نقش ساختارهای عمیق در پراکندگی برخی از رسوبات معدنی در ایران، شمالشرق منطقه راندگی زاگرس

J. Shahabpour

Shaheed Bahonar University , P.O. Box 133 , Post code 76135 , Kerman, I.R. Iran

چکیده
آزمایش ایزوستازی، ضخامت پوسته، گرانش باقیمانده، ژئوید گرانشی، بوگر کامل و نقشه های شدت زلزله ایران در شمالشرق راندگی زاگرس نشان می دهد که مرزهای عمیق اصلی در این ناحیه وجود دارد. در مدلسازی ساختار بلوکی ایران، مرزهای طول وعرض جغرافیایی یک شبکه مستطیلی شکل را ایجاد می کند؛ یک مقایسه با نقشه های پراکندگی مواد معدنی ایران نشان می دهد که مرزهای ساختاری عمیق در پیدایش وپراکندگی رسوبات معدنی درونزاد در شمالشرق منطقه راندگی زاگرس نقش دارند. رسوبات درونزاد و نواحی غنی معدنی اغلب در امتداد و یا نزدیک به مرزهای عمیق (خطواره) ویا در تقاطع آنها متمرکز شده اند. رسوبات پورفیری مس و دیگر رسوبات درونزاد ناحیه کرمان هم با یک بالا آمدگی گوشته بالایی و یک گروه از توده فلسیک در الگوی گرانی باقیمانده، ضخامت پوسته، بوگر کامل ونقشه های شدت زمین لرزه ایران تجمع یافته اند.
یکی از مهمترین نشانه ها وجود یک مرز طول وعرض جغرافیایی خاص می باشد که تقریباً در طول جغرافیایی 56 درجه شرقی اتفاق افتاده است. اغلب رسوبات معدنی مهم در امتداد ویا نزدیک به این طول جغرافیایی واقع شده اند که با بیش از هشت مرز ساختاری با روند شرقی-غربی مجتمع شده اند. دو بخش غیرعادی بیانگر بالاآمدگی گوشته بوده و توده فلسیک هم در امتداد این مرز واقع شده است.
چندین منطقه هدف برای اکتشاف معدنی انتخاب شده اند.© 1999 ؛ منتشر شده بوسیله Elsevier Science Ltd.. تمامی حقوق محفوظ است.

1. مقدمه

از زمان Billingsley وLocke (1935)؛ Billingsley وLocke (1941)، اهمیت نقش متالوژیک وفلززایی ساختارهای عمیق، کانون توجه محققان مختلف بوده است.

تصویر1. مدل ساختار بلوکی لیتوسفر پیشنهاد می کند که منشا سلولهای همرفتی گوشته در زیر بلوک لیتوسفری بوده وهمراه با فرآیند ذوب شدن مساوی در امتداد مرزهای بلوک گوشته درنهایت به سوی یک جدایش از سلولهای همرفتی هدایت می شود. مدل نشان می دهد که جابجایی صفحه لیتوسفری، موقعیت اولیه سلولهای گوشته را جابجا می کند. لایه بین سطوح MوN مراحل اولیه تشکیل یک لایه جدید از سلولهای گوشته را نشان می دهد. پیکانها جهت صعود ماگما ومسیر جریانهای شکل دهنده مواد معدنی را نشان می دهد. نقاط توپر موقعیت مراکز آتشفشانی و تجمع رسوبات معدنی را نشان می دهد.(از Kutina، a1983).

علاوه بر این، در شصت سال گذشته، Tomson و Favorskaya(1968) عقیده و نظر غنی شدن مواد معدنی ناحیه ای توسط ساختارهای عمیق را مطرح کرده اند وعقیده مشابهی هم توسط Kutina(1969) توسعه یافت.
در جایی که مواد معدنی غنی شده اند، ساختارهای عمیق به صورت جابجاییهای خطی، عمیق، فعال و طولانی هستند که منشا و رخنمون انرژی آزاد شده از گوشته هستند و بوسیله حداکثر شدت رخنمون هایی که نزدیک با دیگر روندهای ساختارهای عمیق تقاطع دارند مشخص         می شوند. این ساختارهای عمیق خطی بلوکهای پوسته ای را تعریف می کنند. (تصویر1. a1974Kutina,؛ b1974Kutina, ؛ a1983Kutina,). داده های ژئوفیزیکی که از زیر لیتوسفر بدست می آید نشان می دهد که این ساختارهای عمیق (ترسیم شده به شکل خطواره ها)، یا مرزهای بلوکی در جاهایی که به درون گوشته بالایی نفوذ کرده اند ویا هنوز عمیق تر هستند، ریشه های عمیق دارند                ( Kutina، a1983).
مطابق با داده های در دسترس ( Favoroskayaو Vinogradov، 1991) اغلب ساختارهای عمیق غنی کننده مواد معدنی اخیراً و در آرکئن شکل گرفته اند وبعداً دوباره احیا شده وتکرار شده اند. ساختارها در امتداد طول وعرض جغرافیایی هستند و مناطق حاصل از تقاطع آنها با فعالیتهای درونزاد دراز مدت مطابقت دارد.
شناسایی این ساختارهای عمیق که اغلب توسط زمین شناسی سطحی مناطق قاره ای حاضرپوشیده شده است، به تعریف مناطق هدف جدید برای جستجوی مواد معدنی کمک می کند.
مدل ساختار بلوکی در چندین بخش از دنیا استفاده شده است که با مثالهای ذکرشده درادامه تشریح می شود. Kutina وFabbri   (1972) مدل بلوک ساختاری برای منطقه Abitibi در سپر کانادا بکار بردند. آنها چهار مجموعه از روند خطوط ساختاری را مشخص کردند؛ N-S، E-W، NW-SE و NE-SW که پراکندگی 1300 رخداد طلا و700 رخداد مس در منطقه با تقاطع این خطوط ارتباط فضایی دارد. در داخل مجموعه های خاص خطوط، برخی فواصل از نظر ساختاری از بقیه اهمیت بیشتری دارند. برای مثال خطوط شرقی-غربی با فاصله داری 160 کیلومتری بطور خاص مهم هستند؛ که تا شمالگان کانادا گسترده شده است. همچنین یک درز اصلی با روند N-S تحت عنوان، Hudson Bay Paleolineament (HBP) ، در سپر کانادا شناسایی شد.(Kutina، 1971).
یک مجموعه از مناطق شکستگی به موازات HBP با یک فاصله 150 کیلومتری از غرب HBP وکمتر از 150 کیلومتری از شرق HBP گسترش یافته و خطواره های E-W را قطع می کند و الگویی از بلوکهای چهارگوش را ایجاد می نماید. مجموعه ای از رسوبات معدنی اصلی در گوشه های این بلوکهای چهارگوش واقع می شود.(Kutina   و Fabbri1972).
Stephenson وBeaumont (1980)، کسانی هستند که در مورد کارایی ایزوستازی در سپر کانادا مطالعه کردند و دو مجموعه از آنومالیهای ثقلی با طول موج بلند را تشخیص دادند که دامنه ای از 200-600 کیلومتر داشته، با روند N-S می باشد و امتدادهای آن با مرزهای بلوکی تعریف شده در مناطق Abitibi توسط KutinaوFabbri (1972)، وKutina (a1972) یکسان بود. Stephenson وBeaumont   گفتند که این ناهنجاریهای ثقلی از سلولهای همرفتی دارای اندازه مشابه واز زیر لیتوسفر پدیدار شده اند. Kutina (1983)، اشاره کرد که اندازه سلولهای همرفتی می توانست در گذشته زمین شناسی متفاوت باشد؛ چرا که ضخامت پوسته تغییر کرده است. بلوکهای تعریف شده توسط KutinaوFabbri (1972)، شاید اندازه "سلولهای همرفتی قدیمی" را در دوران پرکامبرین منعکس نمایند(نشان دهند). ( Kutina, in Bensaid et al.,1985).
در ایالات متحده غربی، Kutina (1969)، Kutina (1980)، Kutina (a1983)، چهار بلوک لیتوسفری با ابعاد 530*600 کیلومتر تعریف کرد که با مرزهای ساختاری دارای روند E-W وN-S، مرزبندی شدند. موقعیت مرزهای خاص توسط داده های ژئوفیزیکی پشتیبانی می شد. نواحی معدنی اصلی در گوشه های این بلوکها گسترش یافته اند.
نمونه های دیگر از مجموعه های رسوبات معدنی ویژه که نزدیک گوشه های بلوکهای لیتوسفری باشند، در دیگر جاهای دنیا تشریح شده اند.Kutina)، 1976). در کشورهای آفریقایی ساختار بلوکی اینچنین در ماداگاسکار پیشنهاد شده است. (Kutina، 1975)، Upper Volt Kutina) ، b1974)، مغرب ( Kutina, in Bensaid et al.,1985) و در آسیا برای چین Kutina)، b1983)، بیابانهای Karakum وKyzylkum Kutina)، 1988).
هدف از این مطالعه آزمایش مدل ساختار بلوکی (Kutina، 1969؛ Kutina، 1980؛ Kutina، a1983) در قلمرو ایران، بکارگیری این مدل برای مطالعه کنترل کانی زایی عمیق در ایران و در نهایت استفاده از این مدل برای انتخاب مناطق هدف به منظور جستجوی معدنی، مخصوصاً مس پورفیری می باشد.
برای شناسایی مرزهای ساختاری عمیق ایران، از ایزوستازی، ضخامت پوسته، گرانش باقی مانده، ژئویید گرانی سنجی، نقشه های بوگر کامل (دهقانی وMarkiz، 1984)، و نقشه شدت زمین لرزه ایران (بربریان، 1977)، استفاده شده است.
رسوبات معدنی غیرفلزی درونزاد اهمیت کمتری در کمربند چین خورده زاگرس دارند (تصویر 2.) و در اینجا مطرح نشده اند.

2.    رسوبات معدنی ایران

پراکندگی کانی زایی در ایران در نقشه ها و مقالات بخوبی بوسیله Bariand et al. ، (1965)؛ Saric و Mijalokovic، (1973)؛      تقی زاده و ملک پور (1976) و لطفی و همکاران (1993)؛ تشریح شده است. همچنین مطالعات روی دوره های فلززایی انجام شده است.Forster، (1978)؛ چهار دوره زمانی فلززایی در مزوزوئیک-ترشیاری شناسایی کرد و Walter و مومن زاده (1983)، پنج دوره زمانی فلززایی در ایران مشخص کردند. اطلاعات ارایه شده عمدتاً بر اساس Walter و مومن زاده (1983) و Forster، (1978)؛ می باشد.
در زمان اینفراکامبرین رسوبات اکسید آهن (مگنتیت وهماتیت)-آپاتیت به صورت لایه های چینه ای بزرگ (مانند چغارت، چادرملو) و رسوبات فلزی چینه وار در منطقه بافق شکل گرفته اند. (مانند کوشک). عمدتاً رسوبات با ماگمازایی ریولیت-آندزیت در آسینیتین پیشین وپسین همراه شده اند. تصور می شد تعدادی از توده های معدنی مگنتیت جریانهای لاوای قدیمی باشند. (Forster و Knittle 1979). رسوبات معدنی آهن در چادرملو در بافق، ایران مرکزی، به این گروه از رسوبات متعلق است. Forster و جعفرزاده (1983)، این مورد را به شکل ستونهای پر شده از مگنتیت وجریانهای لاوا که در ناحیه حلقوی از یک کالدرای بزرگ واقع شده است؛ تفسیر کرده اند. همچنین رسوب روی-سرب در کوشک منطقه بافق که از نوع سدکس (رسوبی تبخیری) می باشد به ساختار کالدرا مرتبط است. (Forster و جعفرزاده، 1983، 1994؛ Forster و همکاران، 1988).

تصویر2. کنترل ساختاری رسوبات معدنی درونزاد اصلی ایران، شمالشرق منطقه راندگی زاگرس. در طول جغرافیایی 56 درجه شرقی یک نوار خطواره ای از مواد معدنی غنی شده مهم وجود دارد. رسوبات معدنی درونزاد و اولیه در امتداد این نوار خطی عبارتند از: رسوبات عظیم مس-مولیبدینیوم پورفیری سرچشمه و رسوبات آهن گل گهر، رسوبات روی –سرب کوشک که از نوع سدکس (رسوبی-تبخیری) بوده و یکی از بزرگترین رسوبات روی-سرب شناخته شده در ایران است، رسوبات ماگمایی چغارت و چادرملو که دو مورد از بزرگترین رسوبات کانه ای آهن در ایران هستند، همچنین چندین رسوب مس پورفیری، مس درونزاد ویک ناحیه مس غنی شده (شماره 4) در امتداد این باند نواری وجود دارند. همینطور کانه زایی در امتداد ویااطراف دیگر خطوط وتقاطع آنها اتفاق افتاده است. تلاش شده است تا رسوبات غیر درونزاد حذف شوند. خطواره ها از ایزوستازی، ضخامت پوسته، گرانی باقیمانده، ژئویید گرانی سنجی، نقشه های بوگر کامل از دهقانی و Markiz (1984) و نقشه شدت زلزله ایران از (بربریان، 1977) حدس زده شده است. زمین شناسی ساده شده از حقی پور و آقانباتی (1985)؛ گسلها به تقلید از بربریان (1976)؛ رسوبات معدنی به تقلید از تقی زاده و ملک پور (1976)، Forster (1978)، و لطفی و همکاران (1993)؛ رسوبات مس پورفیری: B، بحر آسمان؛ D، دره زرشک؛ K، کوه پنج؛ M، میدوک (لچاه)؛ SA، جنوب اردستان؛ SC، سرچشمه؛ SH، شریف آباد؛ T، تخت. ناحیه 1 شامل چندین رسوبات مس پورفیری است، مثل اسکارن پورفیری Cu-Mo سونگون درمنطقه اهر که یکی از مهمترین انواع شناخته شده در ایران است. گسلها: AF، گسل انار؛ DSF، گسل دهشیر، ENF، گسل نِـه شرقی؛ FNF، گسل فانوج؛ GKF، گسل کویر بزرگ؛ KBF، گسل کوه بنان؛ KF، گسل کلمرد؛ LKF، گسل لکرکوه؛ KHF، گسل کهورک؛ MF، گسل میمه؛ NBF، گسل نایبند؛ SBF، گسل شهر بابک؛ SJF، گسل جازموریان جنوبی؛ WNF، گسل نِـه غربی؛ SZF، گسل جنوب زابل. مکانها: Br، بیرجند؛ Sr، سیرجان؛ Th، تهران؛ Tb، طبس؛ Tr، تبریز؛ Z، زاهدان؛ MZT، راندگی اصلی زاگرس؛ ZFB، کمربند چین خورده زاگرس.

درآغاز سیلورین پسین و پایان دونین، کانی زایی فلزی و آهن چینه وار وطبقه ای شروع شد. تعدادی رخداد معدنی آهن چینه ای و طبقه ای (مثل غارکوه)، وکانی زایی Pb-Zn-Ba-Cu (دره پیوه جان) در کوههای بینالود جنوبی توسط Wauschkuhn و همکاران (1983)، کشف شده است. مومن زاده و Wauschkuhn(1983)، رخداد مشابهی را در کوههای زیرکوه سرهنگی، شمالغرب کاشمر، شمالشرق ایران تشریح کرده اند.
در زمان پرمین رسوبات سرب-روی (مس) مانند انجیره (شمال یزد)گسترش یافته اند. رسوبات سرب-روی انجیره شامل طبقات چینه ای بوده واز نوع کانی زایی رگه ای در سنگهای کربناته پرمین میباشد. سنگهای کربناته تریاس پیشین و میانی که محتوی مواد معدنی Pb-Zn-F-Ba چینه ای هستند در البرز غربی، ایران مرکزی و زاگرس مرکزی شرقی، جنوب شیراز پیدا شده اند. (رسوب Pb-Zn-Ba کوه سرمه).در ژوراسیک کانی زایی مس پورفیری-مولیبدینیوم در نواحی حاشیه ای گرانودیوریت نفوذی سرخ کوه در لوت مرکزی انجام شده است.
رسوبات Pb-Zn چینه ای در ژوراسیک تا کرتاسه آغازین، به صورت باریت و فلوریت در تمام ایران غربی و مرکزی گسترش یافته اند. (اصفهان، ملایر و ناحیه همدان)؛ در این مطالعه آنهایی که منشاء اولیه آنها درونزاد می باشد مطرح شده اند. (Burnol، 1969).
گرانودیوریت کرتاسه پسین با کانی زایی مس پورفیری آن در شرق بلوک طبس نزدیک منطقه گسلی نایبند رخ داده است.
در زمان کرتاسه بالایی، رسوبات کرومیتی در دونیت مارپیچی شکل، در آذربایجان غربی (خوی) استقرار یافته اند و کانه های کالکوپیریت و پیرولوسیت در لاواها و رسوبات زیردریایی منطقه شمالی سبزوار تشکیل شده اند؛ افیولیتهای کرتاسه که حاوی رسوبات کرومیت هستند در لوت شرقی و بخش شمالی سبزوار شکل یافته اند. (مثل شوراب، Forster، 1978).
گرانودیوریت نفوذی الیگوسن با رسوبات مس پورفیری در روسیه مرتبط بوده ( AgarakوDastakert, Kafan, Kadjaran)، و موجب بالاآمدگی اسکارن پورفیری مس-مولیبدینیوم در منطقه اهر در ایران شده است. (مانند سونگون).
در زمان پلیو-پلیوستوسن رگه های سرب-روی-مس و مس-طلا (مثل رسوبات قلعه زر)، در شرق لوت که ممکن است با نفوذیهای پلیو-پلیوستوسن مرتبط باشند، شکل گرفته اند.
بخش نئوژن-پلیوستوسن از کمربند آتشفشانی ایران مرکزی، زنجیره ای از استرانوولکانوهای بزرگ و توده ای نفوذی گرانودیوریت است که شامل رسوبات مس پورفیری مهم است. (مثل سرچشمه، میدوک، دره زر و غیره).

3. ساختار بلوکی ایران و نقش آن در پراکندگی رسوبات مواد معدنی ایران
آزمایش ایزوستازی، ضخامت پوسته، گرانش باقیمانده، ژئوید گرانشی، نقشه های بوگر کامل ( دهقانی و Markiz، 1984) و نقشه های شدت زلزله ایران (بربریان، 1977) در شمالشرق راندگی زاگرس نشان می دهد که مرزهای عمیق اصلی در این ناحیه وجود دارد. (تصویر 2). به منظور آزمایش مدل ساختاری Kutina (a1983) در ایران، اجتماع طول و عرضهای جغرافیایی یک شبکه راست گوشه ای ایجاد کرد که روی نقشه مشخص شده است. برای مثال، تصویر 3. چند مرز ساختاری روی نقشه ناهنجاری ایزوستازی ایران را نشان می دهد.
Kutina (a1983) و Kutina (b1983) پیشنهاد کرد که بلوکهای لیتوسفری بزرگی از این اشکال راست گوشه در امتداد ایالات متحده غربی وجود دارد که با مرزهای ساختاری دارای روند شرقی-غربی تعیین می شوند.

تصویر3. نفشه عمومی ناهنجاری ایزوستازی ایران، شمالشرق منطقه راندگی زاگرس ( تغییر یافته به تقلید از دهقانی وMarkiz، 1984). خطواره ها مرزهای ساختاری هستند که توسط نویسنده ترسیم شده اند. MZT، راندگی اصلی زاگرس؛ C، چابهار؛ E، اصفهان؛ K، کرمان؛ KS، کرمانشاه؛ M، مشهد؛ S، شیراز؛ T، تبریز؛ TN، تهران.

اواشاره کرد که رسوبات معدنی عظیم در گوشه های این بلوکها متمرکز شده اند. آزمایش اولیه تصویر2 نشان می دهد که بیشتر نواحی معدنی درونزاد ایران در امتداد ویا حواشی ویا محل تقاطع خطواره ها تمرکز یافته اند. برای مثال، نواحی مس 1، 2، 4 و 7 در ویا نزدیک به محل تقاطع خطواره های طول و عرض جغرافیایی استقرار یافته اند. در حالیکه، نواحی مس 3، 6 و9 در امتداد خطواره های طول و عرض جغرافیایی قرار گرفته اند. ناحیه مس 8 در بخش الحاقی جنوبی از طول جغرافیایی 60 درجه شرقی قرار گرفته و ناحیه مس شماره 5 روی بخش شمالی گسل کویر بزرگ به صورت یک خط قطری مستقر شده است.

خطواره های قطری در منطقه Abitibi در سپر کانادا هم شناخته شده اند. ( KutinaوFabbri، 1972). رسوبات مس پورفیری در نقاط تلاقی خطواره های طول و عرض جغرافیایی و کمربند آتشفشانی ایران مرکزی قرار گرفته اند.
یکی از مهمترین پدیده ها در ایران وجود خطواره های خیلی مهم طول جغرافیایی در نزدیک به طول 56 درجه شرقی است که به حالت موازی با این طول بوده و 80 کیلومتر پهنا دارند. اغلب رسوبات مهم معدنی ایران در امتداد ویا نزدیک به این نوار طولی قرار گرفته اند. رسوب عظیم Cu-Mo پورفیری در سرچشمه همراه با چندین رسوبات مس پورفیری در محل تلاقی این خطواره با خطوط نزدیک به عرض جغرافیایی 29 درجه شمالی واقع شده اند. رسوبات عظیم آهن گل گهر نزدیک به بخش برآمدگی نوار 56 درجه شرقی واقع شده اند. دیگر پدیده هایی که در امتداد این ساختار عمیق هستند عبارتند از: ناحیه معدنی شماره 4 (رسوبات مس دوازده گانه، سرب-روی)، چندین رسوبات پراکنده مس، رسوبات معدنی آهن و توده های نفوذی (تصویر2).
چندین نقطه هدف برای جستجوی مس پورفیری، در محل تقاطع خطواره های طولی وعرضی ودر کمربند آتشفشانی ایران مرکزی، مشخص شده اند. نقاط حاصل از تلاقی این خطواره ها در خارج از کمربند آتشفشانی ایران مرکزی برای جستجوی رسوبات مس ویا سرب-روی بیشتر مورد علاقه هستند. در بلوکهای لوت وطبس، رسوبات مس پورفیری ممکن است در محل تلاقی این خطواره ها اتفاق افتد. مناطقی که دارای توده های نفوذی و گسلها هستند، سایتهایی هستند که برای جستجوی رسوبات بر پایه فلز بیشتر مورد پسند هستند. دیگر مناطق مستعد، محل تقاطع خطواره ها با گسلها می باشند.

4. مناطق ناهنجاریهای اصلی که با رخدادهای مواد معدنی ارتباط داده شده اند
در تصویر 4، رسوبات معدنی درونزاد از دو ناحیه غنی معدنی ایران مثل نواحی کرمان و یزد که شامل تعداد زیادی از نواحی معدنی خیلی مهم فلزی هستند با زمینه های نقشه گرانش باقیمانده ایران مقایسه شده اند. آزمایش اولیه تصویر 4 نشان می دهد که رسوبات معدنی ناحیه کرمان، مخصوصاً رسوبات مس پورفیری، در لبه دو منطقه ناهنجاری گرد آمده اند. (کمترین ؛ mgal 20- > ، و بیشترین؛ mgal 40+ < ). این دو منطقه ناهنجاری در امتداد نوار خطواره ای 56 درجه شرقی قرار گرفته اند.
منطقه -10 تا -20 mgal با روند شمالی، (تصویر4)، نزدیک به طول 56 درجه شرقی، محور خطواره های طولی را منعکس می کند که از ایزوستازی، گرانی سنجی و نقشه های شدت زلزله ایران حدس زده شده اند. نزدیک به شمال عرض جغرافیایی 30 درجه شمالی، این منطقه (-10 تا -20 mgal) به یک خط شرقی غربی تغییر می کند که از گرانی سنجی عمق موهو و نقشه های ژئویید گرانی سنجی برآورد شده است. کمترین ناحیه (mgal 20- > )، محل تلاقی این دو خطواره را نشان می دهد. رسوب مس-مولیبدینیوم پورفیری سرچشمه با هشت PCD دیگر و دو رسوبات مس درونزاد در لبه های جنوبی منطقه با گرانش کم گرد آمده اند. (mgal 20- > )، که تجمع آنها با پیش آمدگیهای ناشی از توده فلسیک را نشان می دهد. این منطقه با گرانش کم (توده فلسیک) با ضخامت پوسته گزارش شده در نقشه ضخامت پوسته ای همبستگی دارد.(تصویر 5).
گرانش کم با روند شمالغربی که یک "ستیغ" روی غرب و جنوب غرب ناحیه یزد تشکیل می دهد (تصویر4)، بخشی از کمربند آتشفشانی ایران مرکزی را در بر می گیرد.

تصویر4. نقشه ناهنجاری (آنومالی) باقیمانده دو منطقه مهم غنی معدنی ایران، نواحی کرمان و یزد ( اصلاح شده به تقلید از دهقانی وMarkiz، 1984). دراین نقشه رسوبات معدنی فلزی درونزاد با زمینه های دارای ناهنجاری مثبت ومنفی مقایسه شده اند. منطقه (-10 تا -20 mgal) با روند شمالی نزدیک به طول 56 درجه شرقی از دیگر نقشه حدس زده شده است. (متن را ببینید). نزدیک به عرض 30 درجه شمالی این منطقه -10 تا -20 mgalبه روند شرقی غربی تغییر می کند که از دیگر نقشه ها تخمین زده شده است. (متن را ببینید). کمترین منطقه (mgal 20- > )، که محل تلاقی این دو خطواره است بیانگر توده فلسیک می باشد. در جنوب یک منطقه با ناهنجاری بیضی شکل mgal 40+ < بیانگر بالاآمدگی گوشته است. (متن را ببینید). رسوبات مس پورفیری و دیگر رسوبات درونزاد منطقه کرمان اغلب در لیه این دو ناهنجاری قرار گرفته اند. دو توده مس پورفیری که خارج از منطقه (-10 تا -20 mgal) که با روند شمالغربی هستند، با توده فلسیک همراه شده اند که در نقشه بوگر کامل آمده است. (تصاویر4 و7 را مقایسه کنید). K، کرمان؛ Y، یزد

تصویر5. نقشه تعمیم یافته ضخامت پوسته در نواحی کرمان و یزد (اصلاح شده به تقلید از دهقانی وMarkiz، 1984). منطقه بیضی شکل با بالاترین ضخامت بیانگر توده فلسیک است، و منطقه دارای کمترین ضخامت بیانگر بالاآمدگی گوشته بالایی است که در ایزوستازی (تصویر3)، گرانش باقیمانده (تصویر4)، و نقشه های بوگر کامل (تصویر7)، هم اشاره شده است.

چندین رسوبات درونزاد و توده های نفوذی در این منطقه "کم" رخ داده است. دو رسوب مس پورفیری که بطورخاص در خارج از منطقه -10 تا -20 mgalو در حاشیه تئده های فلسیک واقع شده اند.(تصویر4).
تصویر 4 نشان می دهد که نزدیک به نصف رسوبات درونزاد نواحی کرمان و یزد در امتداد مرز درونی و یا بیرونی منطقه 0 تا -10 mgalواقع شده اند.
گروهی دیگر از رسوبات مس پورفیری در اطراف شمالشرق و شرقی لبه منطقه ناهنجاری مثبت که بیضی شکل است ودر جنوب قرار گرفته اند.(تصویر 4). در لبه غربی این منطقه بیضی شکل رسوبات عظیم آهن گل گهر واقع شده اند. این ناهنجاری بیضی وار با ضخامت پوسته اشاره شده در نقشه ضخامت پوسته ای همبستگی دارد (تصویر 5) و نشان می دهد که گوشته بالایی برآمدگی دارد. زمانی که این منطقه از گوشته بالا می آید به شکل بیضی با ناهنجاری مثبت روی نقشه ناهنجاری ایزوستازی مشخص می شود.(تصویر3) که این خود حاصل انتقال نقشه ایزوستازی روی نقشه شدت زلزله ایران (بربریان، 1977) است.(تصویر6). مشاهده شد که اطراف این ناحیه دارای مناطق زلزله ای است. همچنین این منطقه روی نقشه بوگر کامل منطقه آورده شده است (تصویر7).

تصویر6. منطقه بیضی شکل دارای ناهنجاری مثبت (بالاآمدگی گوسته) که از نقشه تعمیم یافته ایزوستازی ایران ، پلات شده بر روی نقشه شدت زلزله ایران (بربریان، 1977)، بدست آمده است. (تصویر3). K، کرمان؛ Sr، سیرجان.

زمانی که مناطق دارای کمترین و بالاترین ناهنجاری از نقشه ناهنجاری باقیمانده روی نقشه ژئویید گرانی سنجی (تصویر8) منتقل می شوند مشاهده می گردد که فاصله منحنی های تراز کم شده و به منطقه با ناهنجاری مثبت نزدیکتر می شود.(منطقهP). و زمانی که منحنی های تراز به صورت عمودی فاصله شان بیشتر می شود افزایش می یابد (دور می شود).

تصویر7. نقشه تعمیم یافته بوگر کامل در نواحی کرمان و یزد (اصلاح شده به تقلید از دهقانی وMarkiz، 1984). توده های فلسیک (منطقه mgal 170- > ) و منطقه با ناهنجاری بالا (mgal 100- < ) بیانگر منطقه دارای بالاآمدگی گوشته است که در دیگر نقشه ها هم آمده است (متن را ببینید). K، کرمان؛ Y، یزد.

5.    طبقه بندی خطواره ها
خطواره ها ممکن است بر اساس طول، پهنا، تعداد و اندازه رسوبات معدنی درونزاد تجمع یافته با آنها طبقه بندی شوند.
1.    خطواره ای اصلی- بیش از 500 کیلومتر طول دارند؛ دریک نوار با پهنای 50 تا 80 کیلومتر دسته بندی شده اند. در امتداد این خطواره ها در نهایت یک ناحیه معدنی وجود دارد و آنها معمولاً چندین رسوبات مهم معدنی را در بر می گیرند. مثالها عبارتند ازخطواره های 56 درجه شرقی و خطواره عرضی نزدیک به عرض جغرافیایی 36 درجه شمالی که در امتداد ساحل جنوبی دریای خزر(کاسپین) می گذرد.
2.    خطواره های متوسط- این خطواره ها، طولی از 250 تا 500 کیلومتر دارند؛ در یک نوار با پهنای 40 کیلومتر دسته بندی شده اند و رسوبات درونزاد مهم کمتری را در بر می گیرند. مثالها عبارتند از خطواره نزدیک عرض جغرافیایی 30 درجه شمالی و نزدیک به جنوب عرض جغرافیایی 32 درجه شمالی.

تصویر8. مناطق دارای کمتری و بیشترین ناهنجاری از نقشه ناهنجاری باقیمانده (تصویر4) که بر روی نقشه ژئویید گرانی سنجی پلات شده است. در داخل و در حاشیه منطقه بالاترین ناهنجاری (منطقه P) که نشان دهنده بالاآمدگی گوشته است؛ فاصله منحنی های تراز در شرق کشور کم شده و زمانی که منحنی های تراز به صورت عمودی فاصله شان بیشتر می شود افزایش می یابد (دور می شود). K، کرمان؛ S، شیراز.

3. خطواره های کوچک- طولی کوتاهتر از 200 کیلومتر دارند؛ ناپیوسته و ساده هستند؛ تنها تعدادی از آنها شناسایی شده اند. مثالها عبارتند از خطواره های نزدیک به طول جغرافیایی 54 درجه شرقی و نزدیک به عرض جغرافیایی 33 درجه شمالی که در میان طولهای جغرافیایی 50 و 52 درجه شرقی واقع شده اند.

6. سیر تکاملی فلززایی در نوار خطواره ای
در امتداد نوار خطواره ای 56 درجه شرقی، پروفیل فلززایی از غالب بودن رسوبات معدنی آهن ماگمایی اینفراکامبرین (چادرملو، چغارت، آنومالی شمالی؛ Forster و جعفرزاده، 1983) و رسوبات توده ای سولفید (رسوبات روی-سرب کوشک) به رسوبات معدنی آهن آتشفشانی-رسوبی پالئوزوئیک پیشین (گل گهر) و رسوبات مس پورفیری ترشیاری (سرچشمه) تغییر کرده است. اینها با رگه های جدید فلزی، مخروطهای آتشفشانی جدید و لایه های اخیر تراورتن همراه می باشند.
7. همبستگی های جهانی
Kutina، (1983) اندیشید که مرزهای بلوکی با روند شمالی- جنوبی و شرقی- غربی به علت سلولهای همرفتی که از یک اندازه مشابه بوده و از زیر لیتوسفر هستند، بوجود می آیند. هر چند مطابق با Moody و Hill، (1956)؛ Bostrom، (1971)؛ Roland، (1976) وTrurnit، (1989)، نیروی گریز از مرکز ناشی از چرخش زمین باعث شده که صفحات تکتونیکی عمودی به موازات طول جغرافیایی چیده شده ودر جهت غربی- شرقی کشیده شوند و در یک جهت قطری تحت برش قرار گیرند. در یک جهت موازی با طول جغرافیایی/ استوا مرتب شده ودر یک مسیر شمال-جنوب فشرده می شوند. بنابراین نوار خطواره ای 56 درجه شرقی در ایران، ممکن است بخش الحاقی جنوبی از ساختارهای عمیق دریایی باشند که توسط کوههای اورال کنترل می شود. خطواره عرضی نزدیک به 34 درجه شمالی با خطواره های نزدیک به همان عرض جغرافیایی در چین و ایالات متحده قابل مقایسه هست که توسط Kutina، (1986)؛ Kutina، (1988)، شناخته شده است. خطواره عرضی نزدیک به شمال 36 درجه شرقی با خطواره نزدیک به همان عرض جغرافیایی در ایالات متحده قابل مقایسه است که توسط Kutina، (1988)، شناسایی شد.

سپاسگزاری
نویسنده صادقانه از دکترJan Kutina ، به خاطر پیشنهادات، راهنمایی وبازبینی این نوشته قدردانی می نماید. همچنین نویسنده از بازبینی کنندگان مجله ژئودینامیک به خاطر نظرات سازنده آنها سپاسگزاری می کند.

مراجع

Bariand, P., Issakhaniian, V., Sadrzadeh, H., 1965. Preliminary metallogenic   map of Iran. Iran Geol. Survey, Report No. 7.
Bensaid, M., Kutina, J., Mahmood, A., Saadi, M.,1985. Structural evolution of Morocco and new ideas on basement controls of mineralization. Global Tectonics and Metallogeny 3, 59_69.
Berberian, M., 1976. Generalized fault map of Iran, 1:5000, 000. Iran Geol. Survey.
Berberian, M., 1977. Intensity zone map of Iran, (1900-1977), 1:5000, 000. Iran Geol. Survey.
Billingsley, P., Locke, A., 1941. Structure of ore districts   in the continental framework. Am. Inst. Min. Metall. Engrs. Trans.    144, 9-64.
Billingsley, P., Locke, A., 1935. Tectonic position of ore districts in the Rocky Mountain region. Am. Inst. Min. Metall.    Engrs. Trans. 115, 59_65.
Bostrom, R.C., 1971. Westward displacement of the lithosphere. Nature   234, 536_538.
Dehghani, G.A., Makris, T., 1984. The gravity field and crustal structure of Iran. N.Jb. Geol. Paleont. Abh. 168(2-3), 215-229.
Favorskaya, M.A., Vinogradov, N.V., 1991. Geological evolution of ore-concentrating lineaments. Global Tectonics and Metallogeny 4 (1-2), 75_84.
Forster, H., 1978. Mesozoic-Cenozoic metallogenesis in Iran. Geol. Soc. London Jour. 135, 443_455.
Forster, H., Jafarzadeh, A., 1982. The Chador Malu iron ore deposit (Bafq district, Central Iran), Magnetite filled breccia pipes. Iran Geol. Survey, Report No. 51, pp. 501_510.
Forster, H., Jafarzadeh, A., 1994. The Bafq mining district in central Iran__a highly mineralized Infracambrian volcanic field. Econ. Geol. 89, 1697_1721.
Forster, H., Knittel, U., 1979. Petrographic observation on a magnetite deposit at Mishdovan, Central Iran. Econ. Geol. 74, 1485_1489.
Forster, H., Knittel, U., Sennewald, S., 1988. Resurgent cauldrons and their mineralization between Narigan, Esfordi, Kushk, and Seh Chahoon, Central Iran. In: Proceedings of the Second Iranian Mining Symposium. Kerman, Iran, pp. 36_62.
Kutina, J., 1969. Hydrothermal ore deposits in the western United States: a new concept of structural control of distribution. Sciences 165, 1113-1119.
Kutina, J., 1971. The Hudson Bay Paleolineament and anomalous concentration of metals along it. Econ. Geol. 66, 314_325.
Kutina, J., 1974. Structural control of volcanic ore deposits in the context of global tectonics. Bull. Volcanol. 38, 1038_1069.
Kutina, J., 1974b. Relationship between the distribution of big endogenic ore deposits and the basement fracture pattern. Examples from four continents. In: Proceedings of the First International Conference on the New Basement Tectonics. Utah Geol. Assoc. Publ., vol. 5, pp. 565_593.

Kutina, J., 1975. Tectonic development and metallogeny of Madagascar with reference to the fracture pattern of the Indian Ocean. Bull. Geol. Soc. America 86, 582_592.
Kutina, J., 1980. Regularities in the distribution of ore deposits along the ,Mendocino latitude, Western United States. Global Tectonics and Metallogeny 1, 134_193.
Kutina, J., 1983. Global tectonics and metallogeny; Deep roots of some ore-concentrating fracture zones. A possible relation to small-scale convective cells at the base of lithosphere. Adv. Space Res. 3, 201_214.
Kutina, J., 1983. Similarities in the deep-seated controls of mineralization between the United States and China. Global Tect. and Metall. 2, 111_142.
Kutina, J., 1986. The role of basement tectonics in the distribution of some major ore deposits of Mesozoic and Cenozoic ages. In: Huang Jiqing (Ed.), Proceedings of the Symposium on Mesozoic and Cenozoic geology in connection of the 60th Anniversary of the Geological Society Of China.
Kutina, J., 1988. Criteria indicating a block structure of the upper mantle and its role in metallogeny. In: Proceedings   of the Seventh Quadrennial IAGOD Symposium. pp. 111_120.
Kutina, J., Fabbri, G., 1972. Relationship of Structural lineaments and mineral occurrences in Abitibi area of the Canadian Shield. Geol. Surv. Canada, Paper 71_9, p. 36.
Lotfi, M., Mir Mohammad Sadeghi, M., Omrani, S.J., 1993. Mineral Distribution Map of Iran 1: 1,000,000. Iran Geol. Survey.
Momenzadeh, M., Wauschkuhn, A., 1983. The Allahabad iron deposit: An iron, lead, and turquoise occurrence in the Zeber-Kuh-Sarhangi   Mountains, SW Kashmar (NE Iran) Iran. Geol. Survey, Report No. 51, pp. 349_356.
Moody, J.D., Hill, M.J., 1956. Wrench fault tectonics. Geol. Soc. Am. Bull. 67, 1207_1246.
Roland, N.W., 1976. Tectonisches standardnetz und Beanspruchugsplane fur Erde und Mars. Geol. Rundschau 65, 17_33.
Saric, V., Mijalkovic, N., 1973. Metallogenic map of Kerman region, 1:500,000. Inst. Geol. and Min. Expl. and Invest. of Nuclear and Other Mineral Raw Materials. Beograd, Yugoslavia.
Taghizadeh, N., Mallakpour, M.A., 1976. Mineral distribution map of Iran: 1:250,000. Iran Geol. Survey.
Tomson, I.N., Favorskaya, M.A., 0857. Ore-concentrating structures and principles of local prognosis of endogenous mineralization. Sov. Geology 10, 6_20.
Trurnit, P., 1989. Sequence of mineral deposits related to the theory of eastward migrating global tectonic megacycles. Global Tectonics and   Metallogeny 3, 125_158.
Walther, H.W.,   Momenzadeh,   M.,   1983. Mineral deposits and metallogenic epochs in the area of Geotraverse in Iran. Iran Geol. Survey, Report No. 51, pp. 489_499.
Wauschkuhn, A., Ohnsmann, M., Momenzadeh, M., 1983. Fe, Pb, Zn and Ba occurrences in the Paleozoic rocks of the South Binalud   Mountains. Iran Geol. Survey, Report No. 51, pp. 337_374.

نقش ساختارهای عمیق در پراکندگی برخی از رسوبات معدنی در ایران، شمالشرق منطقه راندگی زاگرس

مطالب مشابه :

فایل کامل طرح تفصیلی تهران

طرح تفصیلی مناطق شهر تهران

نقشه کامل تهران بصورت عکس ..واضح

نقشه مناطق 22 گانه تهران به تفکیک

خانه هاي معلم وتالارهاي پذیرایی

لیست کامل ، قیمت ، مشخصات و تصاویر هتلهای تهران با درجه بندی

نقش ساختارهای عمیق در پراکندگی برخی از رسوبات معدنی در ایران، شمالشرق منطقه راندگی زاگرس

نرم افزار TehranMap ( نرم افزار نقشه ی تهران با فرمت جاوا )

معرفی کوههای البرز مرکزی