بررسی زمین‌ساخت، داده‌های گسلی و ارتباط آنها با کانه‌زایی و دگرسانی در گستره اسبخان هریس (استان آذربایجان‌شرقی - شمال‌غرب ایران)
الموضوعات :
نیما یادگاری
1
(دانشگاه تبریز)
سیدغفور علوی
2
(دانشگاه تبریز)
محسن موءید
3
(دانشگاه تبریز)
الکلمات المفتاحية: اسبخان, درزه, زمین‌ساخت, گسل.,
ملخص المقالة :
گستره مورد مطالعه در جنوب رشته کوه قوشآداغ، در شمال روستای اسبخان، شهرستان هریس و در استان آذربایجان‌شرقی واقع شده است. این گستره از نظر زمین‌شناسی ساختاری ایران، در پهنه اصلی ایران مرکزی و زیرپهنه البرز- آذربایجان قرار دارد. واحدهای زمین‌شناسی پهنه، شامل سنگ‌های آذرین و آذرآواری ائوسن با ترکیب آندزیتی، تراکی‌آندزیتی، بازالتی، توفی و ایگنمبریتی است. توده نفوذی نیمه عمیق با سن الیگوسن، با ترکیب کوارتز دیوریت، کوارتزمونزونیت پورفیری و دیوریت به‌صورت استوک و دایك در پهنه رخنمون دارد. بررسی‌های ساختاری از جمله صفحات گسلی، خش‌لغزش‌های روی آنها و سیستم درزه‌های موجود در لیتولوژی‌های مختلف، نشانگر حداقل دو جهت فشارش کلی در گستره هستند و میتوانند در پی یک رژیم تکتونیکی و یا دو رژیم تکتونیکی ایجاد شده باشند. اگر رژیم تکتونیکی را یک فاز در نظر بگیریم و تانسورهای با جهات مختلف را نتیجه چرخش در صفحات گسلی بدانیم، میتوان یک رژیم عمومی راستالغز با روند عمومی شمالی- جنوبی را معرفی کنیم که ساختارهای موجود پهنه را کنترل می‌کند. در همین حین نفوذ توده‌های نفوذی باعث به‌هم‌ریختگی این ساختارها و پیچیده‌تر شدن موضوع شده‌اند. به‌طورکلی، گسله‌های با روند شمال‌غرب - جنوب‌شرق و مکانیسم راستالغز راست‌بر، ساختارهای اصلی گستره را تشکیل میدهند. سایر گسل‌ها نیز با پیروی از سیستم شکستگی‌های ریدل، در کنترل ساختارهای اصلی هستند. بر اساس سیستم درزه‌های موجود در چهار لیتولوژی مختلف، واحدهای لیتولوژیکی از قدیم به جدید شامل: آندزیت بازالت، کوارتز دیوریت، کوارتز مونکمربندیت (توده پورفیری) و دیوریت می‌باشند که از قدیم به جدید از تنوع سیستم درزه‌ها کاسته میشود. نقش سیستم تکتونیکی شمال غربی- جنوب شرقی در توسعه دگرسانی آرژیلیکی و سیستم شمال شرقی- جنوب غربی در توسعه رگه‌های سیلیسی و کانه‌دار مهم هستند.
آقانباتی، ع.، 1383. زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور،586.
درویش‌زاده، ع.، 1372. زمین‌شناسی ایران. انتشارات نشر دانش امروز، 440.
قربانی، م.، 1381، دیباچه‌ای بر زمین‌شناسی اقتصادی ایران، انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 695 .
موید، م.، 1380. ژئوشیمی و پترولوژی توده‌های آتشفشانی - پلتونیکی در منطقه طارم. پایان‌نامه دکتری. 256.
نبوی، م.، 1355. دیباچه‌ای بر زمین‌شناسی ایران. انتشارات سازمان زمین‌شناسی کشور، 109.
Allen, M., Jackson, J. and Walker, R., 2004. Late Cenezoic reorganization of the Arabia-Eurasia collision and the comparision of short-term and long-term deformation rates. Tectonics.23, TC2008.
Ambraseys, N.N., 1997. The Krasnovodsk (Turkmenistan) earthquake of 8 July 1895, J. Earthquake Engineering., 1, 293–317.
Angelier, L., 1994. Faults slip analysis and paleostress reconstruction. In: Hancock, P.L. (Ed.), Continental Deformation. Pergamon, Oxford. 110-120.
Axen, G.J., Lam, P.S., Grove, M. and Stockli, D.F., 2001. Exhumation of the west-central Alborz mountains, Iran, Caspian subsidence, and collision-related tectonics. Geology, 29, 559–562.
Azizi, H. and Jahangiri, A., 2008. Cretaceous subduction-related volcanism in the northern Sanandaj-Sirjan Zone, Iran. journal of geodynamics. 45, 178–190.
Azizi, H., and Moinevaziri, H., 2009. Review of the tectonic setting of Cretaceous to Quaternary volcanism in northwestern Iran. journal of geodynamics. 47 (2009) 167–179.
Baker, C., 1993. The active seismicity and tectonics of Iran. PhD thesis, University of Cambridge, UK.
Blourian, G.H., 1994. Petrology of Tertiary volcanic rocks in the north of Tehran. M.SC. Thesis. University of Tarbiate Moalem, Tehran, Iran, 145.
Calagari, A.A., 2004. Fluid inclusion studies in quartz veinlets in the porphyry copper deposit at Sungun, East-Azarbaidjan, Iran Journal of Asian Earth Sciences. 23, 179–189.
Calagari, A.A. and Hosseinzadeh, G., 2006. The mineralogy of copper-bearing skarn to the east of the Sungun-Chay river, East-Azarbaidjan, Iran. Journal of Asian Earth Sciences. 28, 423–438.
Carey-Gailhardis, E. and Vergely, P., 1992. Graphical analysis of fault kinematics and focal mechanisms of earthquakes in term of stress; the right dihedral method, use and pitfalls. (1), 3-9.
Delvaux, D. and Sperner, B., 2003. Stress tensor inversion from fault kinematic indicators and focal mechanism data: the TENSOR program. In: Nieuwland, D. (Ed.), New Insights into Strucural Interpretation and Modelling,. 212. geological society london special publications. 75-100.
Delvaux, D., Moeys, R., Stapel, G., Petit, C., Levi, K., Miroshnichenko, A., Ruzhich, V. and Sankov, V., 1997. Paleostress reconstructions and geodynamics of the Baikal region, Central Asia. Part II: Cenozoic rifting. In: Cloetingh, S., Fernandez, M., Munoz, J.A., Sassi, W. and Horvath, F. (Eds.), Structural controls on sedimentary Basin Formation: Tectonophysics, 282. 1-38.
Dewey, J.F., Hampton, M.R., Kidd, W.S.F., Saroglu, F. and engor, A.M.C.S., 1986. Shortening of Continental lithosphere: the neotectonics of eastern Anatolia, a young collision zone. . geological society london special publications. 19, 3-36.
Fossen, H., 2010. Structural Geology. Cambridge University Press. Cambridge, 463.
Hempton, M.R., 1987. Constrains on Arabian plate motion and extensional history of the red sea. Tectonics 6, 687-705.
Rebai, S., Philip, H., Dorbath, L., Borissoff, B., Haessler, H., and Cisternas, A., 1993. Active tectonics in compressive and extensional structures. Tectonics 12: 1089-1114.
Shabanian, E., Bellier, O., Abbassi, M.R., Siame, L. and Farbod, Y., 2009. Plio-Quaternary stress states in NE Iran: Kopeh Dagh and Allah Dagh-Binalud mountains, Tectonophysics. 480, 280–304.
بررسی زمین‌ساخت، داده‌های گسلی و ارتباط آنها با کانه‌زایی و دگرسانی در گستره اسبخان هریس (استان آذربایجان‌شرقی - شمال‌غرب ایران)
نیما یادگاری1و*، سید غفور علوی2 و محسن موید3
1. دانشجوی دکترا، گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز
2. استادیار، گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز
3. استاد،گروه علوم زمین، دانشکده علوم طبیعی، دانشگاه تبریز
چکیده
گستره مورد مطالعه در جنوب رشته کوه قوشآداغ، در شمال روستای اسبخان، شهرستان هریس و در استان آذربایجان‌شرقی واقع شده است. این گستره از نظر زمین‌شناسی ساختاری ایران، در پهنه اصلی ایران مرکزی و زیرپهنه البرز- آذربایجان قرار دارد. واحدهای زمین‌شناسی پهنه، شامل سنگ‌های آذرین و آذرآواری ائوسن با ترکیب آندزیتی، تراکی‌آندزیتی، بازالتی، توفی و ایگنمبریتی است. توده نفوذی نیمه عمیق با سن الیگوسن، با ترکیب کوارتز دیوریت، کوارتزمونزونیت پورفیری و دیوریت به‌صورت استوک و دایك در پهنه رخنمون دارد. بررسی‌های ساختاری از جمله صفحات گسلی، خش‌لغزش‌های روی آنها و سیستم درزه‌های موجود در لیتولوژی‌های مختلف، نشانگر حداقل دو جهت فشارش کلی در گستره هستند و میتوانند در پی یک رژیم تکتونیکی و یا دو رژیم تکتونیکی ایجاد شده باشند. اگر رژیم تکتونیکی را یک فاز در نظر بگیریم و تانسورهای با جهات مختلف را نتیجه چرخش در صفحات گسلی بدانیم، میتوان یک رژیم عمومی راستالغز با روند عمومی شمالی- جنوبی را معرفی کنیم که ساختارهای موجود پهنه را کنترل می‌کند. در همین حین نفوذ توده‌های نفوذی باعث به‌هم‌ریختگی این ساختارها و پیچیده‌تر شدن موضوع شده‌اند. به‌طورکلی، گسله‌های با روند شمال‌غرب - جنوب‌شرق و مکانیسم راستالغز راست‌بر، ساختارهای اصلی گستره را تشکیل میدهند. سایر گسل‌ها نیز با پیروی از سیستم شکستگی‌های ریدل، در کنترل ساختارهای اصلی هستند. بر اساس سیستم درزه‌های موجود در چهار لیتولوژی مختلف، واحدهای لیتولوژیکی از قدیم به جدید شامل: آندزیت بازالت، کوارتز دیوریت، کوارتز مونکمربندیت (توده پورفیری) و دیوریت می‌باشند که از قدیم به جدید از تنوع سیستم درزه‌ها کاسته میشود. نقش سیستم تکتونیکی شمال غربی- جنوب شرقی در توسعه دگرسانی آرژیلیکی و سیستم شمال شرقی- جنوب غربی در توسعه رگه‌های سیلیسی و کانه‌دار مهم هستند.
واژه‌های کلیدی : اسبخان، درزه، زمین‌ساخت، گسل.
مقدمه
پهنه آذربایجان در شمال غرب ایران، در قسمت مرکزی کمربند تصادمی اوراسیا- عربستان و میان کوهزادهای بزرگ قفقاز در شمال و البرز در شرق و با فاصله از کوهزاد زاگرس در جنوب قرار دارند (درویش‌زاده، 1372). دگرشکلی در آن تا میوسن به‌صورت کوتاه‌شدگی با گسلش و وقوع زمین‌لرزه‌های قوی همراه میباشد Ambraseys., 1997; Axen) (et al., 2001; Baker., 1993. در پهنه آذربایجان، گسل تبریز با امتداد NW-SE از میان نهشته‌های زنجان به‌طرف کوه‌های شمال تبریز (مورو و میشو) و شمال غرب آذربایجان و قفقاز ادامه دارد(Axen et al., 2001) . این ساختار آذربایجان را به دو بلوک که یکی از این بلوک‌ها در شمال شرق با فرونشست و رسوب‌گذاری در اوایل دوونین و دیگری در جنوب غرب که با بالاآمدگی و با رسوبات کربونیفر پوشیده شده، تقسیم کرده است (Allen et al., 2004). بعد از رویداد کوهزایی سیمرین پیشین و برخورد حاشیه قاره‌ای فعال اولین فاز از گسل‌های رانده و فرارانش مجموعه‌‌های اقیانوسی بر روی لبه شمالی پهنه و افیولیت‌های قفقاز و شمال ایران شکل گرفتHempton., 1987; Rebai et al.,) (1993. در آذربایجان رژیم‌های متعدد تکتونیکی وجود دارد. فاز اول فشارشی با جهت NE-SW و فاز دوم فشارش با امتداد NW-SE که با کوتاه شدگی همراه هستند (Hempton., 1987). با توجه به شواهد نئوتکتونیکی، فاز دومی نیز هم اکنون فعال است. از نظر مرزهای زمین‌ساختی، در میان چهار گسل امتدادلغز اصلی قرار دارد و شامل گسل ارس در شمال، گسل تبریز در غرب، سامانه گسلی تالش و آستارا در مرز شرقی و گسل میانه- اردبیل در جنوب شرقی قرار دارد (Angelier., 1994). بنابراین حرکات و جنبش این گسل‌ها نسبت به هم در آذربایجان و تاثیر متناوب پایانه‌های گسلی این پهنه را تحت تاثیر خود قرار خواهد داد(Carey, 1992) . مهم‌ترین پدیده تکتونیکی در پالئوزوئیک، شکستگی در دوونین هستند و باعث تقسیم رخساره‌ها در آذربایجان شده است(Delvaux et al., 1997). در آغاز الیگوسن، بر اثر حرکات کوهزایی پیرنه، توده‌های نفوذی متعددی مانند سینیت بزکش، کلیبر و اهر به داخل سنگ‌های آتشفشانی ائوسن نفوذ کردهاند و موجب چین‌خوردگی‌ها در رسوبات غرب و جنوب غرب آذربایجان شده‌اندDelvaux et al.,) (2003; Dewey et al., 1986.
کمربند آتشفشانی سنوزوئیک البرز با روند عمومی E-W در شمال ایران قرار دارد و خود این کمربند، توسط گسل رشت- تاکستان (با روند N-S) به دو بخش شرقی و غربی تقسیم شده و از هم جدا می‌شوند (Azizi and Moinevaziri., 2009). بخش شرقی همگی شامل توف اسیدی و مافیک و لاوا با ترکیبی آلکالن تا شوشونیتی است (Blourian, 1994)، درحالی‌که بخش غربی شامل لاوای آندزیتی تا داسیتی و بسیاری توده‌های گرانیتوئیدی با ترکیبات کالکوآلکالنی میباشد (موید، 1380). این دو بخش تفاوت‌های دیگری نیز با یکدیگر دارند، برای مثال؛ در بخش غربی ذخایر مس پورفیری (سونگون، طارم)، مولیبدن، آهن (مرواریه زنجان) و طلا (زرشوران، آقدره) دیده می‌شوند درحالی‌که بخش شرقی چنین ذخایری را ندارد (Calagari., 2004; Calagari and Hosseinzadeh., 2006; Azizi and Jahangiri., 2008). کمربند آتشفشانی البرز توسط گسل شمال تبریز از بخش‌های جنوبی و ایران مرکزی جدا میشود (Azizi and Moinevaziri., 2009).
منطقة آذربايجان از نظر زمين‌شناسي متنوع است و همچنين از نظر تكتونيك و فعاليت‌هاي آتشفشاني نيز جز کمربند‌هاي فعال پوسته ايران ميباشد. اين پهنه از پوسته ايران حوادث زيادي را پشت سر گذاشته كه آثار آن از پركاميرين (سنگ‌های دگرگوني زنجان، ميانه، ماكو، خوي، شمال اروميه) تا به امروز (آتشفشان سبلان و سهند) قابل مشاهده است. گستره مورد مطالعه بخشی از کمربند ارسباران از پهنه آذربایجان است که در پایان بخش شمال شرقی این پهنه قرار دارد (قربانی،1381). وجود ساختارهای تکتونیکی با موقعیت‌های متفاوت و خردشدگی‌های شدید در کمربند‌های گسلی و همچنین وجود توده‌های نفوذی با سن‌های مختلف و نزدیک به هم باعث پیچیدگی‌های ساختاری ویژه‌ای در گستره مورد مطالعه شده است.
زمین‌شناسی
پهنه اسبخان به مختصات جغرافیایی ˝15 ˊ57 °46 تا ˝23 ˊ59 °46 طول شرقی و ˝15 ˊ19 °38 الی ˝48 ˊ21 °38 عرض شمالی، در 25 کیلومتری شمال غرب شهر هریس در استان آذربایجان شرقی، شمال غرب ایران واقع است. از دیدگاه (نبوی، 1355) این پهنه جز کمربند البرز – آذربایجان (شکل 1-الف) و از لحاظ تقسيمبندي ساختاري – تكتونيكي ايران (آقانباتي، 1383) اين پهنه بخشي از کمربند ایران مرکزی ميباشد (شکل 1-ب). قدیمی‌ترین رخنمون تشکیلات سنگی پهنه اسبخان مربوط به سنگ‌های آهکی ائوسن است. این سنگ‌های رسوبی شیمیایی توسط رخنمون‌های سنگی چون آندزیت، تراکی‌آندزیت، بازالت، توف و ایگنمبریت ائوسن همراهی میشود. واحدهای سنگی الیگوسن در پهنه اسبخان شامل سنگ‌های آذرین درونی با ترکیب سنگ‌شناسی کوارتز دیوریت، کوارتزمونزونیت پورفیری و دیوریت میباشد که توسط مارن‌ها، ماسه‌سنگ‌ها و کنگلومراهای الیگومیوسن پوشیده شده‌اند (شکل2).
شکل 1. الف) تقسیم‌بندی واحدهای ساختمانی-رسوبی ایران (نبوی، 1355) ، ب) پهنه‌های رسوبی – ساختاری ایران (آقانباتي، 1383)
شکل 2. نقشه زمین‌شناسی گستره اسبخان در مقیاس 1:1000 با تغییرات
از برجسته‌ترین سیماهای زمین‌شناسی اقتصادی پهنه اسبخان میتوان به نفوذ توده‌های آذرین درونی کوارتز دیوریت، کوارتزمونزونیت پورفیری و دیوریت الیگوسن به درون تشکیلات آندزیتی، تراکی‌آندزیتی، بازالتی، توفی و ایگنمبریتی ائوسن و گسترش یک سامانه دگرسانی گسترده اشاره کرد. سامانه دگرسانی یاد شده از پهنه‌های دگرسانی آرژیلیک، فیلیک، پروپیلیتیک و سیلیسی تشکیل شده است. توده کوارتزدیوریت با گسترش بیشتر در بخش‌های مرکزی، شمالی و جنوبی ناحیه اکتشافی رخنمون دارد و به‌صورت باتولیت واحدهای آتشفشانی و آندزیتی – بازالتی را قطع کرده است (شکل 3-الف و ب). از لحاظ مورفولوژیکی این واحد سنگی ارتفاعات متوسط تا خشن پهنه را تشکیل میدهند (شکل 3-ب). رنگ این مجموعه در مشاهدات صحرایی و نمونه دستی، خاکستری متوسط و خاکستری روشن تا سفید میباشد. بر اساس مطالعات میکروسکوپی کانیهای اصلی آن شامل کوارتز، ارتوز، پلاژیوکلاز، بیوتیت و هورنبلند با بافت پورفیری هستند (شکل 3-پ). توده کوارتزمونزونیت پورفیری با وسعت کمتر نسبت به توده کوارتز دیوریتی در حاشیه این توده به‌صورت دسته‌هایی با اندازه‌های متفاوت رخنمون دارد. این واحد دارای مورفولوژی ملایم میباشد. بر اساس پیمایشها و مطالعات صحرایی دگرسانیهای فیلیک و آرژیلیک در این واحد قابل مشاهده است (شکل 3- ت). کانی‌شناسی اصلی این توده شامل بلورهای نیمه شکل‌دار پلاژیوکلاز و اندکی پتاسیم فلدسپار است که در خمیره ریزبلوری از کوارتز و پتاسیم فلدسپار قرار دارند. کانیهای فرومنیزین این توده (شاید آمفیبول و بیوتیت) به‌طور کامل توسط محصولات دگرسانی نظیر کلریت، کلسیت، اپیدوت، اکسیدهای آهن، سریسیت و در نهایت بیوتیت‌های ریز و پولکی ثانویه سودومورف شده‌اند (شکل 3-ث). واحد سنگی دیوریتی با وسعت کمتر نسبت به دو توده بحث شده در بخش غربی گستره و به‌صورت دایک در بخش‌های میانی گستره گسترش دارد (شکل 3-ج). کانیهای اصلی مشاهده شده در این توده شامل ارتوز، پلاژیوکلاز و کوارتز با بافت گرانولا با زمینه دانه متوسط میباشد (شکل 3-چ).
شکل 3. الف) نمای دور از واحد کوارتز-دیوریتی با دید به سمت شرق، ب) نمای نزدیک از واحد کوارتز- دیوریتی، پ) مجموعه‌ای از فنوکریست‌های دانه‌درشت تا متوسط پلاژیوکلاز و ارتوز در نور XPL، ت) نمایی از مرز واحد کوارتزمونزونیت پورفیری با توده کوارتز- دیوریت، ث) تصاویری از تشکیل بیوتیت ثانویه در توده کوارتزمونزونیت پورفیری اسبخان در نور XPL، ج) نمایی از توده دیوریتی تا میکرودیوریتی که به شکل دایک در داخل توالی ائوسن نفوذ کرده است، چ) تصاویری از بافت گرانولار به همراه پلاژیوکلاز و آلکالی فلدسپار موجود در توده دیوریتی در نور XPL.
زمين‌شناسي ساختماني و تکتونیک
از نقطه نظر ساختمانی گستره مورد مطالعه را میتوان به دو بخش رشته کوه قوشاداغ و دشت فرو افتاده نمرور در جنوب تقسیم کرد. با توجه به فرازش بخش شمالی (ارتفاعات قوشاداغ) نسبت به دشت نمرور احتمال عملکرد گسل در مرز این دو بخش قوت می‌گیرد. وجود گسل‌های راست‌بر معکوس و گسلش راندگی در گستره عاملی برای برجستگی ارتفاعات قوشاداغ از زمین‌های اطراف است. در گستره روستای اسبخان دره‌های گوی دَرَسی، زگلیگ دَرَسی و قره تورپاق دَرَسی همگی گسله هستند و جابجایی راست‌بر حدود 70 تا 80 درجه روی آنها پدیدار است. هم‌مرز شمالی و هم‌مرز جنوبی توده اسبخان منطبق بر گسل‌های راندگی است. سیستم‌های گسلی موجود در پهنه را میتوان به انواع مختلف تقسیم‌بندی کرد ولی بیشتر دو نوع سیستم شمال غرب- جنوب شرق و شمال شرق- جنوب‌غرب تا شمالی جنوبی در پهنه حاکم هستند. این در نقشه تهیه شده نیز به روشنی دیده میشود (شکل4). سیستم گسل‌های شمال غربی- جنوب شرقی که از سیستم‌های گسلی عمیق و قدیمی در پهنه هستند، در ارتباط با فعالیت گسل دامنه جنوبی کوه‌های قوشاداغ می‌باشند. این سیستم گسلی در جابجایی بلوک‌ها، ایجاد ماگماتیسم و جایگزینی توده‌های نفوذی و همچنین تشکیل حوضه‌های رسوبی بین کوهستانی پهنه و ایجاد دگرسانی در گستره مورد مطالعه نقش داشته است. گسل‌های فراوانی در پهنه مورد مطالعه با این روند دیده می‌شوند. سیستم گسلی دیگری که در تکتونیک پهنه نقش بارزی دارد، سیستم گسلی شمال شرقی- جنوب غربی تا شمالی جنوبی میباشد که این سیستم نیز به‌نوبه خود در جابجایی بلوک‌ها و همچنین گسترش انواع دگرسانی‌ها در گستره نقش داشته است (شکل5). دو گسل اصلی در بخش شمالی و جنوبی گستره دیده می‌شوند که آنها به عنوان گسل شمالی و جنوبی در (شکل6) ذکر شده‌اند. این دو گسل در واقع شاخه‌‌هایی از گسل جنوبی ارتفاعات قوشاداغ هستند و در بخش شمالی و جنوبی گستره مطالعاتی آشکار شدند.
شکل 4. نقشه گسل‌های گستره. گسلش معکوس با راستای شمال غرب- جنوب شرق و شمال شرق- جنوب غرب تا شمالی- جنوبی که در پهنه حاکم هستند و نقش مهمی در دگرریختی سیمای گستره داشته‌اند
.
شکل5. نمودار گلسرخی تهیه شده از گستره با عمده گسلش معکوس با روند شمال غرب- جنوب شرق
تصویر6. نمایی از گسل‌های اصلی در مناطق مجاور گستره مطالعاتی که این گستره را تحت تاثیر قرار داده‌اند
روش مطالعه
در مجموع از 86 ایستگاه اندازه‌گیری اقدام به برداشت‌های ساختاری از جمله صفحات گسلی و سیستم درزه‌ها شده است. داده‌های گسلی برداشت شده در چند مرحله مورد تحلیل قرار گرفتند. ابتدا بر روی تصویر ماهواره پیاده و با ساختارهای قابل تفکیک در تصویر تطبیق داده شد تا نقشه ساختاری قابل قبولی به دست آید. برای به دست آمدن جهت تنش عمومی پهنه، از روش وارون‌سازی تنش (Stress Inversion) (Shabanian et al., 2009) با استفاده از داده‌های خش‌لغزش گسلی برداشت شده از هر ایستگاه و با نرم‌افزار Win-tensor-5-0-3 استفاده شد. در پایان نیز با توجه به جهت فشارش عمومی و روند گسله‌های اصلی، مدلی شماتیک از ژئودینامیک حاکم بر گستره پیشنهاد شده است.
گسله‌های با روند شمالی- جنوبی دارای شیب متمایل به شرق و مکانیسم راستگرد با مولفه کوچک معکوس هستند. گسله‌های شمال غربی- جنوب شرقی که ساختارهای اصلی و گسله‌های بزرگ گستره را تشکیل میدهند در بخش‌های شمالی، شیب شمال شرقی داشته و مکانیسم راستگرد با مولفه معکوس دارند، درحالی‌که در بخش‌های جنوبی گستره، شیب جنوبی پیدا کرده و گاهی مولفه نرمال را نیز نشان میدهند. گسله‌های شمال‌شرقی- جنوب غربی دارای مکانیسم چپگرد و گسله‌های شرقی- غربی که بیشتر فرعی هستند و در اندازه‌گیری‌ها بیشترین تعداد را به خود اختصاص داده‌اند، همگی شیب جنوبی و مکانیسم حرکتی چپگرد دارند که به‌ویژه در بخش‌های جنوبی‌تر (گوی دره و کند دره) این حرکت چپگرد با مولفه نرمال همراه است (شکل7). در شکل7 نقشه گسله‌های گستره به همراه موقعیت ایستگاه‌های اندازه‌گیری نمایش داده شده است. گسله‌های اصلی گستره دو روند کلی NW-SE و NE-SW را نشان میدهند، علاوه بر این ساختارهای اصلی، دو روند دیگر N-S و E-W را نیز در گسله‌های فرعی میتوان مشاهده کرد. از نظر آماری گسله‌های E-W با وجود کوچک بودن، بیشترین آمار را در اندازه‌گیری‌ها به خود اختصاص داده‌اند. وجود چهار روند عمومی برای گسله‌های گستره مورد مطالعه، خود نشان‌دهنده پیچیدگی در تکتونیک گستره است.
شکل7. نقشه ساختاری گستره مورد مطالعه. نقاط سبز رنگ، ایستگاه‌های اندازه‌گیری را نشان میدهند
بررسی هندسی گسله‌های اندازه‌گیری شده (شکل8) نشان میدهد که بیشترین روند، مربوط به روند شرقی- غربی و با شیب به سمت جنوب است. به‌طورکلی شیب گسله‌ها در گستره زیاد است و در رنج بیشتر از 70 درجه هستند. بررسی شیب این گسله‌ها با توجه به موقعیت گسله روی نقشه نشان میدهد که بیشتر گسله‌هایی که شیب آنها به سمت جنوب است، در بخش‌های جنوبی و جنوب غربی و گسله‌های با شیب شمالی (که اندک هستند) بیشتر در شمال غربی گستره مشاهده می‌شوند.
شکل8. الف) نمودار رز امتداد گسله‌های اندازه‌گیری شده، ب) نمودار رز جهت شیب گسله‌های اندازه‌گیری شده
در بررسی مکانیسم حرکتی و تانسورهای تنش گسله‌ها، آشفتگی و پراکندگی نامنظمی دیده میشود (شکل9). بدین ترتیب که در برخی از نقاط تانسور با روند NW-SE و در برخی دیگر تانسور با روند NE-SW و یا با روندهای مختلف دیده میشود. حتی در برخی از این نقاط دو تانسور با روندهای متفاوت مشاهده می‌شوند. همچنین در برخی از گسله‌ها مکانیسم چپگرد دیده میشود و درعین‌حال در نقطه‌ای دیگر از همان گسله مکانیسم راستگرد مشاهده میشود. در تانسورها نیز به همین ترتیب است و مشاهده میشود که روی یک گسله با روند مشخص، دو تانسور تنش، با جهات متفاوت به دست می‌آید. به‌طورکلی وجود خش‌لغزش‌هایی با مکانیسم‌های متفاوت و به‌تبع آن تانسورهای تنش متفاوت بر روی یک صفحه گسلی، دلایل مختلفی می‌تواند داشته باشد از مهم‌ترین آنها میتوان به موارد زیر اشاره کرد: 1- تغییر در رژیم تکتونیکی حاکم بر پهنه، 2- هندسه بلوک‌های ساختاری، 3- گوناگونی لیتولوژیکی (تفاوت در سختی مواد).
به‌طورکلی در طبیعت و ساختارهای تکتونیکی، مشاهده چنین وضعیتی در تانسورها دور از انتظار نیست. صفحات گسلی چند نسلی و یا به‌عبارت‌دیگر، صفحات گسلی که بیش از یک دسته خش‌لغزش دارند، میتوانند کمک زیادی برای مشخص کردن نسل‌های جدا از هم تانسورها کنند. ولی ازآنجاکه در گستره مورد مطالعه صفحات چند نسلی چندانی مشاهده نمی‌شود و یا صفحاتی که خش‌لغزش‌های متفاوتی را نشان میدهند، اغلب، مکانیسم حرکتی مشابهی دارند. به نظر میرسد این‌گونه صفحات تنها حاصل چرخش صفحات گسلی باشند و بنابراین نمی‌توان وجود چند رژیم تکتونیکی را توسط تحلیل صفحات چند نسلی اثبات کرد. در نهایت باید بر پایه تحلیل آماری متکی بود و تانسور عمومی که صفحات گسلی بیشتری دارد را به‌عنوان تانسور عمومی معرفی کرد. اگر از دیدگاه آماری نیز تعداد مشابهی داشته باشند، میتوان یک روند میانگین با توجه به مکانیسم حرکتی گسله‌ها و ساختارهای پهنه پیشنهاد داد.
طی بررسی داده‌های گسلی ابتدا داده‌های هر ایستگاه جداگانه مورد بررسی قرار گرفت (شکل9) و سپس برای به دست آمدن تانسور تنش عمومی و یا جهت فشارش عمومی گستره، همه این داده‌ها یک جا مورد بررسی قرار گرفت (شکل9). نکته اساسی در تحلیل‌های کینماتیکی به روش وارون‌سازی تنش، مرحله جداسازی است، بدین ترتیب که پس از وارد کردن همه داده‌ها، همواره تانسوری که به دست می‌آید، از دقت پایینی برخوردار است، چرا که در این مرحله صفحات گسلی گوناگون با مکانیسم‌های حرکتی حتی مخالف هم در یک جا مورد تحلیل نرم‌افزار قرار می‌گیرند. در مرحله مهم جداسازی، با توجه به ویژگی‌های هندسی و مکانیسم‌های حرکتی متفاوت، باید اقدام به تفکیک صفحات از یکدیگر کرده و هر صفحه گسلی را در کنار صفحات هماهنگ با خود، مورد بررسی قرار داد.
با توجه به شکل9، طی تحلیل کینماتیکی داده‌های گسلی و سپس فرآیند جداسازی داده‌ای، دو تانسور تنش با جهت فشارش NE-SW و NW-SE به دست آمد که از نظر آماری نیز کم‌وبیش تعداد یکسانی را دارا هستند. بنابراین برای تانسور تنش عمومی گستره میتوان میانگین این دو تانسور را در نظر گرفت و روند عمومی N-S را برای تانسور میانگین ساختارهای گستره اعمال کرد. مکانیسم حرکتی گسله‌ها نیز با جهت فشارش عمومی N-S سازگاری خوبی را نشان میدهد (شکل10).
شکل 9. بالا، تانسور تنش کلی مربوط به همه صفحات گسلی، پایین، تانسورهای تنش جداسازی شده، تانسورهای A و B تعداد صفحات کم‌وبیش یکسانی دارند
شکل10. جهت تانسورهای فشارش (خطوط مشکی) در نقاط مختلف گستره مورد مطالعه
با توجه به موقعیت و مکانیسم حرکتی گسله‌های اصلی گستره و تانسورهای تنش به دست آمده از صفحات خش‌لغزش گسلی، میتوان مدل جنبشی و ژئودینامیکی شماتیک و ساده شده‌ای از ساختارهای گستره و رژیم فشارشی حاکم، ارائه کرد (شکل11). این مدل کینماتیکی، سازگاری خوبی با مدل شکستگی‌های ریدل نشان میدهد. بدین گونه که اگر شکستگی‌های ریدل را کمی در جهت عقربه‌های ساعت بچرخانیم، مطابقت زیادی با مدل شکستگیها و گسله‌های گستره مورد مطالعه نشان میدهند (شکل12).
شکل11. مدل جنبشی و ژئودینامیکی ساختارها و گسله‌های گستره مورد مطالعه
شکل12. مدل شکستگی‌های ریدل و هم‌خوانی آن با مدل شکستگی‌های گستره مورد مطالعه (Fossen, 2010)
بررسی درزه‌ها
با توجه به تکتونیزه بودن گستره در بیشتر رخنمون‌ها شاهد خردشدگی‌های شدید و سیستم درزه‌های به‌هم‌ریخته هستیم. اما در برداشت‌های صحرایی سعی بر این شده که تا حد امکان از مناطق تازه و غیرگسلی داده‌های درزه‌ها تهیه شود. در مجموع، از 36 ایستگاه اندازه‌گیری، اقدام به برداشت دسته درزه شده است. این داده‌ها از لیتولوژی‌های گوناگون گستره در نقاط مختلف برداشت شده‌اند. در گستره مطالعاتی، چهار لیتولوژی عمده را میتوان تشخیص داد؛ 1- توده دیوریتی تیره رنگ که بیشتر در کند دره و دره قره تورپاق قابل مشاهده است و جوان‌ترین واحدهای گستره را که بیشتر به شکل دایک نفوذ کردهاند تشکیل میدهند. 2- توده کوارتزدیوریتی روشن‌تر با زمینه کالباسی رنگ که در بخش‌های شمالی دره زرلیک رخنمون دارند. 3- توده کوارتزمونزونیتی روشن (به‌اصطلاح توده پورفیری) که رخنمون‌های آن در سطوح ارتفاعی پایین و در بخش‌های جنوبی و غرب گستره رخنمون دارند و 4- آندزیت بازالت که در بیشتر گستره قابل مشاهده هستند.
در شکل13، نمودار رز سیستم درزه‌های هر یک از این چهار لیتولوژی به‌صورت جدا از هم نشان داده شده است. A مربوط به واحدهای دیوریتی، B، مربوط به واحدهای کوارتزمونزونیتی، C، مربوط به کوارتزدیوریت و D، مربوط به آنذزیت بازالت‌های ائوسن هستند. به‌طورکلی واحدهای سنگی هرچه قدیمی‌تر باشند، تنوع درزه و شکاف در آنها نیز بالاتر خواهد بود، چرا که رژیم‌های تکتونیکی و حوادث ساختاری بیشتری روی آنها تاثیر گذاشته است. به همین ترتیب واحدهای جوان‌تر سیستم درزه‌های کمتری را خواهند داشت. اگر به تنوع سیستم درزه‌ها در شکل13 توجه کنیم، از A به D تنوع بیشتر میشود و به همین ترتیب سن واحدها نیز افزایش می‌یابد. به‌وضوح میتوان مشاهده کرد، واحدهای جوان‌تر یا پس از ائوسن، تنوع درزه و شکاف کمتری نسبت به واحدهای قدیمی‌تر دارند.
شکل13. الف) نمودار رز توده‌های دیوریت، ب) نمودار رز توده‌های کوارتزمونزونیت، پ) نمودار رز توده‌های کوارتزدیوریت، ت) نمودار رز آندزیت بازالت‌های گستره
ارتباط کانی‌زایی و دگرسانی با سیستم تکتونیکی پهنه
در گستره مطالعاتی سیستم دگرسانی گسترده آرژیلیکی مشاهده میشود که این سیستم بیشتر توسط تکتونیک، کنترل و توسعه یافته است. به نظر میرسد، چرخش سیالات در سیستم‌های شکستگی باعث توسعه این دگرسانی شده است. همچنین در گستره مطالعاتی رگه گالن-کالکوپیریت مشاهده میشود. روند این رگه نیز منطبق بر سیستم گسلی شمال شرقی- جنوب غربی میباشد. همچنان که روند رگه‌های سیلیسی و کمربند‌های سیلیسی منطبق بر سیستم گسلی شمال شرقی– جنوب غربی میباشد. به نظر میرسد، نقش سیستم تکتونیکی شمال غربی- جنوب شرقی در توسعه دگرسانی آرژیلیکی و سیستم شمال شرقی- جنوب غربی در توسعه رگه‌های سیلیسی و کانه‌دار مهم میباشد. چنانچه در شکل14 مشاهده میشود، گسترش دگرسانی آرژیلیکی در گستره اسبخان ارتباط تنگاتنگی با گسلش در گستره دارد. به نظر میرسد گسل‌خوردگی‌ها و شکستگیها معبر مناسبی برای راه‌یابی محلول‌های دگرسان کننده به سطح ایجاد کردهاند.
شکل 14. نقشه ارتباط گسل‌های پهنه با دگرسانی آرژیلیک. گسلش راستالغز راست‌بر در گستره اسبخان، رنگ سرخ تا سبز مقادیر تنش تجمعی را نشان میدهد، دایره سرخ خم گرفتاری(Ristricting Bend) و دایره آبی خم رهایی (Relrasing Bend) را نشان میدهد. خطوط سبز رنگ نشانگر دگرسانی آرژیلیک است
در پایان چند تصویر صحرایی از گستره مورد مطالعه و موقعیت شکستگیها و گسله‌های پهنه به همراه مکانیسم حرکتی آنها آمده است (شکل15، 16، 17 و 18).
نتیجه‌گیری
در بررسی مکانیسم حرکتی و تانسورهای تنش گسله‌ها در گستره مورد مطالعه، آشفتگی و پراکندگی نامنظمی مشاهده میشود. بدین ترتیب که در برخی از نقاط، تانسور با روند NW-SE و در برخی دیگر تانسور با روند NE-SW و حتی در برخی از این نقاط دو تانسور با روندهای متفاوت مشاهده می‌شوند، میتوانند ناشی از تغییر در رژیم تکتونیکی حاکم بر پهنه، هندسه بلوک‌های ساختاری، گوناگونی لیتولوژیکی (تفاوت در سختی مواد) باشند. گسله‌های با روند شمالی- جنوبی دارای شیب متمایل به شرق و مکانیسم راستگرد با مولفه کوچک معکوس هستند و گسله‌های شمال غربی- جنوب شرقی که ساختارهای اصلی و گسله‌های بزرگ گستره را تشکیل میدهند در بخش‌های شمالی، شیب شمال شرقی داشته و مکانیسم راستگرد با مولفه معکوس دارند، درحالی‌که در بخش‌های جنوبی گستره، شیب جنوبی پیدا کرده و گاهی مولفه نرمال را نیز نشان میدهند. سیستم تکتونیکی شمال غربی- جنوب شرقی در توسعه دگرسانی آرژیلیکی و سیستم شمال شرقی- جنوب غربی در توسعه رگه‌های سیلیسی و کانه‌دار مهم میباشد. گسترش دگرسانی آرژیلیکی در گستره اسبخان ارتباط تنگاتنگی با گسلش در گستره دارد.
منابع
آقانباتی، ع.، 1383. زمین‌شناسی ایران. سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور،586.##درویش‌زاده، ع.، 1372. زمین‌شناسی ایران. انتشارات نشر دانش امروز، 440. ##قربانی، م.، 1381، دیباچه‌ای بر زمین‌شناسی اقتصادی ایران، انتشارات سازمان زمین‌شناسی و اکتشافات معدنی کشور، 695 . ##موید، م.، 1380. ژئوشیمی و پترولوژی توده‌های آتشفشانی - پلتونیکی در منطقه طارم. پایان‌نامه دکتری. 256. ##نبوی، م.، 1355. دیباچه‌ای بر زمین‌شناسی ایران. انتشارات سازمان زمین‌شناسی کشور، 109. ##
Allen, M., Jackson, J. and Walker, R., 2004. Late Cenezoic reorganization of the Arabia-Eurasia collision and the comparision of short-term and long-term deformation rates. Tectonics.23, TC2008.
Ambraseys, N.N., 1997. The Krasnovodsk (Turkmenistan) earthquake of 8 July 1895, J. Earthquake Engineering., 1, 293–317.
Angelier, L., 1994. Faults slip analysis and paleostress reconstruction. In: Hancock, P.L. (Ed.), Continental Deformation. Pergamon, Oxford. 110-120.
Axen, G.J., Lam, P.S., Grove, M. and Stockli, D.F., 2001. Exhumation of the west-central Alborz mountains, Iran, Caspian subsidence, and collision-related tectonics. Geology, 29, 559–562.
Azizi, H. and Jahangiri, A., 2008. Cretaceous subduction-related volcanism in the northern Sanandaj-Sirjan Zone, Iran. journal of geodynamics. 45, 178–190.
Azizi, H., and Moinevaziri, H., 2009. Review of the tectonic setting of Cretaceous to Quaternary volcanism in northwestern Iran. journal of geodynamics. 47 (2009) 167–179.
Baker, C., 1993. The active seismicity and tectonics of Iran. PhD thesis, University of Cambridge, UK.
Blourian, G.H., 1994. Petrology of Tertiary volcanic rocks in the north of Tehran. M.SC. Thesis. University of Tarbiate Moalem, Tehran, Iran, 145.
Calagari, A.A., 2004. Fluid inclusion studies in quartz veinlets in the porphyry copper deposit at Sungun, East-Azarbaidjan, Iran Journal of Asian Earth Sciences. 23, 179–189.
Calagari, A.A. and Hosseinzadeh, G., 2006. The mineralogy of copper-bearing skarn to the east of the Sungun-Chay river, East-Azarbaidjan, Iran. Journal of Asian Earth Sciences. 28, 423–438.
Carey-Gailhardis, E. and Vergely, P., 1992. Graphical analysis of fault kinematics and focal mechanisms of earthquakes in term of stress; the right dihedral method, use and pitfalls. (1), 3-9.
Delvaux, D. and Sperner, B., 2003. Stress tensor inversion from fault kinematic indicators and focal mechanism data: the TENSOR program. In: Nieuwland, D. (Ed.), New Insights into Strucural Interpretation and Modelling,. 212. geological society london special publications. 75-100.
Delvaux, D., Moeys, R., Stapel, G., Petit, C., Levi, K., Miroshnichenko, A., Ruzhich, V. and Sankov, V., 1997. Paleostress reconstructions and geodynamics of the Baikal region, Central Asia. Part II: Cenozoic rifting. In: Cloetingh, S., Fernandez, M., Munoz, J.A., Sassi, W. and Horvath, F. (Eds.), Structural controls on sedimentary Basin Formation: Tectonophysics, 282. 1-38.
Dewey, J.F., Hampton, M.R., Kidd, W.S.F., Saroglu, F. and engor, A.M.C.S., 1986. Shortening of Continental lithosphere: the neotectonics of eastern Anatolia, a young collision zone. . geological society london special publications. 19, 3-36.
Fossen, H., 2010. Structural Geology. Cambridge University Press. Cambridge, 463.
Hempton, M.R., 1987. Constrains on Arabian plate motion and extensional history of the red sea. Tectonics 6, 687-705.
Rebai, S., Philip, H., Dorbath, L., Borissoff, B., Haessler, H., and Cisternas, A., 1993. Active tectonics in compressive and extensional structures. Tectonics 12: 1089-1114.
Shabanian, E., Bellier, O., Abbassi, M.R., Siame, L. and Farbod, Y., 2009. Plio-Quaternary stress states in NE Iran: Kopeh Dagh and Allah Dagh-Binalud mountains, Tectonophysics. 480, 280–304.
Investigation of tectonics, fault data and their relationship with mineralization and alteration in Asbkhan, Heris area (East Azerbaijan Province - Northwest Iran)
*1Yadegari, N. 2 Alavi, S.G. 3Moayyed,M.
1. Ph.D. Students, Department of Geology, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz
2. Assistant Professor Department of Geology, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz
3. Professor Department of Geology, Faculty of Natural Sciences, University of Tabriz
Abstract: The study area is located in the south of Qushadagh mountain range, in the north of Asbkhan village, Heris township and in East Azarbaijan province. In terms of structural geology of Iran, this area is located in the main zone of Central Iran and Alborz-Azerbaijan sub-zone. The geological units of the region are including Eocene igneous and pyroclastic rocks with combination of andesitic, Trachyandesitic, basaltic, tuffic and ignembritic. The semi-deep intrusive mass with Oligocene age, with the combination of quartz diorite, diorite and quartz monzonite in the form of stock and dyke is exposed in the area. Structural studies, including fault plates, slickenside on them, and the joints system in various lithologies, indicate at least two general stress directions in the range, Which can be created following one tectonic regime or two tectonic regimes. If we consider the tectonic regime as a phase and consider the tensors with different directions as the result of rotation in the fault plates, We can introduce a general strike-slip regime with a general north-south trend that controls the existing structures of the region. At the same time, the infiltration of intrusive masses has caused the disintegration of these structures and made the issue more complicated. In general, faults with a northwest-southeast trend and a right on strike-slip mechanism, form the main structures of the area.Other faults are controlled by the main structures following the Riddle fractures system. Based on the system of joints in four different lithologies, lithological units from old to new include: basaltic andesite, quartz diorite, quartz monzonite (porphyry mass) and diorite, which from old to new reduces the diversity of the joints system. The northwest-southeast tectonic system has been involved in the development of argillic alteration and the northeast-southwest system has been important in the development of siliceous and mineralized veins.
Keywords : Asbkhan, Joint, Tectonic, Fault
