کارشناسی ارشد و دریاچه ارومیه

1-6- پیشینه مطالعات زمین شناسی
Widget not in any sidebars

– عمیدی (1345) در رساله کارشناسی ارشد خود سنگ شناسی سنگهای آذرین جنوب قروه را مورد بررسی قرار داده است.
– زاهدی از سال 1345 تا 1369 اقدام به تهیه نقشه زمین شناسی250000/1 وچهار گوش قروه همراه شرح نموده است.
– (1975) Bellon and Broud سن مطلق توده نفوذی گابرو – دیوریت خرزهره در روستای شیروانه (جنوب قروه) را به روش K – Ar، 38 تا 40 میلیون سال (اوایل الیگوسن) تعیین کردهاند.
– سنگ قلعه (1374) در رساله کارشناسی ارشد خود پترولوژی سنگهای آذرین جنوب قروه را مورد مطالعه قرار داده است.
– حسینی (1376) نقشه زمین شناسی 100000/1 چهارگوش قروه با شرح را تهیه نموده است که سنگهای آذرین گابرو، دیوریت، مونزودیوریت و گرانیت را در مجموعه پلوتونیک قروه شناسایی کرده است.
– ترکیان (1387) ماگماتیسم مجموعه پلوتونیک جنوب قروه را در پایان نامه دکتری خود مورد مطالعه قرار داده است.
– ترکیان (1388) در پژوهشی تحت عنوان استفاده از عناصر کمیاب و نادر خاکی در تعیین منشاء ماگمای سازنده تودههای نفوذی گرانودیوریتی-گرانیتی و دیوریتی مجموعه پلوتونیک قروه به مطالعه این مجموعه پرداخته است.
– شعبانی (1390) در پایان نامه کارشناسی ارشد خود پتروگرافی و پترولوژی آنکلاوهای توده نفوذی گرانیتوئیدی جنوب قروه-کردستان را مورد بررسی قرار داده است.
– میری (1390) در پایان نامه کارشناسی ارشد خود به برررسی پترولوژیکی و ژئوشیمیایی تودههای آذرین منطقه تکیهبالا در جنوب قروه با نگرشی ویژه به کانسار سازی آهن پرداخته است.
Mahmoudi et al., (2011) – سن جایگیری نفوذیهای شمال زون سنندج – سیرجان را به روش U-Pb تعیین نموده که سن جایگیری توده پلوتونیک قروه را ( Ma157-149) ژوراسیک پسین و سن توده گابرویی شمال میهم بالا را 153 تا 157 میلیون سال تعیین نمودهاند.
-Torkian (2011) توده پلوتونیک پریشان را به عنوان نمونهای از پدیده اختلاط ماگمایی مورد مطالعه قرار داده است.
با توجه به قرارگیری منطقه مورد مطالعه درپهنه سنندج- سیرجان در ابتدا به شرح مختصری از زمینشناسی این پهنه میپردازیم و در ادامه زمینشناسی منطقه مورد مطالعه بررسی خواهد شد.
1-7- زمین شناسی عمومی پهنه سنندج – سیرجان و منطقه مورد مطالعه
بر اساس مطالعات زمینشناختی، ایران از لحاظ تکتونیکی همواره فعال بوده است و تمامی مراحل چرخه ویلسون از کافت درون قاره تا فرورانش پوسته اقیانوسی و در نهایت بسته شدن اقیانوسها در نقاط مختلفی از ایران قابل مشاهده است.
زونهای مختلف ساختمانی-رسوبی ایران عبارتند از: زون زاگرس، زون سنندج- سیرجان، زون ایران مرکزی، زون مشرق و جنوب شرق ایران و زون البرز (آقانباتی، 1383، درویشزاده، 1385).
1-7-1- زون سنندج – سیرجان
زون سنندج – سیرجان از غرب دریاچه ارومیه آغاز میشود و با یک روند شمال غرب – جنوب شرق تا گسل میناب، در شمال بندر عباس ادامه دارد. طول این زون حدود 1500 کیلومتر و پهنای آن 150 تا 250 کیلومتر است. همخوانی ساختاری، یکسانی الگوی ساختاری، چیرگی راندگیها به ویژه پذیرش الگوی استاندارد مناطق کوهزایی در زونهای برخوردی، سبب شده تا برخی از زمینشناسان مانند علوی (1994) و فرهودی (1978) سنندج – سیرجان را زیر زونی از زاگرس بدانند ولی ترتیب رسوبات، چهار چوب زمین ساختی و به ویژه رویدادهای زمین ساختی و فعالیتهای ماگمایی- دگرگونی سبب شده تا گروه بزرگی از زمینشناسان، ویژگیهای سنندج – سیرجان را با مناطق پر تحرک مرکز و شمال ایران مقایسه کنند و آن را زیر زونی از ایران مرکزی بدانند. با این حال تفاوتهایی مانند پیروی از روند ساختمانی زاگرس، نبود نسبی سنگهای آتشفشانی دوره ترشیاری، محدودیت گسترش سنگهای ترشیری، فراوانی نفوذیهای گرانیتی – دیوریتی مزوزوئیک و سنوزوئیک، فراوانی نسبی آذرین بیرونی پالئوزوئیک (سیلورین – دونین – پرمین) عملکرد احتمالی رویدادهای زمین ساختی پیش از پرمین و سرانجام دگرگونی به نسبت پیشرفتهی جنبشهای سیمیرین پیشین از ویژگیهای بارز سنندج – سیرجان است که وابستگی آن را با زونهای مجاور پرسش آمیز و مستقل دانستن آن را پیشنهاد می کند (آقانباتی 1383).
ویژگیهای بارز سنندج – سیرجان به ویژه فرایندهای دگرگونی آن در همهجا یکسان نیست. در نیمه جنوب شرقی این زون، پدیدههای دگرگونی به طور عمده، حاصل عملکرد کوهزایی سیمیرین پیشین و در نیمه شمالی آن رویدادهای سیمیرین میانی به ویژه کوهزایی لارامید از عوامل پلوتونیسم و دگرگونی هستند به همین دلیل افتخار نژاد (1359) زون سنندج –سیرجان را به دو بخش همدان – سنندج و همدان – سیرجان تقسیم میکند.
محجل (1997) و محجل و سهندی (1378) زون سنندج سیرجان را از جنوب غرب به شمال شرق به 5 زیر زون تقسیم می کند که عبارتند از:
زیر زون رادیولاریتی
زیر زون بیستون