گسل سراوان در جنوب شرقی ایران و در مختصات 27 درجه تا 28 درجه عرض شمالی و 61 درجه و 30 دقیقه تا 62 درجه و 45 دقیقه طول شرقی قرار دارد که با نقشه زمین شناسی 1:250000 سراوان پوشیده شده است. در تقسیم بندی زمین¬ساختی ایران، گسل سراوان و محدوده عملکرد آن در منطقه زون جوش خورده و فلیش شرق ایران قرار می¬گیرد. بیشتر سنگ¬های این منطقه عمدتاً فلیش¬های ائوسن است. این گسل که سراسر دامنه جنوبی رشته کوه¬های شمال شرق – شرق سراوان را می پیماید، حدود 270 کیلومترطول داشته و واحد¬های چینه شناسی بادامو - سیاهان را از سراوان تفکیک می کند. بخش اعظم این گسل(در سراسر دشت سراوان) امتداد عمومی n50w داشته و حدود 50 کیلومتر از شرق گسل(در حد فاصل روستای دهک تا مرز پاکستان) نیز در امتداد تقریباً شرقی - غربی قرار دارد. پس از بررسی پاره¬ای از ساختارهای گستره مورد مطالعه مشخص شد که روند اصلی ساختارها نظیر گسل¬های اصلی و محور چین ها و .... شمال باختر – جنوب خاور بوده و روند اصلی این ساختارها n130-140 است. گسل سراوان یک گسل معکوس با مولفه امتداد لغز راست بر است. با رسم نیمرخ¬های توپوگرافی در طول گسل و بررسی شیب توپوگرافی و همچنین نسبت¬های محاسبه شده(نسبت ارتفاع، نسبت v ، vf ، smf ) که برخاستگی منطقه را نشان می¬دهند این نتیجه حاصل می¬شود که برخاستگی سمت شرقی گسل بیش از سمت غربی آن است، با در نظر گرفتن این موضوع و شیب شمال شرقی گسل، کوتاه شدگی منطقه و مولفه معکوس برای این گسل به اثبات می¬رسد. وجود شواهد مورفولوژیک مانند آبراهه های جابجا شده حرکات راست بر گسل را برای جوانترین مرحله عملکرد آن یعنی سنوزوئیک پسین به اثبات می رساند. رابطة بین ms و mb در منطقه با توجه به زمین لرزه های موجود به صورتmb-3/7405 ms=1/6359 می باشد و لذا پارامتر لرزه خیزی منطقه با تصحیح زمانی به صورت logn = -./511 ms + 1/62 محاسبه گردید. بیشترین شتاب توسط گسل سراوان بر شهر وارد می شود که در حدود 0/15 شتاب گرانش می باشد. کمترین شتاب نیز توسط گسل کند، بر شهر وارد می شود که حدود 0/082 شتاب گرانش است.

منطقه مورد مطالعه در محدوده¬ عرض شمالی ′ 15 º 31 تا º 32 و طول شرقی ′ 15 º 59 تا ′ 15 º 61 حد فاصل دو ایالت ساختاری کاملا متفاوت به نام¬های زون نهبندان -خاش در شرق و بلوک نسبتا پایدارتر با سرگذشت قدیمی و پیچیده تر لوت قرار دارد. مطالعات ما در مقیاس¬های مختلف همراه با تحلیل¬های دقیق نرم افزاری چهار منطقه برشی اصلی را معرفی می¬نماید که بترتیب از غرب به شرق به قرار زیر معرفی می-نماییم: 1- زون برشی a یا زون برشی کهور که با گسل اصلی راستگرد کهور با تحدب به سمت شمال شرق مشخص می¬شود. گسترش ساختارهای گُلی شکل، گرانیت¬های خرد شده در شرق این زون برشی و میلونیت¬های تیپ ф آن، الگوی پراکندگی زون¬های دگرگونی و ریز ساختارهای برشی در امتداد این گسل¬ همگی حاکی از حضور این زون برشی احتمالا با بیشترین عملکرد در محدوده زمانی ائوسن فوقانی –الیگوسن دارند. 2- زون برشی b یا زون برشی نه غربی یک گسل امتداد لغز راستگرد با سر گذشت پیچیده است که منطبق با یک زون جوش خورده قدیمی احتمالا کرتاسه فوقانی -ائوسن می¬باشد. تشکیل حوضه های pull apart در این منطقه، بنظر ارتباط تنگاتنگی با فعالیت این زون برشی در زمان نئوژن داشته است. این گسل مجموعه افیولیتی نهبندان را از واحدهای رسوبات نئوژن جدا می¬کند. محدوده سنی عملکرد این گسل از زمان کرتاسه فوقانی و همزمان با بسته شدن حوضه فلیش به بعد بوده است. 3- زون برشی c یا زون برشی بیچند که حاصل عملکرد یک گسل امتداد لغز راستگرد با امتداد شمالی –جنوبی است. چین خوردگی واحدهای سنگی پلیو-پلیوستوسن در نتیجه عملکرد گسل بیچند حکایت از فعالیت های جدید این گسل دارد. حضور ساختارهای s,c، پورفیروکلاست¬های میلونیتی از یک سو و مکانیزم جنبشی گسل¬های فرعی و چین¬های مربوطه از سوی دیگر حرکت امتدادلغز راستگرد این گسل در محدوده سنی میوسن تا عهد حاضر را تصدیق می¬کنند. 4- زون برشی d یا زون برشی نه شرقی شباهت¬های زیادی با سیستم برشی بیچند دارد. گسترش ساختارهای s,c، چین خوردگی¬های مجدد، جابجایی واحدهای سنگی با الگوهای دوپلکس امتداد لغز و همچنین حضور گسل¬های تراستی با راندگی به سمت شمال شرق در امتداد این گسل¬ همگی نشان دهنده عملکرد راستگرد این زون برشی در محدوده زمانی میوسن تا عهد حاضر می باشند. بنابراین بر اساس یافته-های ما در این منطقه، زون برشی کهور قدیمی¬ترین زون برشی منطقه می¬باشد و عملکرد سنی مشابه با زون برشی نه غربی عریض ترین زون برشی منطقه دارد. زون برشی نه شرقی از جوانترین زون¬های برشی منطقه است که روندهای nw-se را قطع می¬نماید و جوانتر از گسل¬های نه غربی و کهور می¬باشد. همچنین زون برشی بیچند جوانترین زون برشی منطقه است و مانند نه شرقی روندهای nw-seرا قطع می¬کند. احتمالا زون¬های برشی کهور و بخشی از زمان عملکرد زون برشی نه غربی نتیجه بسته شدن حوضه شرق ایران و زون¬های برشی نه شرقی، بیچند و بخش جوانتر فعالیت زون برشی نه غربی متاثر از میدان تنش حاصل از همگرایی صفحات عربی و ایران بوده است.

توده گرانیتوئیدی چاه رویی به سن ائوسن- الیگوسن در حدود 100 کیلومتری جنوب غربی نهبندان، و جنوب شرقی بلوک لوت قرار دارد. در درون و اطراف این توده، پگماتیت های تورمالین دار تشکیل شده اند. بر اساس شواهدی چون روند منفی p2o5 و روند مثبت th در برابر sio2، و عدم وجود مسکویت این توده گرانیتوئیدی از نوع i می باشد. ماگمای گرانیتوئیدی چاه رویی از ذوب بخشی پوسته تحتانی و به احتمال قوی از سنگ های آمفیبولیتی منشأ گرفته است. دو نوع پگماتیت با دو نوع منشأ در گرانیتوئید مذکور و سنگ های دگرگونه همبر آن دیده می شود که هر دو، از نوع پگماتیت های ساده می باشند. نوع اول، که بیشتر در توده گرانیتوئیدی دیده می شود، از نظر کانی شناسی دارای بیوتیت، تورمالین، آپاتیت، ارتوکلاز، الیگوکلاز- آندزین، کوارتز، زیرکن، ایلمنیت و گارنت می باشد. در این نوع پگماتیت میزان عناصر کم مقدار بالا، و آنومالی ti در آن منفی است. نوع دوم، که بیشتر در سنگ های دگرگونه همبر گرانیتوئید دیده می شود، از نظر کانی شناسی دارای مسکویت، تورمالین، ارتوکلاز، آلبیت و کوارتز می باشد. در این نوع پگماتیت میزان عناصر کم مقدار پائین، و آنومالی ti مثبت است. برای پگماتیت نوع اول، منشأ مذاب تفریق یافته و برای پگماتیت نوع دوم، چرخش فاز سیال از منشأ گرانیتوئیدی در سنگ های دگرگونه مجاور توده گرانیتوئیدی پیشنهاد می شود.

در سراسر گستره خاوری سیستم آتشفشان تفتان بیشتر توده های سنگی و عناصر ساختاری مانند گسل "سراوان" دچار یک کج شدگی ساختاری می شوند. این گستره با روش های تکتونیکی و هندسی مورد بررسی و مدل سازی قرار گرفت. داده ها در آغاز گردآوری شدند و سرانجام برای هر گروه از داده ها یک مکانیزم پیشنهاد شد سپس از ارتباط منطقی آنها از نظر تکتونیکی و مکانیکی، مدل نهایی فراهم گردید که یک مکانیزم فشارشی اولیه و پیدایش ساختار های هم بسته با آن و سپس رویداد یک مکانیزم کرنش حجمی و هم پوشانی آن با مکانیزم پیشین و پیدایش ساختار های نوین و چرخش ساختار های پیشین در قلمرو میدان تنش برآیند بود. با ربط این مدل به سرگذشت زمین شناسی منطقه و یک طراحی کلی از رویداد های ساختاری در بازه تنش های عامل، فشارش پلیت عربی در بازه نزدیک به n40e تا n20e بسته به سمت فرورانش تا زمان ائوسن برآورد شد که از آن پس یک میدان تنشی ناشی از کرنش حجمی در پیرامون تفتان عمل کرده است و میدان ترکیبی به دست آمده، هندسه و جهت گیری عناصر ساختاری را کاملا دستخوش تغیر نموده است.

کوه جنجا در فاصله 220 کیلومتری شمال غرب زاهدان واقع شده است. دایکهای پورفیری متعددی با سن میوسن و با روند شرقی – غربی و شمال شرق- جنوب غرب در واحدهای رسوبی با رخساره فلیش در منطقه مورد مطالعه نفوذ کرده اند. کانه زایی اکسیدی و سولفیدی افشان به شکل سوپرژن و هیپوژن ضعیف در سنگهای میزبان مرتبط با این دایکها رخ داده است. سنگ میزبان عمدتا شیلهای کربناتی دگرگون شده ای هستند که تحت عنوان هورنفلس شناخته می شوند. ترکیب دایکهای پورفیری گرانودیوریت تا دیوریت بوده و از کانیهای پلاژیوکلاز، هورنبلند، کوارتز، کلریت و اپیدوت تشکیل شده اند. این دایکها دو نوع اند: دایکهای دگرسان شده و غیر دگرسان شده. مطالعات ژئوشیمیایی در منطقه در دو مرحله انجام گرفته است؛ ابتدا، برای اکتشافات ژئوشیمیایی ناحیه ای در منطقه ای به وسعت 550 کیلومترمربع تعداد 559 نمونه رسوب آبراهه ای و 154 نمونه کانی سنگین برداشت گردید. در مرحله دوم 70 نمونه جهت اکتشافات لیتوژئوشیمیایی و زمین شناسی اقتصادی مطالعه شد. نمونه ها برای 53 عنصر به وسیله icp-ms در شرکت als chmex کانادا آنالیز شده اند. حد و مقدار عناصر در این تحقیق مورد بحث قرار می گیرند. برای هر عنصر پارامترهای آماری مهم از داده های خام محاسبه گردیده که این پارامترها و فاکتورها عبارتنداز: خطای آنالیز، توزیع فراوانی، مقادیر سنسورد، زمینه، حد آستانه، آنومالی، میانگین، مد، انحراف معیار، چولگی، کشیدگی و شاخص غنی شدگی برای عناصر کانی ساز در منطقه محاسبه شده و نقشه توزیع عناصر ترسیم گردیده است. بر اساس نتایج بدست آمده آنومالی هایی از عناصر طلا، مس و سرب مشخص گردید.

کانسار مگنتیت - آپاتیت اسفوردی در 36 کیلومتری شمال شرق شهر بافق قرار دارد. منطقه معدنی بافق در ایران مرکزی مهمترین ناحیه آهن دار کشور محسوب می شود. این منطقه حاوی بیش از 2000 میلیون تن کانسنگ پر عیار اکسید آهن می باشد. کانسار های آهن در این ناحیه دارای مقادیر متغیری از فسفر، عناصر نادر خاکی، منگنز، اورانیوم و توریوم هستند. کانسار اسفوردی دارای بیشترین مقدار فسفر و عناصر خاکی نادر در منطقه است. این کانسار دارای ذخیره نهایی 17 میلیون تن کانسنگ، با عیار 1/14 درصد فسفر، 28 درصد آهن و 2 درصد عناصر نادرخاکی می باشدکانسنگ اسفوردی عدسی شکل بوده، 90 متر ضخامت، 500 متر طول و 300 متر عرض دارد ماده معدنی در اسفوردی به وسیله مجموعه ی دگرسان شده احاطه شده است. کانی اصلی این مجموعه اکتینولیت است. فراوانترین سنگهای نزدیک به مجموعه متاسوماتیک، ریولیت های دگرسان شده، توف های آتشفشانی جوش خورده و جوش نخورده، شیل، ماسه سنگ، سنگ آهک و دولومیت می باشند. کانه زایی را می توان به سه نوع آهن، فسفر و عناصر نادر خاکی طبقه بندی کرد: 1- کانه زایی آهن عمدتا به صورت مگنتیت توده ای رخ داده و به دو بخش عیار بالا و عیار پایین تقسیم می شود. منطقه عیار بالا از لحاظ فسفر و عناصر نادر خاکی فقیر بوده و بافت های متفاوتی را به نمایش می گذارد. منطقه عیار پایین نسبتا غنی از فسفر و عناصر نادر خاکی بوده و در هم رشدی هایی از مگنتیت و آپاتیت در آن مشاهده می شود. 2- کانه زایی فسفر گسترش بیشتری از کانه زایی آهن دارد. کانسنگ های غنی از فسفر در نزدیکی یا همراه با منطقه عیار پایین آهن قرار گرفته اند. کانه زایی فسفر اساسا به صورت توده های آپاتیتی و رگه هایی در این زون رخ داده است. همچنین کانه زایی آپاتیت در سنگ های دگرسان شده دیواره به صورت درهم رشدی هایی با اکتینولیت و به شکل رگه ای و جانشینی مشاهده می شود. 3- کانه زایی عناصر نادر خاکی به شکل رگه ای و در ارتباط نزدیک با فسفر رخ داده است. کانی های نادر خاکی مانند آلانیت، مونازیت و پاریسیت که غنی از عناصر نادر خاکی سبک هستند، در اسفوردی وجود دارند.

منطقه مورد مطالعه در غرب شهرستان نهبندان و شمال شرق روستای دهسلم در منتهی الیه شرقی بلوک لوت بین عرض شمالی 10 °31 تا40 °31و طول شرقی15 °59تا45 °59 قرار دارد. مطالعات انجام شده در مقیاس های ماکروسکوپی تا میکروسکوپی حاکی از تاثیر حداقل 5 فاز دگرشکلی در منطقه است که با شدت ها و کیفیت های متفاوت چهار واحد سنگی- ساختاری تفکیک شده در این مطالعه را تحت تاثیر قرار داده است. به نظر می رسد 3 فاز دگرشکلی اول همزمان با دگرگونی اصلی منطقه(m1) و دو فاز نهایی بعد از دگرگونی صورت گرفته است. ترتیب وقایع دگرشکلی عملکرده در منطقه همراه با ساختارهای موجود و زمان وقوع به صورت ذیل عنوان می شود: 1- اولین واقعه دگرشکلی این مجموعه d1 است که تقریباً همزمان و یا به فاصله کمی قبل از دگرگونی اصلی منطقه(m1) رخ داده است. d1احتمالاً مربوط به ژوراسیک میانی بوده و نوعی تورق دیاژنتیکی از نوع رخ اسلیتی است. 2- فاز دگرشکلی d2 در شرایط حرارت بالا و خمیری به وقوع پیوسته و تا حد زیادی آثار f1 را پوشانده و تنها بقایایی از آن به صورت تورق ترانهاده و یا تورق داخلی درون پویکیلوبلاست ها قابل شناسایی است. واقعه d2 که احتمالاً مربوط به ژوراسیک میانی تا فوقانی است به نظر مهمترین تورقی است که در کل منطقه به صورت شیستوزیته تا لیتاژ به جای مانده است. 3- d3 سومین واقعه تکتونیکی عملکرده در منطقه است که همراه با ماگماتیسم بوده و احتمالاً یک واقعه تاخیری عمدتاً کششی در زمان ژوراسیک فوقانی می باشد که باتوجه به راستای دایک های پگماتیتی تورمالین دار خطی جوان حاصل از آن می توان این فاز را به زمان بالاآمدگی کمپلکس دگرگونی- ماگمایی نسبت داد. 4- فاز دگرشکلی d4 از مهمترین وقایع تکتونیکی عملکرده در منطقه دهسلم وحتی کل منطقه شرق ایران به حساب می آید و خود می تواند شامل ریزفازهای متعددی باشد. ماهیت این فاز عمدتاً برشی است. شواهد اصلی تاثیر این فاز دگرشکلی در منطقه، گسل های امتدادلغز عمدتاً راستگرد با روند شمالغرب- جنوب شرق و چین خوردگی های وسیع منطقه (تاقدیس کهور و تاقدیس گلوگاه) می تواند باشد. این حادثه ناشی از میدان عظیم استرس مربوط به بسته شدن حوضه شرق ایران در زمان ائوسن فوقانی بوده و گسل کهور در منتهی الیه این میدان استرس واقع شده است. 5- آخرین فاز شناسایی شده در منطقهd5 است این فاز دگرشکلی نیز احتمالاً مربوط به وقایع انتهایی آلپ می باشد. عملکرد این در منطقه به صورت چین خوردگی های محلی بوده که به نظر می رسد تاقدیس گلوگاه را در بخش شرقی خود منحرف ساخته و یا بعنوان یک فاز شکننده با گسل های مزدوج و غیر مزدوج یال های تاقدیس گلوگاه را بریده و برش های متعددی در ساختارهای مربوط به گسل کهور و چین خوردگی های آن باعث شده است.

در منطق? وژه (فشارک)، شمال شرق اصفهان، سنگ های گرانیتوئیدی به سن الیگو – میوسن در کربنات های میلونیتی نفوذ کرده و تراوش سیال هیدروترمال از طریق سطوح تورق کربنات ها باعث متاسوماتیسم و تشکیل اسکارن شده است. کانی های اسکارن عبارتند از ولاستونیت، گارنت گراندیت، اپیدوت، اسکاپولیت، دیوپسید و کوارتز. کلسیت نیز همراه با این کانی ها در سنگ اسکارنی دوباره متبلور شده است. ترکیب شیمیایی کانی های اسکارن نشان می دهد که در مراحل اسکارن زایی و تشکیل کانی های اسکارنی تراوش فاز سیال از منشاء ماگمای گرانیتوئیدی تأثیر زیاد داشته است. زوناسیون گارنت گراندیت که بویژه با تغییرات سازند? آندرادیت مشخص می شود، بیانگر تغییرات متناوب فاز سیال در حین متاسوماتیسم است. مقایس? ترکیب شیمیایی سنگ های اسکارنی و کربنات های غیر اسکارنی نشان می دهد فراوانی عناصر sio2، al2o3، tio2، fe2o3، mgo و k2o در اسکارن به ترتیب 28/4 – 99/1، 11/5 – 22/3، 54/5 – 09/3، 87/5 – 76/1، 58/4 – 68/1 و 36/6 – 12/0 برابر همین عناصر در سنگ کربناتی قبل از متاسوماتیسم بوده است. همچنین از بین عناصر فرعی v، zn، zr، rb، cr، ba، yو lrees نیز در اسکارن نسبت به سنگ های کربنات، به ترتیب 92/6 – 04/4، 84/35 – 42/1، 00/10 – 40/3، 88/8 – 14/0، 00/6 – 40/2، 62/21 – 11/2، 61/5 – 38/2 و 79/26 – 71/12 برابر شده اند. به طور کلّی، عناصر اصلی si، al، ti، fe، mg، k و عناصر فرعی v، zn، zr، rb، cr، ba، y و lrees در حین انجام واکنش های متاسوماتیک از سیال ماگمایی وارد ترکیب سنگ های اسکارنی شده اند. عنصر sr نیز در برابر غنی شدگی در اسکارن مقاومت کرده است. عناصر فرعی لیتوفیل، نسبت به عناصر کالکوفیل و سیدروفیل، در اسکارن بیشترین غنی شدگی را نشان می دهند. عناصر خاکی کمیاب سبک (lree) نیز نسبت به عناصر خاکی کمیاب سنگین (hree) در اسکارن غنی شدگی بیشتری دارند. مطالع? زوناسیون گارنت در اسکارن وژه (گروسولار 3/70 تا 3/88 و آندرادیت 10 تا 8/26) به کمک میکروپروب الکترونی نشان می دهد که از مرکز به حاشیه تغییرات اساسی در عناصر تیتانیم، آلومینیم، آهن، منگنز و منیزیم دیده می شود که فراوانی آنها در زون های مختلف گارنت به ترتیب برابر است با 82/2 – 13/0، 92/19 – 13/15، 22/9 – 16/1، 49/0 – 0 و 46/0 – 20/0. در زون های مختلف، تغییرات عناصر آلومینیم، تیتانیم و آهن به طور متناوب تکرار می شود. بنابراین، عامل اصلی بوجود آورند? زوناسیون در گارنت، تغییرات تناوبی آهن، آلومینیم و تیتانیم در فاز سیال بوده است. در زون های مختلف گارنت های وژه، عناصر آهن و آلومینیم به طور کامل جایگزین یکدیگر شده اند که طی دوره های مختلف باعث بوجود آمدن زوناسیون کمپلکس در گارنت شده اند.

منطقه مورد مطالعه در جنوب شرق ایران و در حاشیه غربی شهرستان خاش واقع شده است. هدف از این تحقیق، بررسی منشا بلوک های آهکی و نقش دگرشکلی های تکتونیکی موثر در این پهنه می باشد. مطالعات حاصل از بررسی بلوک های آهکی نشان داده اند که این بلوک ها، الیستولیت ها یا همان ملانژهای رسوبی هستند. تجمعات فسیلی موجود در این بلوک ها نشان داده است که این بلوک ها از یک محیط پلتفرم کم عمق داخلی، تحت تاثیر فرآیندهای رسوب گذاری مجدد، به درون حوضه عمیق تر رسوبات توربیدیتی منتقل گشته اند و سپس تحت تاثیر حرکات تکتونیکی منطقه، به شکل کنونی خود در آمده اند. همچنین بر اساس تحلیل هندسی و جنبشی عناصر ساختاری شناسایی شده، سه رخداد دگرشکلی در منطقه به ترتیب تقدم در نظر گرفته شدند که بترتیب عبارتند از: اولین رخداد دگرشکلی (d1): نوعی دگرشکلی قدیمی در منطقه است که طی آن چین هایی با روند سطح محوری شمال شرق- جنوب غرب شکل گرفته اند. دومین رخداد دگرشکلی (d2): در این رخداد دگرشکلی، گسل های با روند عمومی nw-se که اغلب لغزش راستگرد را نشان می دهند، چین های با روند سطح محوری شمال غرب- جنوب شرق، ساختار احتمالی دوپلکس امتدادلغز فشارشی و دسته هایی از رگه های کششی، ایجاد شده اند. سومین رخداد دگرشکلی (d3): در این رخداد گسل های راست لغزی با روند ne-sw و تورق هایی با روند شمای-جنوبی تا شمال شرق-جنوب غرب شکل گرفته اند که بوضوح ساختارهای قدیمی را قطع می کنند.

چکیده منطقه مورد مطالعه در جنوب شرق ایران، در بین ایالت ساختاری سیستان و بلوک لوت قرار دارد. بر اساس عناصر ساختاری مختلف موجود بین گسل های نصرت آباد و کهورک چهار رخداد دگرشکلی (d1-d4) تشخیص داده شد. به نظر می رسد نخستین رخداد دگرشکلی (d1) در ائوسن تحتانی و پیش از آن رخ داده است. شواهد این رویداد دگرشکلی وجود چین هایی با روند e-w در منطقه می باشد که این مرحله احتمالاً همزمان با فرایندهای مربوط به فرورانش اقیانوس است، منشأ این رخداد ناشناخته است. دومین رویداد دگرشکلی (d2) است که در محدوده ائوسن فوقانی تا الیگوسن روی داده است. این مرحله همزمان با برخورد دو بلوک لوت و بلوک شرق ایران است و همزمان با بسته شدن حوضه شرق ایران روی داده است. این رویداد شامل، وجود دگرشیبی زاویه دار بین واحدهای سنگی-ساختاری به سن ائوسن و الیگوسن، وجود گسل های تراستی در منطقه با روند-se nw، دگرگونی محلی دینامیکی در حد فیلیت و چین های برگشته با تمایل به سمتsw است. این رویداد می تواند همزمان با رخداد پیرنه در چرخه آلپاین باشد. سومین رویداد دگرشکلی (d3) در الیگوسن پایانی تا میوسن روی داده است. در طی این واقعه حوضه مولاس در غرب نصرت آباد تشکیل شده است و سپس این حوضه دچار چین خوردگی می شود. گسل نصرت آباد طی این رویداد فعالیت قابل ملاحظه ای داشته است. این رویداد همزمان با رخداد اتیکن از چرخه آلپاین می باشد. آخرین رویداد دگرشکلی (d4) در پلیو-کواترنر روی داده است. این شواهد شامل فعالیت گسل کهورک در منطقه، جابجایی آبراهه ها و خمش امتداد ساختاری گسل نصرت آباد و غیره است. این مرحله پس از برخورد دو بلوک روی داده است که می توان آنرا همزمان با رخداد پاسادنین از چرخه آلپاین در نظر گرفت. عناصر ساختاری موجود در این منطقه از قبیل ساختارهای چین خورده از موقعیت اولیه خود در جهت nw –se به صورت ساعتگرد چرخیده اند و به صورت nnw-sse قرار گرفته اند. کلمات کلیدی: عناصر ساختاری، رخداد دگرشکلی، گسل نصرت آباد، گسل کهورک

منطقه دره انجیر در شمال غربی شهر انارک از استان اصفهان به عنوان بخشی از سرزمین انارک- جندق در حاشیه شمال غربی خرده قاره ایران مرکزی- خاوری واقع گردیده است. مطالعه مجموعه دگرگونی و رسوبی این منطقه از دیدگاه دگرشکلی و تاریخچه تکتونیکی، حداقل 7 رخداد دگرشکلی با ماهیت های گوناگون را نمایان ساخته است که در ارتباط با سه رویداد مهم تکتونیکی واریسکن، سیمرین پیشین و آلپ میانی- فوقانی بوده اند. ترتیب رخداد های دگرشکلی عملکرده در منطقه دره انجیر به همراه ساختارهای حاصل از آنها و زمان وقوع شان به ترتیب زیر می باشند: 1- فاز دگرشکلی d1 اولین رخداد منطقه دره انجیر است که در واحد شیستی مرغاب شکل گرفته است. سن تشکیل این فاز احتمالا دونین فوقانی- کربونیفر زیرین است. 2- فاز دگرشکلی d2 در ادام? رخداد اول، واحد مرغاب را همچنان متاثر ساخته و سبب تشکیل یک سری چین های هم شیب در شیست های مرغاب شده است. سن تشکیل این فاز همانند فاز d1 دونین فوقانی- کربونیفر زیرین است. 3- فاز دگرشکلی d3 سومین رخداد منطقه دره انجیر است که آثار آن را عمدتا در واحد دگرگون چاه گربه می توان مشاهده کرد. با توجه به همزمانی این چین ها با واقعه دوم دگرگونی منطقه سن این فاز دگرشکلی احتمالا پرمین فوقانی- تریاس زیرین می باشد. 4- مهمترین نقش فاز دگرشکلی d4به عنوان چهارمین رخداد منطقه شکل گیری یک سری تورق های برشی- میلونیتی و راندگی در منطقه مورد مطالعه می باشد. با توجه به ماهیت برشی- میلونیتی و همراهی آن با راندگی های عظیم با تمایل به سمت جنوب شرق، این واقعه مربوط به رویداد تکتونیکی برخورد قاره ای در تریاس میانی- فوقانی در نظر گرفته می شود. 5- فاز دگرشکلی d5 یکی از مهمترین فاز های دگرشکلی جوان منطقه انارک است. این فاز سبب شکل گیری راندگی و چین های برگشت? مربوطه در منطقه دره انجیر و به خصوص منطقه عشین شده است. عملکرد زمانی شکل گیری این فاز دگرشکلی احتمالا ائوسن فوقانی- الیگوسن و احتمالا مربوط به بسته شدن اقیانوس سبزوار می باشد. 6- فاز دگرشکلی d6 دومین فاز دگرشکلی مهم منطقه انارک است که در شکل گیری مورفولوژی کنونی آن نقش بسزائی داشته است. عملکرد این فاز دگرشکلی، تشکیل چین های باز و مخروطی با هم پوشانی راست بر در گستره وسیع، در تمامی سنگ های قدیمی تر از میوسن فوقانی بوده است. مهمترین تاثیر این فاز دگرشکلی شکل گیری ساختار قارچ شکل منطقه انارک بوده است. تداوم تنش حاصل از این واقعه منجر به شکل گیری حوضه های باریک و نسبتا عمیق نئوژن در شمال و جنوب منطقه دره انجیر شده است. محدوده سنی عملکرد این فاز دگرشکلی میوسن فوقانی- پلیوسن و همزمان با گسترش کمربند چین – رانده نائین در حوضه پشت کمان کمربند آتشفشانی ارومیه- دختر است. 7- فاز d7 به عنوان آخرین فاز دگرشکلی منطقه دره انجیر انارک از شدت عمل پایینی برخوردار بوده است. این فاز که در ادام? فاز دگرشکلی d6 رخ داده، همچنان موجب تشکیل چین های ملایم در منطقه انارک شده است. سن تشکیل این فاز دگرشکلی احتمالا در محدوده زمانی پلیوسن فوقانی- پلیستوسن است

چکیده منطقه چاه گربه متشکل از یک مجموعه متنوع از سنگ های دگرگونی به سن پالئوزوییک فوقانی- تریاس و پوشش رسوبی عمدتاً کرتاسه- نئوژن در شمال شرقی شهرستان انارک از استان اصفهان واقع گردیده است. منطقه چاه گربه در حقیقت یال دگرشکل شده شمال شرقی تاقدیس بزرگ انارک به حساب آمده که در منتهی الیه شمال غربی سرزمین انارک- جندق بین دو زون جوش خورده باقیمانده از اقیانوس های پالئوتتیس و سبزوار در حاشیه شمال غربی خرده قاره ایران مرکزی- خاوری واقع شده است. مطالعات دگرشکلی منطقه چاه گربه و حواشی آن در مقیاس های مختلف تاریخچه تکتونیکی پیچیده ای را برای منطقه مذکور نمایان می سازد. مهمترین وقایع دگرشکلی به ترتیب عبارتند از: 1. رخداد d1 با یک تورق رخ اسلیتی تا شیستوزیته اغلب بدام افتاده در پورفیروبلاست ها شناسایی می-گردد. 2. d2چین خوردگی های بسته ای است که تورق قبلی را متاثر ساخته است. این رخداد نیز اغلب در مقیاس میکروسکوپی قابل شناسایی است. دو رخداد یاد شده تنها در شیست های مرغاب دیده شده و در ارتباط با دگرگونی واقعه تکتونیکی واریسکن می باشند. 3. واحد الیستوستروم چاه گربه با خویشاوندی جزایر اقیانوسی پالئوتتیس هنگام اضافه شدن به گوه افزاینده مرغاب دگرگونی نسبتاً فشار بالایی را گذرانیده و دچار دگرشکلی d3 شده اند. سن این دگرشکلی به استناد ظهور کانی های دگرگونی پرمین- تریاس زیرین تعیین شده است و اغلب به صورت رخ اسلیتی تا شیستوزیته مشاهده می گردد. 4. تورق اصلی نافذ با ماهیت برشی- میلونیتی در کل شیست های منطقه همان تورق d4 است که تمامی ساختار های قدیمی خود را شدیداً متاثر ساخته و با چین های برگشته و راندگی های متعدد به سمت جنوب شرق توام بوده است. به نظر می رسد واقعه برخورد سیمرین پیشین در تریاس میانی- فوقانی عامل اصلی این دگرشکلی است. 5. رخدادd5 همزمان با بسته شدن حوضه پشت کمان نئوتتیس یا همان اقیانوس سبزوار در زمان ائوسن فوقانی- الیگوسن به وقوع پیوسته است. چین خوردگی و راندگی هایی به سمت شرق عمدتاً سنگ های کرتاسه و ائوسن را به طور شکننده دستخوش تغییر قرار داده و جابجا نموده است. 6. مورفولوژی کنونی منطقه انارک مدیون واقعه d6 است. ظهور چین های بزرگ مقیاس همپوشان راست پله با امتداد شمال غرب تمامی سنگ های قدیمی تر از پلیوسن را متاثر ساخته است. اعمال این ساختار بر روی چین های برگشته بزرگ مقیاس d4 تاقدیس استثنایی قارچ شکل انارک با الگوی چین خوردگی مجدد نوع دوم به وجود آورده که سهم چاه گربه از آن، ساختار z شکل یال شمال شرقی می باشد. 7. تداوم تنش ناشی از فشارش صفحه عربی با دگرشکلی پیشرونده در حوضه پشت کمان ارومیه- دختر همراه شده، ساختار های d6 بریده شده و حوضه های دانه تسبیحی مرتبط با گسل های امتداد لغز راستگرد توسعه می یابند. واقعه d7 مسئول چین دادن حوضه های جدیداً شکل گرفته و بسته شدن آنها می باشد. پی سنگ دگرگونی در طی این واقعه بر روی سنگ های نئوژن رانده شده و تورق های شکننده ای بطور محلی ظاهر ساخته است. همزمان رسوبات پالئوسن نیز دچار چین خوردگی ملایمی می گردند. 8. نشانه هایی از نئوتکتونیک در منطقه انارک دیده می شود. عمدتاً گسل هایی با روند شمال شرقی و به موازات گسل درونه رسوبات پلیوسن و کواترنر را بریده اند.

کانسار سرب و روی کوشک در 45 کیلومتری شمال شرقی بافق، در بلوک پشت بادام در ایران مرکزی، بین دو گسل پشت بادام و کوهبنان واقع است. کارهای مطالعاتی روی این ناحیه با انجام مطالعات کتابخانه ای، صحرایی و آزمایشگاهی دنبال شد. پس از بررسی جزئیات زمین شناسی صحرائی منطقه، بسیاری از نمونه ها توسط میکروسکوپ نوری مطالعه گشته و سپس آنالیز کل نمونه ها توسط xrf صورت گرفته و کانی های آنها تشخیص داده شدند و ترکیب کانی ها نیز با استفاده از روش xrd و epma مورد مطالعه قرار گرفته است. قدیمی ترین واحد زمین شناسی این بلوک توالی ضخیمی از یک کمپلکس متامورفیک مربوط به پرکامبرین است که خود مجموعه ای از سنگ های آذرین، رسوبی، دگرگونی و متاسوماتیک را در بر می گیرد. کانسار کوشک یک توالی اینفراکامبرین- کامبرین تحت عنوان سری ریزو تشکیل شده است. سری ریزو به ترتیب از قدیم به جدید شامل کربنات ها، شیل، ماسه سنگ، ریولیت و سنگ های آذرآواری است. سنگ های پرکامبرین به طور محلی توسط رسوبات پالئوزوئیک بالایی وژوراسیک زیرین پوشانده شده اند. کانی زایی ماسیو سولفید سرب وروی کوشک در واحد شیل سیاه رنگ رخ داده است که این واحد از قسمت زیرین توسط سنگ های آتشفشانی فلسیک و دولومیت احاطه شده و بخش فوقانی آن نیز توسط توف های اسیدی که خود شامل میان لایه هایی از دولومیت، شیل و آهک می-باشد، پوشانده شده است. توالی های پرکامبرین در کوشک تحت نفوذ یک سری دایک ها و استوک های بازیک تا اسیدی قرار گرفته است. این توالی ها با ماسه سنگ های ژوراسیک(ماسه سنگ شمشک) کنتاکت گسله دارد. سنگ های ولکانیک و پیروکلاستیک شامل ریولیت، توف ریولیتی، برش ریولیتی، داسیت و توف های داسیتی است. سنگ های پلوتونیک شامل دیوریت، سینیت و دیاباز است. کانسار متحمل دگرگونی ضعیفی در حد اسلیت شده است. سنگ های آتشفشانی در سری ماگمایی در محدوده کالک آلکالن تا کالک آلکالن غنی از پتاسیم قرار می گیرند که اشاره بر یک محیط تکتونیکی حاشیه قاره ای دارد درحالی که سنگ های پلوتونیک در محدوده wpg واقع می-شوند. کانی زایی در کانسار کوشک را می توان به دو مرحله اصلی تقسیم نمود که شامل: 1- هیپوژن 2- سوپرژن است. کانی زایی هیپوژن خود دارای دو تیپ مجزا است. الف) کانی زایی سولفیدی سرب و روی که به صورت عدسی سولفیدی با طول بیش از یک کیلومتر و امتداد کلی nw-se و شیب 40 تا 50 درجه به سمت غرب رخ داده است و ضخامت آن بین 1 تا 45 متر متغیر است. پاراژنز کانیایی در این عدسی به صورت ساده و شامل پیریت، اسفالریت و گالن است. اثری از سولفید مس در این کانسار مشاهده نمی شود. کانی های سولفیدی بافت های فرامبوئیدی، لایه ای، کلوفرم، توده ای، برشی و متحدالمرکز را از خود نشان می دهد. ب) کانی زایی اکسیدی که در داخل زون گسله رخ می دهد این بخش در جنوب عدسی سولفیدی واقع است و ارتباطی با کانی زایی سولفیدی ندارد. در کانسار سرب و روی کوشک محتوای آهن در اسفالریت بین 2/0 تا 8/0 درصد وزنی تغییر می کند در حالی که پیریت تغییر ترکیبی زیادی را نشان نمی دهد. مقدار نقره در تمامی نمونه های گالن برابر با صفر است. کانی زایی سوپرژن در بالای زون سولفیدی گسترش یافته و به صورت یک کلاهک به رنگ قرمز و زرد رخنمون دارد. زون سوپرژن شامل انواع بسیاری از کانی ها از جمله سولفات ها، فسفات ها کانی های رسی، کربنات های سرب و روی، اکسیدها و هیدروکسیدهای آهن است. کانسار کوشک از نظر بعضی خصوصیات مشابه ماسیو سولفید های ولکانوژنیک و از نظر بعضی خصوصیات مشابه ماسیو سولفید های با میزبان رسوبی(سدکس) است. شیل های میزبان کانسار داخل سکانس ضخیمی از مواد آتشفشانی- رسوبی(ریولیت و آندزیت های کالکوآلکالن) است که از این نظر کوشک مشابه ماسیو سولفید های ولکانوژنیک است. از طرف دیگر کانسار هندسهای صفحه ای دارد و استراتیفورم است و دارای لامیناسیون ریزی از پیریت توده ای، اسفالریت و گالن است و از این نظر کوشک مشابه ماسیو سولفید های با میزبان رسوبی است.

چندین معدن کرومیتی کوچک از قبیل معادن نصرت آباد، چاه بریش و دومک در طول زون ملانژ افیولیتی، که به عنوان کمپلکس افیولیتی چهل کوره شناخته شده است، وجود دارد. کرومیت های همراه سنگ های افیولیتی از نوع آلپی می باشند. کمپلکس افیولیتی چهل کوره درون سنگ های فلیشی سوچرزون سیستان رخنمون دارد و شامل سنگ های الترامافیک، لنزهای کوچک کرومیتیتی، گابرو، بازالت بالشی و آهک پلاژیک با سن کامپانین – مائستریشتین می باشد. نمونه های برداشت شده از سنگ های میزبان پریدوتیتی، کرومیتیت و سنگ های آلتره شده با روش های میکروسکوپ الکترونی، xrd، xrf و epma مطالعه شدند. سنگ های الترامافیک شامل هارزبورژیت، پیروکسنیت و سرپانتینیت می باشد. این سنگ ها از 4 کانی عمده شامل الیوین، ارتوپیروکسن، کلینوپیروکسن و کرومیت و کانی های ثانویه ای از قبیل سرپانتین و منیزیت تشکیل شده است. بازالت بالشی، بازالت توده ای و گابرو شامل کانی های پلاژیوکلاز و پیروکسن هستند. از نظر شیمیایی، این سنگ ها عمدتا متعلق به ماگماهای تولئیتی که در ارتباط با پشته های میان اقیانوسی هستند می باشند. کرومیت ها به صورت عدسی شکل درون هارزبورژیت ها ایجاد شده اند و به صورت توده ای، افشان، نودولار، رگه های کششی، مجموعه های کاتاکلاستیکی و میلونیتی درون کرومیتیت ها مشاهده می شوند. هارزبورژیت ها با cr#= 36.95-47.51 و به دلیل داشتن الیوین با92-90 درصد وزنی فورستریت، ارتوپیروکسن با 13/91-07/85 درصد وزنی انستاتیت و کلینوپیروکسن با12/92 تا 50/93 mg# درصد وزنی از ماگماهای تهی شده مانند مورب مشتق شده اند. براساس ژئوشیمی کرومیت های معادن دومک با cr#= 65.83- 84.95 و چاه بریش با cr#= 69.70-97.79، ما می توانیم نتیجه بگیریم که این نهشته ها از ماگماهایی که در ارتباط با زون های سوپراسابداکشن می باشند مانند ماگماهای بونینیتی مشتق شده اند. با توجه به شواهد ذکر شده، عدسی های کرومیتیتی مورد مطالعه ممکن است که طی یک فرآیند ماگمایی چند مرحله ای وقتی که آنها بین محیط های تکتونیکی مختلف جابه جا می شدند، شکل گرفته اند.

چکیده: بخش قابل ملاحظه ای از کرنش حاصل از همگرایی صفحات ایران و عربی به صورت جابجایی در گسل های راستالغز اصلی خصوصاً در شرق و مرکز ایران به وقوع پیوسته است. گسل درونه از جمله مواردی است که به علت قلت مطالعات انجام شده هنوز توافق نظری راجع به جنبش و مکانیک آن وجود ندارد. مطالعات صحرایی و تصاویر ماهواره ای گسل درونه در منطقه جندق ضمن توصیف پیسکوه به عنوان یک نمونه ایده آل از ساختار گلی شکل مثبت (posetive flower structure) حکایت از جنبش چپ لغز گسل درونه با مولفه فشارشی قابل ملاحظه دارد. مجموعه ای از راندگی ها با امتداد weوnw با میل به سمت شمال تا شمال شرق در بخش شمال غربی سیستم اصلی گسل درونه وگسل های معکوس با شیب به سمت nتاnwدر بلوک جنوب شرقی گسل از یک طرف، مجموعه ای از گسل های پلکانی سین تتیک، مجموعه ای از گسل های پلکانی آنتی تتیک راستالغز با روند عمده nwاز طرفی دیگر، در کنار چین های پلکانی چپ پله مهم ترین عناصر ساختاری پیسکوه می باشند.این ساختار حکایت از راندگی های پیاپی گسل های راندگی کم ضخامت مارن و ماسه سنگ ائوسن بر روی یکدیگر به شکل طبقات فلسی طاقدیس شکل داشته بطوریکه این برگه ها در محل گسل درونه کاملاً قائم و پرشیب بوده و به طرفین وضعیت تقریباً افقی به خود گرفته و حالت گسل های به سمت بالا محدب را نشان می دهند. از آن جایی که این برگه های رانده سنگ های تخریبی ائوسن را به روی لایه های قرمز الیگومیوسن قرار داده اند بنابراین سن شکل-گیری و بالا آمدگی ساختمان پیسکوه از میوسن به این سو پیشنهاد شده و حکایت از جابجایی چپ لغز گسل درونه در این مدت در منطقه جندق دارد.شواهد اخیر ما حکایت از حجم قابل ملاحظه ی دگرشکلی در این بخش از ایران مرکزی دارد که بیشتر از میزان پیش بینی شده در مطالعات قبلی می باشد.

منطقه گدارسیاه واقع در شمال غربی شهرستان جندق از استان اصفهان در حاشیه جنوبی گسل بزرگ درونه (گسل کویر بزرگ) موضوع مطالعه این تحقیق است. این منطقه از دو دیدگاه اهمیت خاصی دارد. اول آنکه تنها پی سنگ پالئوزوئیک غیر دگرگونی احتمالاً متعلق به سرزمین اورازیاست که در این بخش از ایران مرکزی تاکنون شناسایی شده است. دوم آنکه ساختارهای دگرشکلی عمدتاً متعلق به ترشیاری در این منطقه این امکان را در اختیار ما قرار می دهد تا علاوه بر بازسازی تاریخچه دگرشکلی منطقه بتوان به نقش گسل درونه و جنبش آن در تحولات حاشیه شمال غربی خرد قاره ایران مرکزی-خاوری پی برد. بررسی ساختارهای دگرشکلی در مطالعات میدانی منطقه گدارسیاه شامل چین ها و گسل ها و مطالعات تصاویر ماهواره ای با تکنیک های مختلف نشان داده است که سه رخداد مهم دگرشکلی از ائوسن به این سو منطقه را متأثر ساخته است. رخداد d1 عمدتاً شامل راندگی هایی با جابه جایی به سمت جنوب شرق و مولفه امتدادی چپ لغز به همراه چین های برگشته مربوط به آن علاوه بر چین هایی با امتداد ne و دگرشیبی زاویه دار ظاهر شده است. این رخداد احتمالاً هم زمان با بسته شدن حوضه پشت کمان نئوتتیس در طول گسل درونه در زمان ائوسن فوقانی-الیگوسن بوده است. دومین رخداد دگرشکلی یا d2 در زمان میوسن با راستایی جدید به وقوع پیوسته و به نظر حاصل تأثیر برخورد صفحات عربی-ایران در این منطقه بوده است. چرخش بلوک گسله هایی که به گسل های امتدادلغز راست بر با روند nw محدود می شوند مقدار تقریبی20 درجه در خلاف جهت عقربه های ساعت حول محور قائم را نشان می دهند. این چرخش حکایت از جابه جایی چپ لغز حداقل در حدود 12/1 کیلومتر در طول و عرض گسل های هم پوشان سیستم گسل درونه در منطقه گدار سیاه دارد. هم چنین شواهد چین خوردگی مجدد از دیگر علائم است. سومین رخداد دگرشکلی یا d3 در همان راستا و مکانیزم عملکرد رخداد d2 است و سبب ایجاد چین های باز در رسوبات پلیوکواترنر شده است. هم چنین تراست های فروافتاده مربوط به آخرین فعالیت های گسل درونه در غرب منطقه محسوس می باشد. رخدادهای یاد شده نشان می دهند که تأثیر دگرشکلی در این بخش از ایران مرکزی بیش از آن چیزی است که قبلاً پنداشته شده است.

منطقه جوش خورده سیستان یکی از مهمترین ایالات ساختاری ایران محسوب می شود که هنوز مسائل حل نشده و پیچیدگی های فراوانی در ارتباط با تاریخ تکتونیکی و ماهیت دگرشکلی خود داشته، در دهه های اخیر نظر زمین شناسان را معطوف خود ساخته است. منطقه مورد مطالعه، واقع در شمال شهرستان زاهدان- غرب کوله سنگی، بخشی از این ایالت تکتونواستراتیگرافی است که بدلیل تنوع ساختاری و ماهیت رسوبی- دگرگونی خود نمونه نسبتاً خوبی از این ایالت بحساب می آید. برداشت ها و مطالعات صحرایی از یک سو و بررسی و پردازش تصاویر ماهواره ای از سوی دیگر سبب شد که این منطقه به هفت زیرواحد تکتونورسوبی تفکیک شده، به گونه ای که هر واحد ویژگی های ساختاری، رسوبی یا دگرگونی و تاریخچه خاص خود را بروز دهد. از مقایسه ویژگی های یادشده بین این هفت واحد تکتونورسوبی، مشخص شد که چهار واقعه دگرشکلی مهم به ترتیب زیر منطقه یادشده را متأثر ساخته اند: رخداد d1 با سن اواخر کرتاسه- ائوسن زیرین، احتمالاً همزمان با فرورانش پوسته اقیانوسی تتیس جوان عمدتاً سنگ های حوضه سفیدابه در منطقه را تحت تأثیر قرار داده است. رخداد d2 با سن احتمالی و تقریبی ائوسن میانی تا فوقانی سبب شده تا بسیاری از واحدهای تکتونیکی منطقه برهم افزوده شده، مهمترین راندگی های منطقه شکل گرفته و برشهای افیولیتی جایگزین شوند. مهمترین ماگماتیسم منطقه این رخداد را همراهی کرده است و از این رو این حادثه منطبق با شکل گیری منطقه جوش خورده سیستان باشد. رخداد d3 با دگرشکلی های شکننده مزدوج شامل گسلهای با روند nw چپ لغز و گسل های با روند ne راست لغز احتمالاً در الیگوسن- آغاز میوسن ظاهر شده است. این شکستگی های بزرگ مقیاس بعد از ماگماتیسم پس از برخورد ظاهر شده و منشاء ناشناخته دارد. رخداد d4 با فعالیت سیستم گسله راست لغز n-ne زاهدان مشخص شده، به گونه ای که کلیه واحدهای تکتونیکی منطقه از جمله ملاس های حاشیه دشت سیستان را نیز بریده که محدوده سنی از اواخر میوسن به این سو داشته و احتمالاً نتیجه فشارش صفحه عربی با ایران محسوب می شود. سرگذشت پیچیده این منطقه که هنوز ناشناخته های فراوانی در بردارد، مانع از آن می شود که بتوان تحول تکتونیکی حوضه شرق ایران را در غالب و چهارچوب باز و بسته شدن یک آبراهه باریک نئوتتیس توضیح داد.

کانسار آهن دشت سمسور واقع در214 کیلومتری جنوب غربی زاهدان و در حاشیه جنوب شرقی بلوک لوت و در مجاورت رشته کوه های شرق ایران قراردارد. به لحاظ چینه شناسی، واحدهای کرتاسه زیرین تا کواترنر را می توان در این منطقه مشاهده نمود. گسل نصرت آباد با راستای شمال- شمال غرب جنوب- جنوب شرق منطقه را متأثر ساخته است. توده های آذرین منطقه شامل آندزیت و تونالیت تا دیوریت و از نوع کالک آلکالن و متا آلومین می باشند. سنگ های درونی ویژگی گرانیتوئیدهای نوع i را نشان می دهند و ماگماتیسم منطقه، مشخصات نوع کوهزایی و مربوط به قوسهای آتشفشانی را دارند. کانی زایی آهن در سنگهای آهکی و شیست های مجاور با توده های نفوذی تشکیل شده است. دو نوع کانی زایی آهن در منطقه وجود دارد. کانی زایی نوع اول در مرز های گسله با دگرسانی پروپلیتی و آرژلیکی و عمدتا در شیست ها و اسلیت های دیده می شود. کانی زایی نوع دوم عمدتا با اسکارن در درون شکستگی های موجود در سنگ های کربناته دیده می شود ماده معدنی به شکل توده ای، عدسی و رگه ای بوده و عمدتا از مگنتیت تشکیل شده است. در مناطق سطحی مگنتیت به هماتیت و دیگر اکسیدهای آهن تبدیل شده است.آثاری از پیریت و کالکوپیریت نیز همراه کانسنگ آهن مشاهده می شود. از نظر ژئوشیمی مقدار عناصری مانند فسفر، وانادیوم و تیتان در کانسنگ آهن دشت سمسور کم است. به نظر می رسد به موازات تزریق، جایگیری و تبلور توده نفوذی، حجم قابل توجهی از سیالات آهن دار طی نفوذ به داخل سنگهای منطقه ، باعث بروز متاسوماتیسم و نهشته شدن کانسارهای آهن دشت سمسور شده که دارای تشابه زیادی با کانسارهای اسکارن کلسیمی است. کانی های بی آب مانند گارنت، و مگنتیت در مرحله پیشرونده و کانی های آبدار ، اپیدوت وکلریت و رگه های کوارتز و کلسیت در مرحله پسرونده تشکیل شده اند. همچنین بر اساس دادهای ژئوشیمیایی و مقایسه عناصر موجود در مگنتیت، با انواع تیپ های کانی زایی آهن، کانی زایی دشت سمسور شباهت قابل توجهی با کانسارهای آهن اسکارنی و گرمابی دارد.

کانسار نازیل در 112 کیلومتری جنوب زاهدان و در زون زمین شناسی شرق ایران (زون جوش خورده سیستان) واقع شده است. زمین شناسی منطقه عمدتاً شامل ترکیبی از سنگ های بازیک می باشند که به وسیله انواع دایک-های حدواسط آندزیتی و داسیتی قطع شده اند. از نظر سنگ شناسی سنگ های بازیک شامل بازالت و گابرو و سنگ های حدواسط عمدتاً شامل آندزیت و داسیت می باشند. کانی های تشکیل دهنده این سنگ ها عمدتاً پلاژیوکلاز، پیروکسن، آمفیبول (هورنبلند)، کوارتز و بیوتیت می باشند. در مقاطع میکروسکوپی بافت غالب سنگ-های آتشفشانی پورفیری است. سنگ های آتشفشانی از لحاظ ژئوشیمیایی متعلق به سری های ماگمایی کالک آلکالن و تولئیتی بوده که حاکی از جایگاه تکتونیکی حاشیه فعال قاره ای و پوسته اقیانوسی (morb) می باشند. کانی زایی در منطقه نازیل در رگه ای به طول تقریباً یک کیلومتر با امتداد شرقی - غربی صورت گرفته است. نمونه های برداشت شده از رگه معدنی با میکروسکوپ نوری پلاریزه، xrf، xrd و icp مورد بررسی واقع شده است. کانی زایی در منطقه به دو صورت هیپوژن و سوپرژن رخ داده است. کانی های هیپوژن پیریت و کالکوپیریت هستند که به صورت انتشاری و رگچه ای در سنگ های میزبان بازالتی یافت می شوند. در اثر فرآیندهای سوپرژن، کانی های سولفیدی اولیه به کانی های اکسیدی و کربناتی ثانویه نظیر هماتیت، گوتیت، لیمونیت، مس خالص، مالاکیت، آتاکامیت و آزوریت در بخش های سطحی و کم عمق تبدیل شده و کانی های سوپرژن را تشکیل می دهند. بافت های کانسنگ اکثراً پرکننده فضای خالی، پراکنده، کلوفرم و گل کلمی می باشد. اگرچه اکثر سنگ های میزبان ناحیه نازیل دچار دگرسانی پروپیلیتیک (اسپیلیتی) و سرپانتینی شده اند ولی دگرسانی در اطراف رگه معدنی شدیدتر و به دگرسانی های سیلیسی، فیلیک، آرژیلیک و پروپیلیتیک تبدیل شده اند. با توجه به پاراژنز کانی زایی رگه ای و ترکیب شیمیایی کانی های سولفیدی در ناحیه نازیل می توان گفت که کانی زایی رگه ای اولیه در ناحیه نازیل دارای منشأ گرمابی کم دما می باشد.

کانسار آنتیموان- طلا شورچاه در فاصله 60 کیلومتری جنوب شرق زاهدان و در زون جوش خورده سیستان واقع شده است. این کانسار دارای دو بخش کانی زایی به نام های بخش شورچاه در شمال و بخش توزگی در جنوب کانسار نامبرده می باشد. سنگ های آذرین بخش شورچاه شامل گرانیت، دیوریت، گرانودیوریت، دایک های آپلیتی و رگه های سیلیسی می باشند. سنگ های دگرگونی این بخش نیز شامل بیوتیت شیست، گارنت میکاشیست و برش های تکتونیکی هستند. سنگ های آذرین بخش توزگی بصورت دایک های گرانیتی و رگه های سیلیسی بوده و سنگ های دگرگونی آن بصورت شیست و همچنین برش های تکتونیکی دیده می شود. سنگ های هر دو بخش شورچاه و توزگی مراحل مختلف میلونیتی شدن، از پروتومیلونیت تا اولترامیلونیت را نشان می دهند. کانی زایی استیبنیت- طلا در بخش های شورچاه و توزگی بصورت رگه های سیلیسی دیده می شود. رگه های کانی زایی شده در بخش شورچاه توسط گسل های غالباً شمال شرق- جنوب غرب و در بخش توزگی توسط گسل های شمال غرب- جنوب شرق کنترل شده اند. دگرسانی عمدتاً سیلیسی است که دارای هاله ی محدودی از آلتراسیون های سریسیتی و آرژیلیک می باشد. سنگ میزبان رگه های استیبنیت در بخش شورچاه عمدتاً گرانیت و در بخش توزگی شیست می باشد. سولفید اصلی استیبنبت بوده و دیگر سولفیدهای مرتبط با رگه های استیبنت؛ پیریت، کالکوپیریت و آرسنوپیریت هستند. فرآیندهای ثانویه سبب تشکیل هیدروکسیدهای آهن و احتمالاً کانی های آنتیموان دار در بخش اکسیدان شده اند. نمونه برداری سیستماتیک از رگه های معدنی، مناطق دگرسان شده و سنگ های میزبان، هم از مغزه های حفاری و هم از رخنمون ها انجام شد و ضمن مطالعات میکروسکوپی تعدادی از آن ها با xrf آنالیز شدند. بر اساس این مطالعات، دو نوع مختلف از سنگ های گرانیتوئیدی در این منطقه شناسایی شدند. نوع اول با آمفیبول و اسفن و نوع دوم با سرسیت، موسکوویت و کوارتز فراوان مشخص می شوند. به لحاظ ژئوشیمیایی گرانیتوئیدها در دو نوع i و s، متاآلومینوس تا پرآلومینوس بوده و متعلق به سری ماگمایی کالک آلکالن هستند و جایگاه تکتونیکی این گرانیتوئیدها در محدوده ی گرانیتوئیدهای قوس (کمان) آتشفشانی قرار می گیرد. سیالات درگیر موجود در کوارتز همراه با رگه های معدنی نیز مورد مطالعه و اندازه گیری قرار گرفته اند. شوری سیالات درگیر موجود در کوارتز از 21/0 تا71/5 درصد وزنی نمک طعام و دمای همگن شدن نیز از 5/146 تا 9/327 درجه سانتیگراد می باشد که به کانی زایی نوع اپی ترمال تا مزوترمال نزدیک است. کانی زایی احتمالاً در یک محیط ژئوترمال مرتبط با گرانیتوئیدها و دگرگونی ناحیه ای رخ داده است. سیالات هیدروترمال در میان سیستم گسل ها و شکستگی ها به چرخش درآمده اند و با عبور از میان سنگ های اطراف و بخصوص گرانیتوئیدها سبب شسته شدن عناصر از آن ها شده که میلونیتی شدن سنگ ها نیز راه را برای عبور سیالات هموار کرده است. با کاهش دما و فشار، حلالیت عناصر نیز کاهش پیدا کرده و در نهایت آنتیموان و طلا نهشته شده است. احتمالاً طلا در مرکز و در نزدیکی موتور حرارتی و آنتیموان با فاصله از آن نهشته شده است.

کانسار منگنز سردشت در فاصله 99 کیلومتری جنوب شرق زاهدان و از نظر زمین شناسی در پهنه فلیش شرق ایران واقع است. به لحاظ چینه شناسی،نهشته هایائوسنتاکواترنررامیتواندراینمنطقهمشاهدهنمود.سنگ های محدوده مورد مطالعه عمدتاً شامل شیل همراه با میان لایه های گدازه بالشی است. کانی زایی در منطقه مورد مطالعه به صورت لایه هایی در امتداد شمال غرب- جنوب شرق قرار دارد. در زیر لایه معدنی، لایه هایی از جنس ژاسپروئید واقع است. نمونه های برداشت شده از کانسنگ به شیوه های میکروسکوپی و تکنیک های آزمایشگاهی از قبیل:xrd، xrf، icp، epmaمورد بررسی قرار گرفته اند. کانی زایی به دو صورت هیپوژن و سوپرژن رخ داده است. کانی های هیپوژن رودوکروزیت و براونیت هستند. در اثر فرایند های سوپرژن کانی های کربناتی و سیلیکاته اولیه، به کانی های اکسیدی، هیدروکسیدی و سیلیکاته ثانویه نظیر پیرولوزیت، منگانیت، براونیت نوع دو، بیکسبیت، هماتیت، مگنتیت و مالاکیت در بخش های سطحی و کم عمق تبدیل شده و کانی-های سوپرژن شکل گرفته است. فراوانترین کانسنگ منگنز براونیت با بافت دانه ای است دیگر بافت های غالب کانسنگ، بافت های سوزنی و گل کلمی می باشد. دگرسانی موجود در منطقه بیشتر در کنار ماده معدنی و از نوع سریسیتیک-پیریت و پروپلیتیک و سیلیسی می باشند. شدت این تغییرات با فاصله از لایه های سیلیسی یا منگنز دار کم می شود. به نظر می رسد که علاوه بر دگرسانی تغییرات حاصل دگرگونی، هوازدگی و حتی فرایند های سوپرژن سیمای کلی منطقه را متحول کرده است. با توجه به مطالعات زمین شناسی، کانی شناسی وژئوشیمیایی می توان گفت که کانی زایی منگنز و لایه های سیلیسی از یک منشأ و مرتبط با ولکانیسم های زیر دریایی قدیمی است که به صورت لایه هایی بر جای گذاشته شده اند و سپس در فرایند های بعدی و در مراحل مختلف و نفوذ محلول های هیدروترمال لایه های دیگری نهشته شده اند.

آنومالی های آهن دشت سمسور در 214 کیلومتری جنوب غرب زاهدان در استان سیستان و بلوچستان واقع شده اند. این منطقه در مرز بین بلوک لوت و فلیش های شرق ایران واقع شده است. زمین شناسی این ناحیه شامل آهک های کرتاسه است که روی واحدهای شیل و اسلیت قرار دارد. استوک های نیمه عمیق و دایک ها در این سنگ های رسوبی نفوذ کرده اند و باعث دگرگونی و دگرسانی سنگ های میزبان و تشکیل کانسنگ های آهن شده اند. نهشته های جوان موجود در منطقه تراورتن، کنگلومرا و آبرفت های جدید هستند. استوک ها و دایک ها به ترتیب اغلب دیوریت کوارتزدار پورفیری و آندزیت پورفیری هستند. کانی زایی آهن به صورت رگه ای و جانشینی در سنگ های کربناته و اسلیت های مجاور با سنگ های نفوذی تشکیل شده اند. کانه های آهن عمدتا شامل مگنتیت به عنوان کانی اولیه و هماتیت، لیمونیت و گوتیت به عنوان کانی های ثانویه هستند. دیگر کانی ها در کانسنگ های آهن پیریت، کالکوپیریت، کلسیت، کوارتز و کربنات های مس هستند. یکی از ویژگی های شاخص منطقه مورد مطالعه تشکیل اسکارن است. اسکارن ها به صورت گارنت توده ای و رگه ی اپیدوتی در سنگ های کربناته و اسلیت ها واقع شده اند. شیمی کانی های اسکارن با میکرو آنالیزور الکترونی (epma) در دانشگاه یاماگای ژاپن انجام شد. گارنت هاتقریبا از نوع آندرادیت خالص و اپیدوت ها متعلق به سری محلول جامد پیستاسیت- کلینوزوئیزیت هستند. اسکارن ها در دو مرحله اصلی متامورفیک و متاسوماتیک شکل گرفته اند. مرمرها و هورنفلس ها به وسیله گرمای نفوذی ها در طی مرحله متامورفیک تشکیل شده اند. مرحله متاسوماتیک می تواند به دو زیر مرحله پیشرونده و پسرونده تقسیم شود. گارنت و قسمتی از مگنتیت در طی مرحله پیشرونده و اپیدوت و سولفیدها در طی مرحله پسرونده شکل گرفته اند. اسکارن پیشرونده با یک سیال دما پایین مشابه با شرایط مزوترمال دنبال شده است. قسمت زیادی از کانسنگ آهن در منطقه مطالعاتی، در شرایط مزوترمال شکل گرفته است. کوارتز موجود در دیوریت کوارتزدار و رگه های کوارتز شامل ادخال های سیال هستند. دماسنجی در سیالات درگیر در آزمایشگاه شرکت کان آذین تهران انجام شد. مطالعه سیالات درگیر نشان می دهد که دمای حاکم بر منطقه از 111 تا 278 و از 331 تا 503 و میزان شوری آن ها به ترتیب از 41/3 تا 8/59 و 39/3 تا 05/23 متغیر است.

چکیده: توده نفوذی کوه دم بخشی از سنگ های ائوسن بالایی نوار ماگمایی ارومیه- دختر در ایران مرکزی محسوب می-شود. این توده نفوذی به دو واحد اسیدی و حدواسط – بازیک قابل تقسیم است. واحد اسیدی دارای ترکیب سنگ-شناسی مونزوگرانیت، گرانودیوریت، کوارتز مونزونیت و تونالیت است. در حالی که واحد حدواسط- بازیک از مجموعه سنگ شناسی گابرو، دیوریت، گابرو دیوریت، مونزودیوریت و مونزونیت تشکیل شده است. در واحد اسیدی حضور آنکلاوهای میکروگرانولار مافیک با ترکیب دیوریت، مونزودیوریت و مونزونیت به شکل بارزی خودنمایی می کند. این توده به همراه سنگ های در برگیرنده خود میزبان تعداد نسبتاً زیادی دایک اسیدی و حدواسط- بازیک است. دایک های اسیدی از نوع کوارتز پورفیری، گرانیت پورفیری، گرانودیوریت پورفیری و آپلیت هستند، در حالی که دایک های حدواسط- بازیک ترکیب سنگ شناسی تراکی آندزیت، تراکی آندزی بازالت و تراکی بازالت را نشان می-دهند. نتایج ژئوشیمیایی نشان می دهد، نمونه های مورد مطالعه متعلق به گرانیت های تیپ i ، متاآلومین و کالک آلکالن هستند. نمودارهای مختلف تمایز تکتونیکی و الگوی تغییرات عناصر کمیاب نرمالیزه شده به کندریت و گوشته اولیه، حاکی از شکل گیری سنگ های مورد مطالعه در محیطی مرتبط با فرورانش در حاشیه فعال قاره ای است. دایک های اسیدی متاآلومین تا پرآلومین و دایک های حدواسط- بازیک متاآلومین و دارای ماهیت شوشونیتی هستند. با توجه به مطالعات پتروگرافی و نتایج بدست آمده مشخص شد، در منطقه چهار فاز ماگمایی رخ داده است. فاز اول موجب جایگیری سنگ های آتشفشانی ائوسن زیرین شده است. فاز دوم در ارتباط با جایگیری توده حدواسط- بازیک منطقه و فاز سوم مرتبط با جایگیری توده اسیدی منطقه بوده است. بعد از جایگیری توده های گرانیتوئیدی منطقه، شیب فرورانش احتمالاً تند شده و باعث شده ترکیب ماگما دو مرتبه به حدواسط- بازیک تغییر یابد و فاز چهارم ماگمایی منطقه را تشکیل دهد. دایک های اسیدی در محیط های کشش ناشی از برش راستگرد جایگیری کرده اند. این دایک ها تحت تأثیر محلول های هیدروترمال قرار گرفته اند که موجب کانسارسازی طلا، نقره و آهن شده است. با رسم نقشه گستردگی شکستگی ها ، گسل ها و دایک های منطقه مشخص شد که دایک های منطقه دارای 2 روند غالب هستند، دایک های حدواسط- بازیک با روند شمال باختر- جنوب خاور و دایک های اسیدی با روند شمال خاور- جنوب باختر، که منطبق با 2 روند غالب گسل ها و شکستگی های منطقه هستند. بنابراین می توان استنباط نمود که دایک های حدواسط بازیک منطقه در یک محیط کششی و دایک های اسیدی در یک محیط کششی ناشی از زون برش راستگرد شکل گرفته اند. یا به عبارتی دیگر زون برشی راستگرد در مرحله آخر ماگماتیسم فعالیت داشته و موجب جایگیری دایک های اسیدی منطقه شده است. با توجه به مدل ارائه شده، توده نفوذی کوه دم در زمان ائوسن فوقانی بدون تحمل هیچ دگرشکلی جایگیری کرده است، در زمان میوسن زیرین توده گرانیتوئیدی کوه دم در یک محیط پشت کمان نئوتتیس قرار گرفته و بر اثر گسلش نرمال دچار کشش شده است. در زمان میوسن فوقانی به بعد با شکل گیری گسل های درونه، نایین و زفره و حرکت چپگرد گسل درونه و جنبش راستگرد گسل های زفره و نایین و عملکرد زون برشی راستگرد موجود در منطقه، شکل زیگموئیدال کوه دم ایجاد شده است.

استفاده از ساختار سنگ های دگرشکل در مجاورت گسل های اصلی یکی از معمول ترین ابزار مطالعه جنبش گسل هاست. گسل درونه به عنوان یکی از مهم ترین گسل های امتدادلغز ایران مرکزی به سبب موقعیت خود نقش مهمی را در سرگذشت تکتونیک ناحیه ای ایران بازی کرده است که هنوز توافق نظر جمعی در مورد جنبش و مکانیزم عملکرد آن به چشم نمی خورد. ساختار زبرکوه در غرب کاشمر در یک موقعیت کلیدی واقع شده است؛ جایی که چندین گسل ایران مرکزی به شکل همگرا به این نقطه ختم می شوند. بخش شرقی این ساختار موضوع این پژوهش است که به شکل گوه ای با رأس کشیده به سوی شمال شرق- شرق بین دو گسل اصلی مرزی محدود کننده شمال رباط زنگیجه در جنوب و درونه در شمال واقع گردیده است. این ساختار به هم تافته از تعدادی زیرپهنه تشکیل شده است که برخی چینه شناسی، سرگذشت آذرین- دگرگونی و تاریخچه تکتونیکی متفاوت از سرزمین های مجاور خود دارند و از این رو منشأ مظنونی دارند. این زیرپهنه ها اغلب با گسل های اصلی از یکدیگر جدا می شوند که زاویه کوچکی بین 30-10 درجه نسبت به گسل های مرزی خود می سازند. سازوکار این گسل ها که امتداد ne دارند، عمدتاً شامل یک مولفه راست بر و یک مولفه لغزشی معکوس می باشد. نیم چین های عظیمی با امتداد سطح محوری ne طوری در شمال گسل رباط زنگیجه مرتب شده اند که ساختار پلکانی و همپوشان نشان می دهند. به علاوه کلیپ هایی از سنگ های کربناته بر روی پی-سنگ دگرگونی رانده شده اند به طوری که همراهی آنها با چین های برگشته و خوابیده تداعی کننده حرکتشان به سمت شمال است. مطالعه لایه های کلیدی و نحوه جابجایی آنها در میان این سیستم گسلی، شکل یک دوپلکس امتدادلغز راست بر فشارشی را بر روی نقشه های زمین شناسی نشان می دهند، در حالی که برش عرضی این ساختار شکل یک ساختمان گلی شکل مثبت را تداعی می کند. در این ساختار سنگ های دگرگونی پرکامبرین در هسته و به ترتیب سنگ های پالئوزوییک تا سنوزوییک به سمت اطراف و به طور متقارن گسترش یافته اند. از آن جایی که سنگ های نئوژن در ساختار دوپلکس شرکت نکرده اند و حتی به طور ناپیوسته در منطقه بر روی ساختارهای قدیمی ظاهر شده اند، ساختمان دوپلکس احتمالاً نشانگر جنبش چند ده کیلومتری راست لغز گسل درونه و گسل های موازی آن در منطقه قبل از میوسن و در حین رخداد آلپ میانی باشد.

چکیده: گسل نه غربی شاخه غربی جدا شده از گسل نهبندان در شمال منطقه خونیک است که موقعیت دقیقش بر روی نقشه های زمین شناسی منطقه مشخص نگردیده است. بخش جنوبی گسل که امتدادی شمالی- جنوبی دارد از آنجائیکه رسوبات پلیو- کواترنری با ضخامت قابل ملاحظه را در یک سو محدود می سازد در تداوم شمالی خود به گسل اسماعیل آباد با مولفه جابجایی راستبر مشخص می پیوندد. اما بخش شمالی گسل که احتمالاً در زیر رسوبات جوان دره آبرفتی چهارفرسخ به شکل یک کمان با تحدب شمال شرقی ادامه دارد در انتها روند شرقی- غربی به خود می گیرد که جنبش آن موضوع اصلی این پژوهش است. مطالعه ساختار خرد شده دو دیواره رخنمون یافته دره چهارفرسخ نشان می دهد که گسل نه غربی را بایستی زیر عنوان یک پهنه برشی بررسی نمود. هر دیواره از تعدادی برش های تکتونیکی عدسی شکل (horse) ساخته شده که اغلب بطور جانبی با یکدیگر همپوشانی داشته بر روی یکدیگر سوار شده و حالت پلکانی دارند. این برش های تکتونیکی با ابعاد متغیر از سنگ های افیولیت ملانژ کرتاسه و سیلیسی کلاستیک های ائوسن موسوم به فلیش متعلق به زون جوش خورده سیستان گرفته تا توده های آذرین اسیدی متعلق به ماگماتیسم برخوردی زون جوش خورده و یا سنگ های دگرگونی حاشیه بلوک لوت تشکیل شده اند. اغلب این برش های تکتونیکی دیواره-های سنگ گسله یا میلونیتی دارند که در مطالعه میکروسکوپی همان ساختمان هورس ها را مجدداً نشان می-دهند. وضعیت قرارگیری این هورس ها یک برش با مولفه غالب راستالغز راست بر را متصور می سازد و از این رو کل ساختار رخنمون یافته در کنار گسل نه غربی ساختمان یک دوپلکس امتدادلغز راست بر را به نمایش می-گذارد. دوپلکس های کوچکتر فشارشی و کششی متعددی ساختمان این دوپلکس را تشکیل می دهند. از آنجاییکه سنگ های نئوژن در ساختمان این دوپلکس شرکت نکرده اند بنابراین می توان تشکیل این ساختار را احتمالاً مربوط به رخداد کوهزایی آلپ میانی همزمان با محدوده سنی ائوسن فوقانی- میوسن زیرین در نظر گرفت. تحدب این زون برشی ممکن است علل مختلفی داشته باشد اما تصور ما بر این است که جابجایی خلاف جهت عقربه های ساعت بلوک شاه کوه نسبت به سایر بخش های خارجی بلوک لوت احتمالاً علت شکل گیری دوپلکس امتدادلغز و ساختار کمانی شکل عظیم نه غربی می باشد.

کوه بیرک به شکل یک کمربند طویل یکصد کیلومتری عمدتاً متشکل از سنگ های کربناته مزوزوییک همچون دیواری، جنوبی ترین بخش پهنه جوش خورده سیستان را در قلب بلوچستان به دو بخش شرقی و غربی تقسیم نموده است. حضور این رخنمون عجیب همچون جزیره ای! در پهنه وسیعی از سنگ های سیلیسی- کلاستیک ائوسن موسوم به فلیش شرق ایران و سنگ های آمیزه افیولیتی کرتاسه فوقانی و مجموعه رسوبی عمیق همراه با آن به سن عمدتاً پالئوژن فرضیات گوناگونی را در مورد منشأ کوه بیرک در اذهان ایجاد نموده است. برای مثال از کوه بیرک به عنوان یک سرزمین مظنون نام برده شده است. تنها در بخش شمالی بیرک ارتباط سنگ های کربناته با سنگ های اطراف به طور واضح مشاهده می گردد و از این رو بررسی ارتباط تکتونیکی واحدهای سازنده و بازسازی ساختاری دگرشکلی پیچیده در این بخش به نظر یکی از اولین و موثرترین گام ها برای رسیدن به خاستگاه واقعی آن به حساب آید. مطالعات صحرایی و تصاویر ماهواره ای به وضوح نشان می دهند که بیرک در بخش شمالی به صورت یک تاقدیس برگشته به سمت جنوب غرب است که بر روی ملانژهای تکتونیکی با سن ائوسن میانی تا الیگوسن قرار گرفته است که احتمالاً همزمان با گسترش راندگی ها در منطقه بوده است. ساختارهای چین خوردگی مجدد در شمال بیرک شناسایی شده اند. تداوم توالی های چینه ای و واحدهای تکتونیکی کوه بیرک به سمت شمال غرب در کوه زاریجک نشان می دهد که ساختار بیرک به شکل یک ساختمان تاقدیس گون عظیم تغییر روند داده و به سمت جنوب دور می زند. کوه بیرک در حقیقت اسکلت اصلی ابرتاقدیس گون بلوچستان را تشکیل می دهد. ساختاری شبیه به عدد 8 بر روی نقشه های زمین شناسی که ده ها و بلکه صدها کیلومتر طول و عرض دارد و احتمالاً در اواخر ائوسن ائوسن- الیگوسن بنا نهاده شده است. دگرشکلی های جوان تر مربوط به رخدادهای آلپ انتهایی، این ساختار را متأثر ساخته اند. چینه شناسی، ناپیوستگی ها و ارتباط جانبی ساختاری بین کربنات های بیرک و مناطق اطراف آن پیشنهاد می کند که بیرک در میان پهنه های محدودکننده اش بیشترین شباهت را به حاشیه شرقی بلوک لوت خصوصاً منطقه نهبندان و بخش شمالی زون جوش خورده سیستان دارد. در این پژوهش مدل های تکتونیکی ترسیم گردیده که مکانیزم احتمالی جدایش بیرک و انتقال آن به بخش جنوبی بلوچستان متصور شده است.

آمیزه افیولیتی بلورد- بافت بخشی از کمربند دهشیر- بافت به صورت نوار طویل و باریکی در طول حاشیه شمال¬شرقی بخش جنوبی پهنه سنندج- سیرجان گسترده شده است. به سبب موقعیت این آمیزه افیولیتی در جلوی کمان ماگمایی ارومیه- دختر و پاره¬ای ویژگی¬های ژئوشیمیایی سنگ¬های مافیک آن، منشاء آن در جدیدترین اظهار نظر به بقایای افیولیت جلوی¬کمان نسبت داده شده که از کرتاسه فوقانی به بعد جایگزین گشته است. بر اساس مطالعات دیرینه¬شناسی و بررسی ماهیت سنگ¬شناسی آمیزه افیولیتی، این آمیزه در حد فاصل منطقه بلورد تا بافت شامل چندین بخش تکتونیکی با ماهیت¬های متفاوت می¬باشد. بخش اول که عمدتاً در منطقه بلورد گسترش داشته و عملاً یک ملانژ نیست بلکه یک توالی ضخیم بازالت اسپیلیتی است که حاوی بلوک¬های احتمالی اولیستولیتی عظیم و نواری شکل از آهک¬های پلاتفرمی کرتاسه فوقانی- پالئوسن می¬باشد. بخش دوم که عمدتاً در منطقه بافت گسترش داشته، عمدتاً از یک ماتریکس سرپانتینیتی حاوی بلوک¬هایی از انواع آهک¬ها، ماسه¬سنگ¬های توفی و سنگ¬های آذرین بازیک درونی و بیرونی تشکیل شده است. سن جوانترین بلوک¬های آهکی موجود در این ملانژ ائوسن است که مربوط به میکروفسیل¬های فرامینیفرهای پلاژیکی نظیر globigerina, globorotalia و فرامینیفرهای بنتیک نظیرalveolinid, flosculina, orbitolites sp., miliolids, discocyclina sp., biloculina sp., rotaliaceae می¬باشند. از این رو سن این ملانژ بایستی در محدوده¬ی ائوسن میانی تا الیگوسن باشد خصوصاً آنکه دگرگونی¬های پالئوزوئیک در کنار این افیولیت¬ها قرار گرفته و آهک¬های میوسن با کنگلومرای قاعده¬ای روی این آمیزه¬ی افیولیتی و توالی¬های قدیمی¬تر به طور دگرشیب قرار گرفته است. بخش دیگر ملانژ که عمدتاً در طول گسل¬های امتدادلغز راست¬بر با امتداد تقریبی n-s گسترش دارد یک برش تا سنگ گسله مستحکم (cohesive fault rock) است که خود حاوی ملانژهای بافت و بازالت¬های بلورد می¬باشد. سن این ملانژ احتمالاً جوانتر و مربوط به رخدادهای تکتونیکی اواخر آلپین می¬باشد. از آنجائیکه شواهد ناشی از مطالعه ماهیت ترکیبی آمیزه افیولیتی بلورد- بافت حکایت از تنوع ژئوشیمیایی این افیولیت داشته و در مقابل نتایج این پژوهش نشان می¬دهد که این افیولیت از زمان شکل¬گیری تا جایگیری سه مرحله مخلوط شدگی رسوبی- تکتونیکی را پشت سر گذاشته است بنابراین مدل¬های ساده تکتونیکی ارائه شده نمی¬توانند بخوبی سرگذشت واقعی آن را بازگو کنند. در این تحقیق با ارائه یک مدل ساده تکتونیکی سعی شده است که تحولات تکتونیکی ملانژ مذکور به تصویر کشیده شود. شاید مهم¬ترین بخش این مدل نمایش مرحله کشش و احتمالاً کافت شدگی مجدد این بخش از پهنه سنندج- سیرجان در ائوسن میانی باشد که با گسترش توالی پیشرونده کربنات¬های مربوطه با رخساره¬ی عمیق بر روی ملانژ افیولیتی و سنگ¬های دگرگونی پی¬سنگ بالا آمده مشخص شود. حجم عظیم خروجی¬های مربوط به کمربند دهج- ساردوئیه دلیلی بر این مرحله کششی از تاریخچه پیچیده آمیزه افیولیتی دهشیر- بافت می¬باشد.

abstract the balvard metamorphic assemblage (bma) crops out at the northeastern margin of the southeastern part of the sanandaj-sirjan zone (ssz) in contacting to the dehshir-baft ophiolitic mélange. this location prepared a special situation to resolve some of the complicated tectonic problems of this part of iran. petrology, micro-tectonics and satellite image investigation were carried out to find the origin and metamorphic conditions of the bma. this metamorphic assemblage with a probable age of late paleozoic-jurassic can be subdivided into two metamorphic complexes of zard kuh and hossein abad-e-sooch, have been studied and sampled along the three ne-trending geological cross sections. the findings of the current study support the previous researches that express the existence of various rocks such as metapsammite, marble, calc-silicate, metabasite, and rarely metapelite which were experienced both the greenschist and amphibolite facieses. moreover, we have shown the presence of a gneissic dome with deep crustal origin has been appeared under the disturbed, low-grade metamorphic rocks. what is more is the exploration of the thin-skinned granitic thrust sheets confirms the presence of thrusts transported the mylonitic granites from east to west.

ساختارهای چین خورده که با روند شرقی- غربی عرض بلوک طبس را در بخش میانی یعنی منطقه نایبند با مقیاس کلانی قطع می کنند، موضوع مورد مطالعه در این پژوهش هستند. بر اساس پیمایش های صحرایی، مطالعات عکس های ماهواره ای و پاره ای آزمایش های مدل شبیه سازی، ما در این تحقیق برای عوارض یاد شده واژه ی قوس های ساختاری یا اوروفلکس بکار می بریم. از میان این ساختارها، سه قوس کاملتر عمدتاً شامل نهشته های رسوبی مزوزوئیک از پهنه برشی گسل نایبند با انحنای به سمت شمال شرق جدا شده و پس از طی عرض بلوک طبس به رشته کوه های غربی بلوک که در حاشیه و به موازات سیستم گسله کلمرد- کوهبنان قرار دارند، می پیوندند. هر قوس ساختاری در بخش شمال شرقی و شمال خود به یک سیستم گسله معکوس تا رانده با شیبی به سمت جنوب غرب تا جنوب ختم می شود که جابجایی امتدادلغز راست بر قابل ملاحظه ای دارد. هر قوس حاوی ساختارهای تداخلی چین خورده شبیه به سیستم چین خوردگی مجدد تیپ گنبد و تشتک است که ممکن است بازگو کننده دو رخداد دگرشکلی d1 و d2 مجزا و یا یک رخداد دگرشکلی پیش رونده در زمان ایجاد قوس های ساختاری باشد. از آنجائیکه سنگ های آذرآواری با سن الیگوسن مجموعه های چین-خورده را با ناپیوستگی زاویه دار می پوشانند، بنابراین سن قوس های ساختاری شکل گرفته بایستی قبل تا همزمان با الیگوسن و احتمالاً پس از کرتاسه باشد. ساختار دوپلکس امتدادلغز فشارشی همراه با چین های پلکانی شمال غربی مرتبط با فعالیت های جوان رخداد کوهزایی آلپی گسل نایبند، اغلب قوس های ساختاری را از حاشیه شرقی بریده و خرد کرده است (رخداد دگرشکلی d3). بنابراین منشاء قوس های ساختاری حداقل ارتباطی با آخرین فعالیت های گسل نایبند ندارند و از این رو این احتمال وجود دارد که قوس های ساختاری منطقه نایبندان با شکل تقریباً " sخوابیده" در هنگام چرخش و یا انحناء پادساعتگرد بلوک طبس در کنار بلوک لوتی که در حال حرکت به سمت شمال غربی بوده، بوجود آمده باشند. سیستم برشی امتداد لغز راست بر هلالی شکل کلمرد- کوهبنان در غرب بلوک طبس عمل چرخش را امکان پذیر ساخته است.

استفاده از ساختارهای دگرشکلی ایجاد شده در اطراف گسلها یکی از بهترین روش ها برای پی بردن به تاریخچه جنبشی گسل ها می باشد.گسل بیابانک یکی از گسل های مهم ایران مرکزی می باشد که موقعیت متفاوت آن نسبت به گسل های در برگیرنده و مکانیسم جنبشی آن هنوز مبهم است. رخنمون کوه حوض میرزا در جنوب شرقی شهر خور که مکان اصلی این پژوهش است به صورت یک گوه خرد شده در بین گسل های بیابانک وچاپدونی قراردارد. این منطقه شامل چندین زیر پهنه تکتونیکی متعلق به سرزمین های خور،بیابانک وپشت بادام که بوسیله گسل های اصلی دارای روند شمال شرقی از یکدیگر جدا می شوند. سه رخداد دگرشکلی از زمان انتهای کرتاسه تحتانی به بعد دراین منطقه شناسایی شده اند که عبارتند از رخداد دگر شکلی کرتاسه فوقانی هم زمان با بسته شدن گودال بیابانک وبالا آمدن وچین خوردگی رسوبات فلیش مانند آن، رخداد دگرشکلی اواخر پالئوژن همزمان با چرخش پاد ساعتگرد بلوک طبس نسبت به بلوک های یزد و سرزمین انارک- جندق و رخداد دگر شکلی نئوژن همزمان با برخورد صفحه عربی و ایران وبالا آمدن پلاتفرم ایران. رخداد دگرشکلی اواخر پالئوژن مهمترین حادثه تکتونیکی این منطقه می باشد چراکه سیمای کلی منطقه کوه حوض میرزا طی این رخداد شکل گرفته است. نیم چین های عظیم با سطح محوری ne ایجاد شده در سرزمین خور و در شمال غربی گسل بیابانک به خوبی دوپلکس امتداد لغز ایجاد شده در رسوبات کرتاسه نهشته شده گودال بیابانک نشانگر یک مکانیسم جنبشی امتداد لغز راستبر در گسل بیابانک طی زمان پالئوژن می باشد. ودر پایان اینکه براساس یافته های ما در حال حاضر قضاوت در مورد آخرین جنبش گسل بیابانک مشکل است. بلکه تنها می توان چرخش و جداشدگی بلوکهای بخش جنوبی گسل و ظهور گسل های نرمال و رسوبگذاری جوان را استنباط نمود.

منطقه دره انجیر در شمال غربی شهر انارک از استان اصفهان به عنوان بخشی از سرزمین انارک- جندق در حاشیه شمال غربی خرده قاره ایران مرکزی- خاوری واقع گردیده است. مطالعه مجموعه دگرگونی و رسوبی این منطقه از دیدگاه دگرشکلی و تاریخچه تکتونیکی، حداقل 7 رخداد دگرشکلی با ماهیت های گوناگون را نمایان ساخته است که در ارتباط با سه رویداد مهم تکتونیکی واریسکن، سیمرین پیشین و آلپ میانی- فوقانی بوده اند. ترتیب رخداد های دگرشکلی عملکرده در منطقه دره انجیر به همراه ساختارهای حاصل از آنها و زمان وقوع شان به ترتیب زیر می باشند: 1- فاز دگرشکلی d1 اولین رخداد منطقه دره انجیر است که در واحد شیستی مرغاب شکل گرفته است. سن تشکیل این فاز احتمالا دونین فوقانی- کربونیفر زیرین است. 2- فاز دگرشکلی d2 در ادام? رخداد اول، واحد مرغاب را همچنان متاثر ساخته و سبب تشکیل یک سری چین های هم شیب در شیست های مرغاب شده است. سن تشکیل این فاز همانند فاز d1 دونین فوقانی- کربونیفر زیرین است. 3- فاز دگرشکلی d3 سومین رخداد منطقه دره انجیر است که آثار آن را عمدتا در واحد دگرگون چاه گربه می توان مشاهده کرد. با توجه به همزمانی این چین ها با واقعه دوم دگرگونی منطقه سن این فاز دگرشکلی احتمالا پرمین فوقانی- تریاس زیرین می باشد. 4- مهمترین نقش فاز دگرشکلی d4به عنوان چهارمین رخداد منطقه شکل گیری یک سری تورق های برشی- میلونیتی و راندگی در منطقه مورد مطالعه می باشد. با توجه به ماهیت برشی- میلونیتی و همراهی آن با راندگی های عظیم با تمایل به سمت جنوب شرق، این واقعه مربوط به رویداد تکتونیکی برخورد قاره ای در تریاس میانی- فوقانی در نظر گرفته می شود. 5- فاز دگرشکلی d5 یکی از مهمترین فاز های دگرشکلی جوان منطقه انارک است. این فاز سبب شکل گیری راندگی و چین های برگشت? مربوطه در منطقه دره انجیر و به خصوص منطقه عشین شده است. عملکرد زمانی شکل گیری این فاز دگرشکلی احتمالا ائوسن فوقانی- الیگوسن و احتمالا مربوط به بسته شدن اقیانوس سبزوار می باشد. 6- فاز دگرشکلی d6 دومین فاز دگرشکلی مهم منطقه انارک است که در شکل گیری مورفولوژی کنونی آن نقش بسزائی داشته است. عملکرد این فاز دگرشکلی، تشکیل چین های باز و مخروطی با هم پوشانی راست بر در گستره وسیع، در تمامی سنگ های قدیمی تر از میوسن فوقانی بوده است. مهمترین تاثیر این فاز دگرشکلی شکل گیری ساختار قارچ شکل منطقه انارک بوده است. تداوم تنش حاصل از این واقعه منجر به شکل گیری حوضه های باریک و نسبتا عمیق نئوژن در شمال و جنوب منطقه دره انجیر شده است. محدوده سنی عملکرد این فاز دگرشکلی میوسن فوقانی- پلیوسن و همزمان با گسترش کمربند چین – رانده نائین در حوضه پشت کمان کمربند آتشفشانی ارومیه- دختر است. 7- فاز d7 به عنوان آخرین فاز دگرشکلی منطقه دره انجیر انارک از شدت عمل پایینی برخوردار بوده است. این فاز که در ادام? فاز دگرشکلی d6 رخ داده، همچنان موجب تشکیل چین های ملایم در منطقه انارک شده است. سن تشکیل این فاز دگرشکلی احتمالا در محدوده زمانی پلیوسن فوقانی- پلیستوسن است.

محدود? مورد مطالعه در حوض? عریان واقع در جنوب پهن? سبزوار، در مجاورت جنوبی گسل سَنگِرد یا بالهِر و در شمال گسل درونه و گسل تکنار قرار دارد که از نظر ساختاری در ارتباط با بلوک های لوت و طبس در جنوب و پهن? سبزوار و بینالود در شمال است. موقعیت ساختاری این بخش از پهن? سبزوار می تواند آن را به یک منبع ارزشمند از اطلاعات ساختاری تبدیل کند که در پی تحول تکتونیکی این بخش از ایران، بوجود آمده است. اتصال ساختار هایی با دو روند متفاوت شمال شرق-جنوب غرب و شمال غرب-جنوب شرق، اشکال گوه ای شکلی را از نمای نقشه در این منطقه بوجود آورده اند. ماهیت و منشأ این اشکال گوه مانند سوال اصلی این پایان نامه است.