تحقیق درباره البرز مرکزی و آسیای مرکزی

شکل 2 – 3- نمایی از کوارتز مونزونیت اکاپل
Widget not in any sidebars

سنگهای آذرین:
الف – مونزونیتها
در مرز باختری نقشه و در شمال ناریان، اشتالدر (1971)، یک تودهی مونزونیتی را که در سازند کرج نفوذ کرده، مشخص نموده است. در جنوب وارنگه رود نیز یک سیل مونزونیتی به عرض 350 متر (لورنز) در نهشتههای سازند کرج نفوذ نموده است. در بررسیهای سنگ شناختی نمونههای وارنگه رود م. پشت کوهی، مونزونیت و مونزوسینیت( پشت کوهی،م ) تشخیص داده شده است. اگر چه این مونزونیتها و نیز انواع مشابه در ورقهی جنوبی (ورقهی تهران) در درون عضو توف بالایی جای گرفتهاند( امینی،ب ) ولی با توجه به این که سیل هستند و نفوذی، پس باید در زمان جوانتری از ائوسن، و با احتمال، در اولیگوسن جایگزین شده باشند.
ب – داسیتها
رخسارهای استثنایی از تودههای داسیتی نامنظم و کوچک که در سازند شمشک نفوذ کردهاند، در نزدیکی راندگی کندوان و در شمال آن، در طرفین جادهی چالوس برداشت شدهاند. نمونههای مربوطه در بررسیهای میکروسکوپی، ریوداسیت و ریولیت تشخیص داده شدهاند. برای این لیتولوژی نیز سن جوانتر از ائوسن و با احتمال، اولیگوسن در نظر گرفته شده است (وحدتی- ندیم، 1378).
ج – کوارتز مونزونیت اکاپل
در البرز مرکزی، گروه علم کوه (تخت سلیمان) در زون رشتهی مرکزی پالئوزوئیک ظاهر شده است. خارج از مرز غربی نقشه، باتولیت گرانیتی علم کوه، قلههای بلند تخت سلیمان (4620 متر) و علم کوه (4840 متر) را ساخته است. در منطقهی مورد بررسی و در جنوب باختر رودبارک، باتولیت کوارتز مونزونیتی آکاپل نمایان شده است. (شکل2-4 )رخنمونهای خوبی از این سنگهای آذرین درونی تودهای شکل، متوسط تا درشتدانه، در طول درهی سرداب رود، شمال اکاپل تا جنوب و ندارود دیده می‌شود. باتولیت در غرب بریر و نیز در سمت جنوب خاور، با گسلها محدود شده است (گانسروهوبر، 1962). در درهی مجل، در اثر پایین آمدن محور گنبد اکاپل، بازپسین دنباله‌های خاوری باتولیت نفوذی قابل مشاهده است (کارتیه، 1971). با توجه به شیستوزیته، شاید به توان نتیجه گرفت، کوارتز مونزونیت اکاپل قدیمیتر از گرانیت علم کوه است (گانسرو هوبر، 1962). در شمال باختر ناتر، ردیف آتشفشانی کرتاسهی بالایی، جوانترین سنگهای دگرگون شده هستند (وحدتی- ندیم، 1378). در ورقهی شوکران، توفها و سایر وابستگان به سن پالئوژن، جوانترین نهشتههای دگرگون شده در اثر نفوذ گرانیت علم کوه هستند (آنلز و همکاران، 1977). بنابراین میتوان نتیجه گرفت که سن نفوذیها، نئوژن و شاید با احتمال، پلیوسن است.
شمال اکاپل، میان ونداربن و بریر، رخسارهی حاشیهای دانه درشت لارویکیتی (نفلین- سینیت) مشاهده شده است. در درهی نفت چال، بخشهای لایهای تیرهتر این کوارتز مونزونیت‌ها، ترکیب هورن بلند- گابرو- دیوریت دارد.

شکل2-4 – نمایی از تکتونیک منطقه
د – دایکها
به تقریب در همهی سازندها، دایکها یافت میشوند. انواع کوارتز پورفیریتها، دیابازهای پورفیریک، لامپروفیرها، دیوریتها، اولیوین بازالت‌ها، گابرو- دیوریتها و نیز رگههای آپلیتی تشخیص داده شده که شرح آنها در برخی از گزارشهای قبلی منطقه موجود است. تعدادی از این دایکها در روی نقشهی مرزن آباد قابل نمایش بودهاند.( شکل 2-5 )

شکل 2-5 – نمایی از دایکهای منطقه اکاپل
2- 2- 2- زمین ساخت
سلسله جبال البرز، با یک انحنای باز خاوری- باختری، منطقهی خزر را از فلات ایران مرکزی جدا کرده و حلقهی واسط بین کوه‌های آناتولی- قفقاز و افغانستان را پدید آورده و سرانجام در خاور، به سلسله جبال پامیر- هندوکش در آسیای مرکزی پیوسته است (کارتیه، 1971).
رشته کوههای البرز از نظر زمینشناسی، مرز جنوبی ندارد و برعکس، شدت کوهزاییها به سوی جنوب افزایش یافته است. این رشته فقط از نظر ریختشناسی، دارای خصوصیات مستقلی است و باید به عنوان یک سلسله جبال حاشیهای از یک کوهزایی که همهی ایران مرکزی را در بر میگیرد، تصور شود. گانسر با تأکید بر این نکته ثابت میکند که شدیدترین فاز چین خوردگی ایران مرکزی، یعنی فاز پیچیدهی ژوراسیک (پسین)، در البرز مرکزی حداکثر به طور غیر محسوس وجود دارد. در عوض، در البرز حرکات خشکیزایی نمایان میشوند که به ویژه پس از اواسط کرتاسه، در کرتاسهی بالایی، در برخی نقاط سبب قطع روابط دریایی میان سپر ایران مرکزی و رشته کوههای حاشیه ای البرز شده است. این روند جدایی در لارامیدین کامل شده و تا امروز ادامه دارد (گانسر، 1955 و اشتوکلین، 1959).
از پسرویهای عمدهی دریا میتوان پسروی دریای پرمین پایانی را پس از رسوبگذاری سازند نسن معرفی کرد. در دورهی پرمین (سازند روته) رسوبات آهکهای دولومیتی و سنگ آهک دارای فوزولینا که سازند روته نامیده شده است، به طور هم شیب بر روی ماسه سنگها و شیلهای پرمین زیرین و سازند درود بر جای میمانند، ولی به تدریج فورانهای آتشفشانی رخ داده و محیط رسوبگذاری تغییر مینماید، به طوری که پس از رسوبگذاری سنگ آهک چرتدار، سنگ آهک مارنی و شیلهای مارنی و ماسهدار سازند نسن پسروی دریا در پرمین پایینی انجام میشود. پیشروی دریا در تریاس زیرین با ماسه سنگ کوارتزیتی سنگ آهک مارنی و شیلهای آهکی آغاز میشود، ولی به تدریج عمق حوضهی رسوبی زیادتر شده و سنگ آهک ضخیم لایه تا تودهای شکل بر جای میماند که تحت عنوان سازند الیکا معروف شده است. دولومیتهای تودهای شکل بر روی سنگ آهک ضخیم لایه به طور هم شیب بر جای ماندهاند. پس از رسوبگذاری رسوبات دولومیتی مجموعهای از رسوبات سنگ آهک شیل ماسه سنگ به همراه انجام فورانهای آتشفشانی از نوع الیوین بازالت، بازالت آندزیتی و سنگهای پیروکلاستیک بر جای ماندهاند و تحت عنوان سازند پالند معرفی شدهاند. سازند شمشک با لیتولوژی خاص و لایههای ذغالدار خود بر روی سازند پالند و سازند الیکا بر جای گذاشته شده است.
پس از رسوبگذاری سازند الیکا پسروی دریا انجام شده است، ولی برخی از محدودهها شرایط دریایی خود را حفظ کردهاند که در آن محدودهها رسوبات سازند پالند بر جای مانده است. پیشروی مجدد آب دریا شرایط کولایی- رودخانهای را فراهم کرده است و این امر سبب برجای ماندن رسوبات سازند شمشک در تریاس بالایی- ژوراسیک زیرین شده است. رسوبات سازند دلیچای و لار به صورت ناپیوسته ولی هم شیب، بر روی سازند شمشک قرار گرفتهاند و بیانگر یک عقب نشینی موقت دریا در زمان ژوراسیک پایانی رخ داده است.
پیشروی دریا در گسترهی مورد مطالعه با حجم زیادی از فورانهای آتشفشانی کرتاسهی آغازین مشخص شده است. هم زمان با انجام این فورانها در برخی از محدودهها رسوبات آهکی بر جای ماندهاند. رسوبات آهکی مذکور دارای فسیل اربیتولینا میباشند.
مجموعهی سنگهای آتشفشانی و رسوبات آهکی مذکور (که قسمتهایی از این رسوبات آهکی را با سازند تیزکوه کورلشین کردهاند) را سازند چالوس نام گذاری نمودهاند. مجموعههای آتشفشانی کرتاسهی بالایی شامل سنگهای آتشفشانی بازیک و متوسط و سنگهای آذرآواری میباشند که در آنها آثار کنگلومراها، ماسهسنگ و شیلها نیز به صورت اینترکالیشن قابل مشاهده است.
بازالتهای آلکالن، بازالت اسپیلیتی و انواع توفها بیانگر ایجاد یک حوضهی رسوبی همراه با حرکات کششی است. در قسمتهای فوقانی سکانس رسوبی سازند چالوس سنگهای آتشفشانی از نوع بازالت، تراکی آندزیت، توف و انواع سنگهای آذرآواری و توفیت میباشد. پس از انجام این فورانهای آتشفشانی پسروی دریا رخ داده است. این پسروی دریا همراه با فورانهای آتشفشانی بیانگر یک عملکرد شدید درحرکات تکتونیکی است.
در کرتاسهی پایانی مجموعهای از سنگ آهک گلوبوتروکلانادار، سنگ آهک مارنی بر جای میمانند. در پایین دورهی کرتاسه گسترهی مورد مطالعه از آب خارج میشود، ولی در بخشهایی از آن ماسه سنگهای آهکی و سنگهای آهکی ماسهای بر جای میمانند.
رسوب گذاری دورهی پالئوسن با سازند فاجان آغاز میشود. این سازند شامل ماسه سنگها، کنگلومراها و شیلها و آهکهایی است که هم زمان با فورانهای آتشفشانی به وجود آمدهاند و بیانگر یک پیشروی عمدهی دریا در ترشیاری آغازین میباشند. این رسوبگذاری بدون وقفه تا ائوسن پایانی- الیگوسن انجام مییابد، ولی با توجه به تغییرات عمق حوضهی رسوبی، نوع رسوبات آن تغییر مییابد. در زمان ائوسن رسوبات سازند کرج به همراه فورانهای آتشفشانی انجام شدهاند، ولی در ائوسن پایانی- الیگوسن حرکات شدید تکتونیکی به وقوع پیوسته است و این امر سبب ایجاد دگرشیبی بین رسوبات الیگومیوسن و رسوبات قدیمیتر شده است. رسوبات الیگوسن و میوسن را میتوان هم ارز سازندهای قرمز پایینی، سازند قم و سازند قرمز بالایی در نظر گرفت.
در البرز مرکزی از حرکات کوهزایی کالدونین و هرسی نین کمتر نشانهای میتوان پیدا نمود و نبود چینهای پالئوزوئیک را باید به حرکات خشکی
زایی نسبت داد.