تودههای پراكنده گابرو، دیاباز و پلاژیوگرانیت
نیز دیده میشود. روی این قسمت پریدوتیتی
رسوبهای پلاژیك قرار دارد
كه ممكن است با عدسیها و لایههایی از هارزبورژیت، بازالت، توف و برشهای بازالتی همراه باشند. همان طور كه
گفته شد، این مجموعه زیر «مرمر لاك» به سن كامبرین زیرین قرار گرفته و لذا سن
پركامبرین آن محتمل است (هوشمندزاده، 1367).
افیولیت‌های پالئوزوییك
در ایران، افیولیت‌های پالئوزوییك گسترش بسیار محدودی دارند.
شناخته شده‌ترین این سنگ‌ها در جنوب باختری مشهد رخنمون دارد. در ناحیه مشهد، افیولیت‌ها
به صورت عدسی‌های بزرگ كشیده و كم و بیش با حالت لایه‌ای با رسوبات رُسی دگرگون
شده همراه هستند. مجیدی (1978) این سنگ‌ها را متعلق به دونین – كربنیفر می‌داند.
ولی وجود سنگواره فوزولین در ناحیه سفیدسنگ، گواه بر سن پرمین آنها است (مجیدی،
1980). هر چند بیشتر زمین‌شناسان سنگ‌های اولترابازیكی مشهد را منشورهای برافزاینده
اقیانوس تتیس كهن دانسته‌اند، اما علوی تهرانی (1363) این سنگ‌های فوق بازیك را افیولیت
به شمار نمی‌آورد و ضمن مقایسه آنها با كمپلكس كلاسیك لایه‌ای
بوشولد (Bushveld) آفریقای
جنوبی این گونه سنگ‌ها را با موقعیت كراتونیك می‌داند كه در نتیجه جابهجایی ماگماتیك به وجود آمده‌اند. وجود
مجموعه‌های مشابه در جنوب گرگان، جنوب باختری انزلی (فومن) و كوه‌های الله‌یارلو
اهر سبب شده تا از پیوند این رخنمون‌های افیولیتی، محل تقریبی زمیندرز تتیس كهن
رقم زده شود.
در كوه‌های طالش و بخش جنوبی كمربند سنندج – سیرجان، بعضی
از سنگ‌های اولترابازیكی به زمان پالئوزوییك نسبت داده شده‌اند. ولی در مورد
خاستگاه و چگونگی جایگیری آنها سخنی به میان نیامده است. در ناحیه پشت بادام (ایران
مركزی) بخشی از مجموعه دگرگونی پشت بادام از نوع سنگ‌های افیولیتی است. كمپلكس پشت
بادام و افیولیت‌های همراه آنها به طور دگرشیب در زیر سنگ‌های آهكی فوزولین‌دار
پرمین قرار دارند. لذا سن آنها پالئوزوییك دانسته شده ولی همان طور كه گفته شد سن
پركامبرین نیز محتمل است.
افیولیت‌های مزوزوییك
اشتوكلین (1977) برای مجموعه‌های
افیولیتی مزوزوییك ایران، از واژه «نوار افیولیتی محوریAxial
Ophiolitic belt » استفاده كرده و بر این باور است كه این
نوار افیولیتی مربوط به اشتقاقهای «نوع تتیس جوان»
است كه در زمان مزوزوییك (تریاس پسین – كرتاسه پسین) بخشهایی
از قاره گندوانا را از بخش دیگر همان قاره جدا میساخت.
به جز بخشهای رانده شده بر روی
لبه قارهها، بیشتر نوار افیولیت
محوری یا در زونهای برخوردی فرورانش
كردهاند و یا توسط رسوبات
ترشیری پوشیده شده‌اند. باقیماندههای نوار افیولیتی محوری به سن مزوزوییك
را میتوان در راستای راندگی
اصلی زاگرس (كرمانشاه، نیریز) دید. ادامه خاوری آن، پس از عبور از مكران ایران و
پاكستان، از طریق گسل چمن تا هیمالیا ادامه مییابد.
افزون بر آن، انشعاباتی از آن به طرف عمان، افغانستان و همچنین به صورت باریكهای حلقه مانند، ریزقاره ایران مركزی را
در بر میگیرد. از دیدگاه
اشتوكلین (1977)، نوار افیولیتی محوری، به دلیل داشتن پارهای
تفاوتهای اساسی، قابل تقسیم
به دو بخش جداگانه است.
نخست،
زیر نوار افیولیتی بیرونیOuter Sub – belt كه
شامل افیولیت‌های كرمانشاه – نیریز
است كه به طرف عمان میرود.
دوم، زیر نوار افیولیتی درونی
Inner Sub – belt كه شامل افیولیت‌های
ماكو – ارومیه و آمیزههای رنگین دور ریزقاره
ایران مركزی است. اشتوكلین افیولیت‌های شمال مكران را
جزو زیر نوار درونی می‌داند،
ولی
افتخارنژاد (گفته شفاهی) بر این باور است كه حتی در ناحیه مكران میتوان دو زیر نوار درونی و بیرونی را دید
كه توسط پوسته قارهای كمپلكس دوركان از یكدیگر
جدا شده‌اند.افیولیت‌های مزوزوییك ایران به سه سن تریاس میانی،
تریاس پسین و كرتاسه هستند.
افیولیت‌های تریاس
بخش كوچكی از اولترابازیكهای
ایران به تریاس نسبت داده شده‌اند. اولترابازیكهای لایه‌ای
كوه‌های طالش (تریاس میانی)
و اسفندقه (تریاس پسین) از آن جمله است. در اسفندقه مجموعه سیخوران رگههای كرومیت دارد و به وسیله رسوبات ژوراسیك
پوشیده شده‌اند و لذا سن تریاس
آنها محرز است (سبزهئی، 1974).
افیولیت‌های كرتاسه
در بین افیولیت‌های ایران نمونههای كرتاسه بالایی بیشترین سهم و گستردگی
را به ویژه در كنار گسلها و راندگیهای مهم دارند. افیولیت‌های موجود در امتداد راندگی زاگرس
(كرمانشاه – نیریز)، آمیزههای افیولیتی ماكو –
ارومیه، ایران مركزی، جنوب خاوری (مكران) و خاور ایران (نهبندان) و 000 از آن جمله
است. افیولیت‌های كرتاسه ایران در
سه ناحیه زیر در بیشترین مقدارند.
الف) افیولیت‌های زاگرس در امتداد و در بلافصل جنوب باختری
راندگی اصلی زاگرس، دو بخش پهن و جدا از هم از مجموعه افیولیتی – رادیولاریتی
رخنمون دارد. هر بخش به شكل كمانی با تحدب به طرف جنوب باختری است: یكی كمان پشتكوه در كرمانشاه (برو، 1970)، و دیگری
كمان فارس در نیریز (ریكو، 1971). از نظر تركیب و ساخت افیولیت‌های كرمانشاه و نیریز، با مجموعه افیولیتی
– رادیولاریتی كوه‌های عُمان و با افیولیت‌های حاشیه عربستان، شباهت زیاد دارند. به
سخن دیگر، دو كمان افیولیتی كرمانشاه و نیریز، بخشی از نوار افیولیتی به طول تقریبی
3000 كیلومتر است كه به طور ناپیوسته از سوریه شروع و پس از گذر از جنوب تركیه و
زاگرس به عُمان میرود. این نوار كه به
صورت یك كمان در امتـداد راندگیهـای میان دو صفحه
عربستان و صفحه ایران قرار دارد، به وسیله ریكو
(b 1971)، مطالعــه و به آن هـلال افیولیتی حاشیه
عربستان Croissant Ophiolitique Peri Arabe نام
داده شده است. ولی اشتوكلیـــن (1977)، برای آن نام نــوار افیولیتـــی محوری بیرونــیOuter
Axial Ophiolitic Belt را انتخاب كرده است.
مجموعه افیولیتی موجود در نوار زاگرس – عمان شامل توالی به
نسبت منظم و ثابتی از سنگ‌های خرد شده و فلسی Imbricated است كه ردیفهای رسوبی در زیر و كمپلكسهای افیولیتی، اغلب، بر روی آنها مینشیند. در حدفاصل این دو، یك آمیختگی
مشخص دیده میشود كه اغلب شامل
قطعات بزرگی از سنگآهك به صورت قطعات بیگانه
است.
به رغم شباهت ساختاری و سنگی با عُمان، مقایسه افیولیت‌های زاگرس با ایران مركزی نشانگر چهار
تفاوت عمده است:
1- در نوار افیولیتی زاگرس، رسوبات آهكی تخریبی و توربیدایت
به فراوانی یافت میشود در حالی كه
همراهان رسوبی آمیزههای رنگین ایران مركزی،
بیشتر از نوع شیل، توف و آهكهای پلاژیك است.
2- در آمیزههای رنگین ایران مركزی،
سنگ‌های اسپیلیتی و دیابازی
نقش مهمی دارند، در حالی كه در افیولیت‌های زاگرس، مقدار این
سنگ‌ها ناچیز است.
3- در افیولیت‌های زاگرس، سنگ‌های رسوبی سن پالئوزوییك و مزوزوییك
دارند . به هرحال جوانتر از تورونین نیستند.
در صورتی كه همراهان رسوبی ملانژهای ایران مركزی و خاور ایران بیشتر دارای سنگوارههایی به سن سنونین تا ماستریشتین میباشند.
4- در نوار زاگرس، ناوه، پیش از ماستریشتین یا حداكثر اوایل
مایستریشتین بسته شده است. در صورتی كه بسته شدن ناوه در كمربند افیولیتی ایران
مركزی و خاور ایران در اواخر ماستریشتین یا پالئوسن بوده است.
- افیولیت‌های كرمانشاه در ناحیــه
كرمانشاه، سنگ‌های افیولیتــی به ویـژه
در ناحیــه صحنه و هرسین رخنمـون دارند و «افیولیت‌های
صحنه – هرسین» نامگذاری شده‌اند (برو، 1970).
كمان افیولیتی صحنه – هرسین شامل سه برونزد جداگانه است:
- نخستین برونزد در شمال خاور كرمانشاه (ناحیه صحنه) قرار
دارد كه متشكل از سنگ‌های اولترابازیك دانهای (كومولیت)، پریدوتیت، هارزبورژیت و پیروكسنیت
است كه ابتدا با سنگ‌های گابرویی و سپس با
گدازه پوشیده میشوند. این مجموعه اثری از آمیختگی ندارد.
- شدت تكتونیزه است. در این مجموعه، سنگ‌های اولترابازیك با فلسهای آهكی و رادیولاریتی همراهند كه در نتیجه
عملكرد فشارهای زمینساختی با یكدیگر
مخلوط شده‌اند.
- سومین برونزد، در ناحیه هرسین متشكل از یك توده سرپانتینیت
است كه در آن ورقههایی از آهكهای دوباره تبلور یافته زیستی آواری به
احتمال متعلق به تریاس وجود دارد.
- افیولیت‌های نیریز مطالعات
مناطق افیولیتی – رادیولاریتی نیریز (ریكو، 1974) و عُمان (گلنی و همكاران، 1973)،
نشانگر آن است كه در این نواحی، جداشدگی پوسته و ایجاد فرونشست درون قارهای، در زمان تریاس صورت گرفته است. این
زمین‌شناسان (ریكو،گلنی)
فسیلهای اواخر تریاس را
به عنوان قدیمیترین بقایای حیاتی در
رادیولاریتهایی كه تصور میشود در این ناوه نهشته شده گزارش كردهاند. به همین رو، پذیرفته شده كه مجموعه‌های افیولیتی – رادیولاریتی زاگرس –
عُمان در نوعی ناوه اقیانوسی حاصل كافتی شدن
Riftingو یا سراشیبی زیاد شكل گرفتهاند، ولی در باره سن و اندازه این ناوه و
چگونگی تشكیل و سازوكار آن عقاید متفاوتی وجود دارد.
رادیولاریتهای نیریز (سازند پیچكون)،
شامل چرتهای رادیولاریتی است
كه با آهكهای آشفته (توربیدایت)
پُر فسیل همراه هستند. این رسوبات رادیولاریتی، با همبری مبهم، آهكهای كم عمق كرتاسه بالایی، را میپوشانند. رادیولاریتهای موردنظر به فراوانی دارای سنگوارههای پالئوزوییك و به احتمال مزوزوییك هستند و به ظاهر فسیلهای جوانتر
از تورونین ندارند.قرار داشتن آهكهای كرتاسه بالا در زیر
و رادیولاریتهای دارای فسیلهای كهنتر
در بالا، دو امكان زیر را پیشنهاد میكند.
1- فسیلهای موجود در رادیولاریتها بر جا بوده و حمل شده نیستند.
2- بیشتر فسیلهای موجود در رادیولاریتها و آهكهای
آشفته حمل شده و تخریبی هستند.
در صورت برجایی فسیلها،
ناگزیر باید پذیرفت كه رادیولاریتها نابرجا هستند كه این
خودراندگی Nappe و
جابهجاییهای افقی به طول صدها كیلومتر را مطرح میكند، همچنین باید وجود یك ناوه را، دست
كم از تریاس پیشین پذیرفت و قبول كرد كه گودی مذكور از محل رسوبات امروزی آن دورتر
بوده است.در صورتی كه فسیلهای موجود در رادیولاریتها تخریبی و حمل شده باشند، در آن صورت
باید پذیرفت كه رادیولاریتها در موقعیت چینهشناسی طبیعی بوده و در حاشیه پایینرونده كمعمق
سكوی عربستان و در زمان كرتاسه پسین تشكیل شده‌اند.
نظریه برجاییAuthocthony رادیولاریتها، بیشتر بر اساس ویژگی یوژئوسینكلاینی
فرض شده برای زاگرس و عُمان است. بنابراین از نظر فالكن (1967) و اشتوكلین (1968)،
رادیولاریتها در یك ناوه بین
قارهای با فرونشست شدید،
در كناره سپر عربستان، در زمان كرتاسه پسین نهشته شده‌اند
و سپس افیولیت‌ها در درون آنها جایگیر
شده‌اند.
صرفنظر از نحوه جایگیری،
برجایی و یا نابرجایی رادیولاریتها و افیولیت‌ها، تمام پژوهشگران در این نظر هم عقیدهاند كه این كار درآشكوب كامپانین یا اوایل
ماستریشتین به پایان رسیده است، چرا كه سنگآهكهای كم عمق ماستریشتین (سازند تاربور) به
طور دگرشیب و پیشرونده این سنگ‌ها و ساختارها
را پوشاندهاند. لذا، پذیرفته شده كه از آن زمان (پیش
از ماستریشتین) صفحههای قارهای عربستان و ایران بار دیگر به هم پیوسته
و با باریكهای از پوسته اقیانوسی
به یكدیگر جوش خوردهاند.
سن افیولیت‌های زاگرس مسئله شكل،
شیوه جایگیری و به ویژه سن مجموعه‌های افیولیتی زاگرس،
هنوز به خوبی روشن نیست. افیولیت‌های زاگرس به صورت
صفحههای تودهای بزرگ، رادیولاریتها را میپوشاند.
همبری بین مجموعه رسوبی و تودههای افیولیتی به طور
معمول به صورت باریكهای از آمیزههاست كه در آنها قطعات بیگانه پرمو – تریاس
وجود دارد. این قطعات بیگانه آهكی ارتباط اصلی بین سنگ‌های
مختلف موجود در این ناحیه را پیچیده كرده است. فسیلشناسی،
مدارك و شواهد كمی در تعیین سن افیولیت‌ها ارائه میكند و به نظر میرسد
كه افیولیت‌ها سن كرتاسه پسین دارند و این تنها به دلیل عضوهای انتهایی
فاز بازالتی (گدازههای بالشی و برشهای توفی) است كه به ندرت در برخی مواقع
با رادیولاریتها و شیلهای سیلیسی و آهكهای
پلاژیك به طور بین لایه‌ای قرار گرفتهاند. آلمن و پیتر (1972)، با استفاده از
روش پتاسیم – آرگون، سن توفهای سازند هواسینا
عُمان را حدود 6 ± 96 میلیون سال تعیین كردهاند.
به احتمال این سن برای افیولیت‌های زاگرس نیز درست
است. گفتنی است كه اگرچه سن عمومی افیولیت‌های
زاگرس كرتاسه پسین دانسته شده، ولی مطالعات دقیقتر
لازم است.
ب ) افیولیت‌های ایران مركزی مجموعه‌های
افیولیتی ایران مركزی در دو منطقه در بیشترین مقدارند.
افیولیت‌های پیرامون ریزقاره
ایران مركزی : این مجموعه به شكل كمربند ناپیوستهای
دور ریزقاره ایران مركزی (تكین 1972) رخنمون دارد. این حلقه افیولیتی، در امتداد
گسل نهبندان - ایرانشهر به سمت بیرجند كشیده میشود،
و پس از یك ناپیوستگی كوتاه بار دیگر امتداد خاوری – باختری در جنوب سبزوار و شمال
گسل دورونه ظاهر و به طور ناپیوسته تا شهرستان نایین ادامه مییابد. از نایین به طرف جنوب خاوری، افیولیت‌ها بار دیگر در طول گسل نایین – بافت
برونزد دارند و از آنجا بار دیگر در باختر پایینافتادگی
جازموریان به مجموعه افیولیتی بشاگرد متصل میشوند.
ویژگیهای زمینشناسی این كمربند افیولیتی به تقریب در
همه جا یكنواخت و مشخص است. بر خلاف زاگرس، توالی شناخته شده مجموعه‌های افیولیتی، پیرامون ریزقاره، در هیچ
جا قابل تشخیص نیست. اگر چه قطعات بزرگ و كشیده اولترابازیك به درازای تا 10 كیلومتر
یا بیشتر وجود دارد، اما این مجموعهها به طور معمول آمیختههای درهمی از مواد رسوبی و آذرین هستند
به طوری كه، به طور عموم سنگ‌های تشكیلدهنده، ارتباط ناپیوسته دارند. قدیمیترین سنگ‌های
آمیزه ایران مركزی، سنگآهكهای دارای فسیل كالپیونلا به سن ژوراسیك
پسین است كه همراه با رادیولاریتها در باختر جازموریان
دیده شده است ولی، بیشتر مواد رسوبی آنها، متعلق به اواخر كرتاسه، به ویژه متعلق
به آشكوبهای سنونین – ماستریشتین
است.سن مرز بالایی آمیزههای ایران مركزی،
نامعلومتر از كمپلكس رادیولاریتی
– افیولیتی زاگرس است و به نظر میرسد در بلوچستان و
شرق ایران، مجموعه افیولیتی با یك حد نامشخص به توالیهایی
از فلیش به سن ترشیری زیرین تبدیل میشود (گانسر، 1960).
در جاهای دیگر، و همچنین در منطقه سبزوار، آمیزهها
با دگرشیبی، توسط آهكهای كم عمق اواخر
پالئوسن – ائوسن زیرین تا میانی، پوشیده شده‌اند.
با آنچه كه گذشت، تصور میشود
كه ناوه اقیانوسی باریك پیرامون ریزقاره ایران مركزی، از اواخر ژوراسیك، به صورت
شاخهای از تتیس جوان شكل
گرفته و در اواخر كرتاسه به بیشترین گسترش خود رسیده است. كافتی شدن در امتداد گسلهای كمانی قبلی بوده ولی پهنشدگی بعدی این كافت، با پیدایش لایه اقیانوسی
و به احتمال ظهور یك پشته میانی Median Ridge ارتباط
داشته است. در این ناوه باریك كمانی شكل، كه ریزقاره ایران مركزی و خاور ایران را
از بقیه صفحه قارهای ایران جدا میساخته، رسوبگذاری و چرتهای رادیولاریتی و دیگر رسوبات پلاژیك تا
اواخر كرتاسه ادامه داشته است.
افیولیت‌های ارومیه – ماكو:
در شمال باختری ایران، به عبارتی از جنوب باختری ارومیه تا ماكو، بیرونزدگی
افیولیتی دیده میشود كه به سوی باختر
تا آناتولی تركیه ادامه دارد. مطالعات انجام شده نشان میدهد
كه افیولیت‌های ماكو – ارومیه،
با رشته آمیزههای موجود در ایران
مركزی و خاور ایران شباهت بسیار دارد. در اینجا نیز، سنگ‌های
اولترابازیك و رادیولاریت همراه با دیاباز، توف، شیل
و آهكهای پلاژیك به صورت
درهم دیده میشود و همه مجموعه
توسط فلیشهای ضخیم ائوسن پوشیده
شده‌اند.
