پهنه رسوبی– ساختاری سنندج – سیرجان
سنندج – سیرجان باریکهای از جنوب باختری ایران میانی است که در بلافصل شمال خاوری راندگی اصلی زاگرس قرار دارد. ویژگیهای سنگی و ساختاری سنندج – سیرجان معرف یک گودی ژرف (Trough) و یا کافت میانه بلوک در سپر پرکامبرین ایران و عربستان است. به همینرو ویژگیهای زمینشناختی آن با پهنههای مجاور تفاوتهای آشکار دارد. تفاوتهای ویژه این زون سبب شده است تا از گذشتههای دور مورد توجه و مطالعه زمینشناسان باشد.
سریهیتات (پیلگریم، 1908)، زون همدان (گرگوری، 1929)، زون ساختاری پیچیده همراه با سنگهای دگرگونی (فالکن، 1961) سنندج – سیرجان (اشتوکلین، 1968)، زون دگرگونی زاگرس (برو و ریکو، 1971)، اسفندقه – رضاییه (تکین، 1971)، مریوان – منوجان (هوشمندزاده، 1976)، اسفندقه – مریوان (نوگل، 1977)، اُلاکوژئوسینکلینال پروتروزوییک – تریاس (سبزهئی، منتشر نشده) نامهای ناهمسانی است که برای این زون گزیده شده است که از میان آنها، « سنندج – سیرجان » شناخته شدهتر است و کاربرد بیشتر دارد.
درازای زون سنندج – سیرجان حدود 1500 و پهنای آن 150 تا 250 کیلومتر است که از باختر دریاچه ارومیه آغاز میشود و در یک راستای شمال باختری – جنوب خاوری تا گسل میناب، در شمال بندرعباس، ادامه مییابد. نیاز به یادآوری است که در پهنه مکران باریکهای از پوسته قارهای به نام کمپلکس دورکان وجود دارد که مککال (1985) آن را ادامه خاوری زون سنندج – سیرجان میداند. در جهت شمال باختر، گودی درون قارهای سنندج – سیرجان تا جنوب خاوری ترکیه ادامه دارد که پس از تغییری در روند آن تا ماسیف بیتلیس ادامه مییابد (اشتوکلین، 1968).
برخلاف مرز جنوب باختری، که با راندگی اصلی زاگرس مشخص میشود، ارتباط شمال خاوری سنندج – سیرجان با مناطق دیگر ایران میانی، به دلیل پوشش گسترده سنگهای ترشیری و کواترنر، تغییرات جانبی رخسارهها و نیز دگرشکلیهای پیچیده، به خوبی مشخص نیست. فروافتادگیهای دریاچه ارومیه، توزلوگل، گاوخونی و جازموریان فصل مشترک تقریبی سنندج – سیرجان با ایران میانی است (اشتوکلین، 1968).
راستای مستقیم سنندج - سیرجان در فاصله میان دریاچه ارومیه و اسفندقه، به طور محلی نمایانگر سامانهای راستالغز است. در راستای جنوبی این ناحیه، گسلهای مستقیمی مانندآباده، دهشیر، شهربابک و بافت مشخصاند که بعضی از آنها نشانگر جابهجایی امتداد لغز راستگرد در رسوبات کواترنری میباشند (شیـخالاسلامی، 1381). همخوانی روند ساختـاری، یکسانی الگوی ساختاری، چیرگی راندگیها به ویژه پذیرش الگوی استاندارد مناطق کوهزادی در زونهای برخوردی، سبب شده است تا زمینشناسانی مانند فالکن (1961)، برو و ریکو (1971)، هینز و مککوییلن (1974)، فرهودی (1978) و علوی (1994)، سنندج – سیرجان را زیر زونی از کوهزاد زاگرس بدانند. ولی، ترتیب رسوبات، چارچوب زمینساختی و به ویژه رویدادهای زمینساختی و فعالیتهای ماگمایی – دگرگونی سبب شده تا گروهی بزرگ از زمینشناسان، ویژگیهای سنندج – سیرجان را با مناطق پرتحرک مرکز و شمال ایران قیاس کرده و آن را زیرزونی از ایران میانی بدانند. با این حال، تفاوتهایی مانند پیروی از روند ساختمانی زاگرس، نبود نسبی سنگهای آتشفشانی دوره ترشیری، محدودیت گسترش سنگهای ترشیری، فراوانی نفوذیهای گرانیتی – دیوریتی مزوزوییک و سنوزوییک، فراوانی نسبی سنگهای آذرین بیرونی پالئوزوییک (سیلورین – دونین – پرمین)، عملکرد احتمالی رویدادهای زمینساختی پیش از پرمین، و سرانجام دگرگونی به نسبت پیشرفته جنبشهای سیمرین پیشین از ویژگیهای بارز سنندج – سیرجان است که وابستگی آن را با زونهای مجاور پرسشآمیز و مستقل دانستن آن را پیشنهاد میکند. ویژگیهای بارز سنندج – سیرجان به ویژه فرآیندهای دگرگونی آن در همه جا یکسان نیستند. در نیمه جنوب خاوری این زون پدیدههای دگرگونی به طور عمده حاصل عملکرد کوهزایی سیمرین پیشین است در حالی که در نیمه شمالی آن رویدادهای سیمرین میانی به ویژه کوهزایی لارامید از عوامل پلوتونیسم و دگرگونی هستند. به همین دلیل افتخارنژاد (1359)، زون سنندج – سیرجان را به دو بخش سنندج - همدان و همدان – سیرجان تقسیم میکند.
? تاریخچه چینهنگاری سنندج – سیرجان
در زون سنندج – سیرجان، پدیدههای دگرگونی، ماگماتیسم و زمینساخت پی در پی و همآهنگ با فازهای زمینساختی شناخته شده در مقیاس جهانی در بیشترین مقدار است. به همینرو، این زون ناآرامترین و به گفتهای دیگر پویاترین پهنه زمینساختی ایران است.
درباره پیسنگ پرکامبرین این پهنه، اطلاع روشنی در دست نیست. در پارهای از گزارشها پیسنگ، متشکل از آمفیبولیت، گنیس و آمفیبولیت شیست دانسته شده است. سبزهئی (1373)، پیسنگ پرکامبرین سنندج – سیرجان را با نواحی رودان قیاس کرده و پیسنگ را نوعی پوسته اقیانوسی میداند.
از اواخر پالئوزوییک پیشین، این زون به حوضهای در حال نشست تبدیل و با نهشتههای آواری انباشته شده است. نیروهای کششی مؤثر در فرونشست، موجب ظهور و خروج ماگماهای بازالتی از نوع قلیایی قارهای شده که اوج آن در دونین بالایی است. نبود سنگهای کربنیفر بالایی نشان میدهد که حرکتهای خشکیزای فلات ایران همچنان بر این زون اثرگذار بوده است که بارزترین اثر آن، ایجاد پستی و بلندی است. ولی، تیله و همکاران (1968) بر این باورند که فاز هرسینین همراه با دگرگونی بوده است. مجموعه پرمین زون سنندج – سیرجان، کم و بیش با ایران مرکزی همانند است، ولی سنگهای شیلی پرمین در این پهنه بیشترند و در برخی نقاط مانند حاجیآباد، اقلید، گلپایگان و مریوان با دیابازهای قلیایی و بازالت همراه است. به جز موارد نادر، سنگهای پرمین را شیستهای تریاس بالا – ژوراسیک پوشاندهاند و شواهد موجود گویای این است که در میانههای تریاس حوادثی بس مهم روی داده که در نتیجه آن سنگهای زون سنندج – سیرجان دچار دگرگونی دیناموترمال شدهاند که تا رخساره آمفیبولیت پیشرفته و در اعماق پایینتر به ذوب آناتکتیک رسیده است. از آغاز تریاس پسین تا کرتاسه پسین در فرونشست ژرف سنندج – سیرجان رسوبات آواری و گاه کربناتی، همراه با سنگهای ماگمایی انباشته شده است این توالیها، زیر تأثیر فاز کوهزایی لارامید قرار گرفتهاند که حاصل آن پایداری و سخت شدن بخشهای شمال باختری زون سنندج – سیرجان است به گونهای که در نواحی باختر ارومیه، میاندوآب، بوکان و مهاباد، رسوبات آهکی الیگوسن – میوسن (سازند قم) چینخوردگی ملایم و دامنه کوتاه دارند (افتخارنژاد، 1359). به جز چند ناحیه، در زون سنندج – سیرجان، سنگهای سیستم ترشیری گسترشی چندان ندارند.
