GaPs.ir - Geology and Petroleum Science - زمین شناسی ایران - فصل سوم - پركامبرین در ایران

پوسته‎های اقیانوسی پركامبرین

در ناحیه انارك – جندق، حدود 7000 متر، از سنگ‎های پریدوتیتی (هارزبورژیت و كمی لرزولیت)، گابرو، دیاباز، بازالت، شیل، سنگ‎آهك‎های پلاژیك و چرت‎های نواری وجود دارد كه به دلیل قرارگیری در زیر سنگ‎های پركامبرین پیشین (مرمرهای لاك) به سن نوپروتروزوییك (آشكوب وندین) دانسته شده‎اند. هوشمندزاده و همكاران (1368)، این ردیف سنگی را (از پایین به بالا) مشتمل بر چهار واحد زیر می‎دانند.

1- سنگ‎های پریدوتیتی همراه با توده‎های پراكنده گابرو، دیاباز و پلاژیوگرانیت،

2- رسوب‎های پلاژیك (شیل، چرت، سنگ‎آهك نازك لایه سیاه‎رنگ) با همراهانی از پریدوتیت و بازالت،

3- بازالت‎، توف‎، برش‎های بازالتی با میان‎لایه‎هایی از رسوب‎های پلاژیك،

4- رسوب‎های پلاژیك، مانند شیل، چرت و كربنات‎های تیره‎رنگ،این مجموعه یك بار در رخسارهگلوكوفان – ولاستونیت و در رویدادهای‎ بعدی در رخساره‎های آمفیبولیت تا شیست سبز دگرگون شده ‎است.داودزاده و لنچ (1981)، مجموعه‎های افیولیتی انارك را بقایای ‎تتیس كهن، به سن كربنیفر و ادامه افیولیت‎های هرات می‎دانند كه در اثر چرخش خردقاره ایران مركزی به ناحیه انارك نقل مكان كرده‎اند، ولی، الماسیان (1997)، این مجموعه افیولیتی را قدیمی‎تر از دگرگونی‎های انارك و به سن قبل از نوپروتروزوییك می‎داند. كه در ارتباط با نواحی پشت كمان اقیانوسی است.

 هوشمندزاده این افیولیت‎ها را مربوط به یك اشتقاق درون قاره‎ای می‎داند كه از انارك تا بیابانك – بافق دو صفحه قاره‎ای را از یكدیگر جدا می‎كرده است.اگرچه تاكنون، پی‎سنگ افیولیتی پركامبرین ایران تنها از انارك – جندق گزارش شده است ولی وجود چنین پوسته‎هایی در نقاطی از زون سنندج – سیرجان همچنان محتمل است.

پوسته‎ قاره‎ای پركامبرین

بیشتر سنگ‎های پركامبرین ایران، خاستگاه قاره‎ای دارند كه از هوازدگی و فرسایش سنگ‎های ماگمایی و دگرگونی قدیمی و در رژیمی كم و بیش آواری تشكیل شده‎اند. به دلیل داشتن خاستگاه و شرایط رسوبی یكسان، سنگ‎های قاره‎ای پركامبرین باید سنگ رخساره‎ای به تقریب مشابه داشته‎ باشند، ولی دگرگونی و دگرسانی‎ شدید بعدی، سبب شده تا سنگ‎های قاره‎ای پركامبرین ایران را بتوان به دو دسته بزرگ سنگ‎های دگرگونی و سنگ‎های نادگرگونی تقسیم كرد.

سنگ‎های دگرگونی پركامبرین

تا این اواخر، همه سنگ‎های دگرگونی ایران را به سن پركامبرین می‎دانستند، چرا كه این سنگ‎ها از نظر درجه و رخساره دگرگونی، با سنگ‎های نادگرگونی پالئوزوییك شناخته شده ایران، تفاوت داشتند. ولی، امروزه پذیرفته شده كه بسیاری از دگرگونی‎های منسوب به پركامبرین، به واقع سنگ‎های جوان‎تری (از پركامبرین) هستند كه در زمان‎های بعد از پركامبرین تغییر شكل و جنس داده‎اند (هوشمندزاده و همكاران، 1368).فرآیندهای دگرگونی تحمیل شده بر سنگ‎های قاره‎ای پركامبرین ایران چندزادی است و در همه جا اثر یكسان ندارد. به طوری كه از نظر رخساره دگرگونی، می‎توان این سنگ‎ها را به دو گروه جدا تقسیم كرد.گروه نخست، انواعی از آمفیبولیت، گنایس، شیست و سنگ مرمر هستند كه نشانگر دگرگونی از نوع فشار زیاد و دمای كم‎ هستند. گروه دوم كه در جایگاه چینه‎شناختی بالاتری قرار دارند، از نوع فیلیت، اسلیت، شیست و نشانگر رخساره دگرگونی از نوع دمای زیاد و فشار كم می‎باشند.با وجود تأثیر دگرگونی شدید و مكرر، بررسی سنگ‎شناسی و محیط رسوبی پوسته قاره‎ای دگرگون شده پركامبرین ایران نشانگر آن است كه این سنگ‎ها در اصل سنگ‎های رسوبی مختلفی بوده‎اند كه گاه در بین آنها سنگ‎های آذرین خروجی نیز جای گرفته است. وجود شیست، مرمرهای دولومیتی و آهكی و وجود برخی از گریوك‎های دگرگون شده، نشانگر آن است كه این سنگ‎ها در محیط‎های كم ژرفای دریا تشكیل شده‎اند. افزایش ناگهانی ژرفای حوضه موجب انباشت رخساره‎های ژرف‎تر شده كه با گریوك‎های بسیار دانه‎ریز آغاز و سپس تبدیل به رسوبات پلیتی می‎شود كه در بخش بالایی آن، همراهانی از سنگ‎های آتشفشانی اسید وجود دارد. سنگ‎شناسی یاد شده، نشانگر افزایش تدریجی ژرفای حوضه است. به همین دلیل در ناحیه كرمان، واحد سنگ‎چینه‎ای مُراد (سری مُراد) حاوی جلبك و رادیولرهای نواحی ژرف و حاكی از ژرفای محلی حوضه‎های رسوبی پركامبرین است. گفتنی است كه یكنواختی تركیب می‎تواند به شرایط یكسان رسوبی اشاره داشته باشد.

پراكندگی جغرافیایی سنگ‎های دگرگونی پركامبرین

بخش بزرگی از دگرگونی‎های ایران مركزی، پوسته‎های قاره‎ای پركامبرین هستند كه هم در زمان پیش از پركامبرین پسین و هم در زمان‎های بعد دگرگون شده‎اند. اگرچه برخی از دگرگونی‎های درجه بالا در كوه‎های البرز، (شیست‎های گرگان، مجموعه اسالم - شاندرمن) را به پركامبرین نسبت داده‎اند اما، به نظر می‎رسد كه كهن‎ترین سنگ‎های البرز ردیف‎های شیلی، توفی، ماسه‎سنگی سبز رنگ « سازند كهر » با سن نوپروتروزوییك است و چندان هم دگرگونی نیست. در كوه‎های زاگرس، پی‎سنگ پركامبرین رخنمون ندارد. ولی، وجود یك پی‎سنگ دگرگونی در این كوه‎ها حتمی است. نواحی ساغند، پشت‎بادام، باختر زنجان، تكاب، ارومیه، مهاباد، مریوان، جندق، فردوس، ترود، اسفندقه، حاجی‎آباد، گلپایگان بخش‎هایی از ایران مركزی هستند كه دگرگونی‎های پركامبرین گزارش شده‎ است، در حالی كه در بسیاری از حالات، نه سنگ و نه فرآیند دگرگونی، به سن پركامبرین نیست. از بین نواحی یاد شده به دگرگونی‎های چند ناحیه زیر اشاره می‎شود.

پركامبرین در ایران مركزی

توالی ستبری (حدود ده‎هزار متر) از سنگ‎های دگرگونی درجه بالا و یا كم دگرگونی وجود دارد كه حقی‎پور (1974)، با توجه به فرآیندهای دگرگونی، سنگ رخساره و همچنین جایگاه چینــه‎شناسی، آنها را به چهار واحد سنگ‎چینــه‎ای به نام‎های « سری‎های اولیــه (Earlier Series)» ، «مجموعه چاپـدونی(Chapedony Complex) »، « مجموعه بُنه‎شورو (Bonehshuro Complex) » و «سازند تاشك Tashk Formation) ) » تقسیم كرده است.

واحد موسوم به « سری‎های اولیه» برونزد ندارد. ولی، وجود برخی قطعات سنگی و كانی‎های دگرگونی، در ردیف‎های جوان‎تر، حاكی از یك مجموعه دگرگونه قدیمی دانسته شده كه خاستگاه ماگمایی و یا سنگ‎های دگرگونی داشته‎اند.

« مجموعه چاپدونی » به دلیل داشتن بیشترین درجه دگرگونی، كهن‎ترین سنگ‎های پركامبرین ناحیه ساغند – پشت‎بادام دانسته شده است. ستبرای این واحد حدود چهارهزار متر برآورد شده كه بیشتر آن گنیس است. تمام مجموعه حالت میگماتیتی داشته و مقدار درخور توجهی گرانیت آناتكسی به همراه دارد. حفظ بقایای لایه‎بندی، وجود میان‎لایه‎های مرمر و كانی‎های تخریبی سبب شده تا خاستگاه اولیه دگرگونی‎های چاپدونی، آواری – آتشفشانی دانسته شود.

« مجموعه بُنه‎شورو »، با ستبرای 2000 متر شامل تناوبی از شیست، آمفیبولیت، گنیس، كمی سنگ‎های كوارتزی و به ندرت مرمر است. فراوانی آمفیبولیت از ویژگی‎های این مجموعه است. درجه دگرگونی بُنه‎شورو خفیف‎تر از مجموعه چاپدونی و لذا جوان‎تر از آن است، وجود دگرشیبی و افق‎های كنگلومرایی در حد فاصل مجموعه چاپدونی در زیر و مجموعه بنه‎شورو در بالا مؤید این نظر است. گفتنی است كه مرز بالای مجموعه بُنه‎شورو با یك افق شاخص (Marker Bed) از مرمر دولومیتی همراه با كمی شیست و گنیس مشخص شده است. ولی، حمدی (1374) بر این باور است كه این مرمرها دارای سنگواره كامبرین پیشین (آشكوب آتابانین) است.

« سازند تاشك » كه به طور ناپیوسته و با حضور یك افق كنگلومرایی بر روی مجموعه بُنه شورو قرار دارد شامل حدود 2000 متر پلیت‎های همگن، گریوك دانه‎ریز و ماسه‎سنگ آركوزی است كه در اثر دگرگونی به شیست، فیلیت، اسلیت، میكا شیست و متاگریوك تبدیل شده‎اند. تفاوت‎ رخساره دگرگونی سبب شده تا این سازند (تاشك) به دو بخش تقسیم شود. بخش زیرین (تاشك) بیشتر گریوكی با رخساره آمفیبولیت تا شیست است. بخش بالایی (تاشك 2) منشأ پلیتی و درجه پایین رخساره شیست سبز دارد. تاشك 2، با سازندهای كهر، كلمرد، تكنار و سری مراد هم‎ارز و قابل قیاس است. در خاور ایران مركزی، تاشك بالایی، با دگرشیبی زاویه‎ای مشخص، به وسیله سنگ‎های پركامبرین پسین (سازند ساغند – سری ریزو) پوشیده شده است كه نشانگر عملكرد فاز كوهزایی كاتانگایی (مُرادین) است.

 جدا از واحدهای یاد شده، در ناحیه ساغند – پشت‎بادام، واحدهای سنگ‎چینه‎ای «مجمــوعــه پشت‎بادام »، « مجموعه تفكیك نشده » و « مجموعه سركوه » به سن پركامبرین گزارش شده‎اند (حقی‎پور، 1974).« مجموعه پشت‎بادام » توده‎های گرانیتی متعدد دارد و شامل دو بخش سنگ‎های دگرگونی درجه بالا (آمفیبولیت، میگماتیت، پیروكسنیت …)، و دگرگونی‎های ضعیف (فیلیت، كربنات‎های متبلور و 000) است. داشتن همراهانی از سنگ‎های پالئوزوییك سبب شده تا حقی‎پور این مجموعه را به سن پركامبرین - پالئوزوییك بداند، در حالی كه هوشمندزاده (1368) به سن پالئوزوییك و مزوزوییك باور دارد و تفاوت در دگرگونی را نتیجه توده‎های گرانیتی می‎داند كه گاه اثر بیشتر و در بعضی نقاط، اثر كمتری داشته‎اند.« مجموعه سركوه » از نوع میكا شیست‎های حاوی كیانیت، سیلیمانیت، گارنت، آندالوزیت است كه به طور محلی، مقادیری مرمر و چند بین لایه آمفیبولیتی و سنگ‎های اسكاپولیتی دارد. در این مجموعه، نفوذی‎هایی از نوع اسید، دایك‎های قلیایی و گاهی رگه‎های پگماتیتی دیده می‎شود. پایین بودن درجه و رخساره دگرگونی مجموعه سركوه، سبب شده تا هوشمندزاده (1368) نسبت به قدیمی بودن آن تردید داشته باشد.

از سوی دیگر در تناوب‎های مرمری این مجموعه، جلبك‎هایی پیدا شده كه ممكن است سن پالئوزوییك داشته باشند. گفتنی است كه سن پرتوسنجی این شیست‎ها، 180 میلیون سال (ژوراسیك) گزارش شده است.یادداشت: وجود كانی‎های گروه اورانیم در ناحیه ساغند سبب شده تا پی‎سنگ پركامبرین ناحیه توسط گروه مشترك سازمان انرژی اتمی و كارشناسان چینی، با استفاده از روش‎های نوین رادیوایزوتوپی و ژئوفیزیكی بررسی و از پی‎سنگ پركامبرین ایران مركزی دیدگاه نوینی ارائه شود. بنا به نوشته آقا ابراهیمی سامانی (1367) كهن‎ترین واحد رخنمون شده در ایران مركزی، انباشته‎های فلیشی - تخریبی، با رخساره شیب قاره‎ای، به نام « سازند ناتك (Natk Formation) »  است كه سن پرتوسنجی 750 تا 874 میلیون سال دارد. سازند ناتك، با دگرشیبی زاویه‎دار، در زیر سنگ‎هایی با رخساره كافت قاره‎ای قرار دارد كه میزبان كانسارهای عمده آهن، آپاتیت، مواد پرتوزا و عناصر خاكی كمیاب است و به نام « سازند ساغند » نام‎گذاری شده است. سازند ساغند، با ستبرایی از 1200 تا 1500 متر، دارای ماگماتیسم با سرشت دوگانه، رسوبات گرمابی، سنگ‎‏های آواری، آذرآواری و شیمیایی – رسوبی بوده و قابل تقسیم به 5 عضو جداگانه است كه سن آنها در محدوده زمانی بین 780 تا 583 میلیون سال است. سازند ساغند در زیر لایه‎هایی قرار دارد كه رخساره كافتی دارد و هم ارز سازندهای ریزو، دسو و سلطانیه است.

سامانی و همكاران (1367)، بر این باورند كه كمپلكس‎های دگرگونی (چاپدونی، بُنه‎شورو و سازند تاشك) همان طبقات سازند ناتك است كه در زمان مزوزوییك و سنوزوییك دگرگون شده و ماگماتیسم گرانیتی در آن نفوذكرده است. در ضمن ایشان، برای مجموعه‎های چاپدونی، بُنــه‎شورو و تاشك نام « گروه تاشك » را پیشنهاد می‎كنند، مشروط بر آن كه سازند تاشك به سازند ناتك تغییر نام دهد.

دگرگونی و گرانیتی شدن پی‎سنگ پركامبرین ایران مركزی

در باره فرآیند، پیامد و به ویژه « زمان » دگرگونی سنگ‎های پركامبرین ناحیه ساغند – پشت‎بادام اتفاق نظر وجود ندارد. بر پایه گزارش حقی‎پور (1974)، جدا از دگرگونی‎های احتمالی قدیمی‎تر، شناخته شده‎ترین دگرگونی پركامبرین ناحیه، شامل دو مرحله متوالی است كه حاصل آن دگرشكلی، میگماتیتی شدن و گرانیتی شدن شدید سنگ‎های پركامبرین است.

فاز نخست دگرگونی از نوع فشار متوسط و دمای كم (نوع باروین) و فاز دوم، از نوع دمای بالا است كه با دگرگونی نوع آباكوما، قابل قیاس است. هر یك از دو فاز، دارای پاراژنز كانی‎های همزاد است كه در شرایط دما و فشار مربوط پایدارند. در سنگ‎های پركامبرین ناحیه ساغند – پشت‎بادام، جدا از كانی‎های دگرگونی دو فاز مذكور، برخی كانی‎های دگرگونی جوان‎تر نیز وجود دارد كه به دگرگونی‎های پس از پركامبرین تعلق دارند و لذا پذیرفته شده كه در سنگ‎های پركامبرین ساغند – پشت‎بادام دگرگونی چندگانه (Polymetamorphism) است. حقی‎پور به 6 فاز دگرگونی باور دارد كه دو فاز آن به سن پركامبرین و فازهای بعدی جوان‎تر از پركامبرین اند.

درجه دگرگونی دو فاز دگرگونی پركامبرین از بالاترین درجه رخساره آمفیبولیت تا پایین‎ترین درجه رخساره شیست سبز متغیر است. اما، به جز تاشك بالایی، دیگر مجموعه‎های دگرگونی نمایانگر رخساره آمفیبولیت هستند.سامانی (1367) دگرگونی پركامبرین را منتفی دانسته و پدیده دگرگونی كمپلكس‎های منطقه ساغند را محصول دگرگونی دیناموترمال كوهزایی سیمری (ma220-180)، و میگماتیتی، گرانیتی شدن را ناشی از دگرگونی گرمایی ((Thermal در آغاز ترشیری (52 میلیون سال) می‎داند. شاید فازهای دیناموترمال (سیمری) و گرمایی (ترشیری) مورد سخن، همان فازهای جوان‎تری باشند كه حقی‎پور بدان‎ها فازهای جوان‎تر از پركامبرین نام داده است.

میگماتیتی شدن و تشكیل گرانیت‎های آناتكسی

در كمربند دگرگونی ایران مركزی، در اثر فرآیندهای دگرگونی، دمای ناحیه به حدی رسیده كه سنگ‎های اولیه مانند گریوك‎ها، آركوزها، آتشفشانی‎ها و حتی كربنات‎ها ذوب و روان شده كه حاصل آن پیدایش میگماتیت، گرانیت‎های آناتكسی و دیوریت‎های گسترده است (حقی‎پور، 1974). در مجموعه چاپدونی دو فاز میگماتیتی شدن، در ارتباط با دو فاز دگرگونی، شناسایی شده است. میگماتیت‎های فاز نخست، با دگرگونی فاز نخست پیوند دارند و بیشتر از نوع میگماتیت‎های رگه‎ای همزمان با زمین‎ساخت ( (Syntectonicاست. میگماتیت‎های فاز دوم، منشاء آرنیتی دارد كه موجب تشكیل روانه‎های گرانیتی شده است. میگماتیت‎های جوان‎تر در میگماتیت‎های فاز نخست نفوذ كرده و به دلیل قرارگیری در برگوارگی جا به جا شده و سطوح محوری ریز چین‎های مربوط به فاز دوم دگرگونی، میگماتیتی شدن از نوع بعد از ‎زمین‎ساخت ( (Post Tectonic است.

گفتنی است كه پدیده میگماتیتی شدن و تشكیل گرانیت‎های آناتكسی، منحصر به ناحیه ساغند و پشت‎بادام نیست و این پدیده در نقاط دیگر ایران مانند تكاب، ترود، باختر ارومیه، ازبكوه و 000 نیز همچنان گزارش شده است.

در ناحیه ترود، دگرگونی‎های منسوب به پركامبرین، بیشتر از نوع گنیس، آمفیبولیت و شیست‎های گارنت و هورنبلنددار است كه از نظر شدت دگرگونی، بالاترین رخساره آمفیبولیت را دارند. به همین‎رو، تفریق دگرگونی پیشرفت چشمگیر دارد و حاصل آن، ایجاد بافت چشمی و سیمای نوار مانند تاریك و روشن در گنیس‎ها است. این مجموعه كه ریخت گنبدی دارد، به طور دگرشیب توسط رسوب‎های كم دگرگونی تریاس – ژوراسیك (گروه شمشك)، پوشیده شده است. تفاوت سنگ‎شناسی و همچنین اختلاف ناگهانی و شدید نوع و درجه دگرگونی سبب شده تا هوشمندزاده و همكاران (1357) دگرگونی‎های درجه بالا را به پركامبرین نسبت دهند. هرچند كه پدیده دگرگونی ممكن است مربوط به رخداد تریاس پسین باشد.

در ناحیه انارك، از شمال نایین تا حوالی ساغند – پشت‎بادام، یك مجموعه شیستی تیره رنگ برونزد دارد كه همراهانی از فیلیت‎های گرافیتی، كوارتزیت، سنگ آهك‎های متبلور، كلریت اپیدوت شیست، میكا شیست و اپی‎گنیس دارد. این مجموعه را اشتال (1911) به سن آركئن دانسته است. داودزاده و همكاران (1969) ضمن اعتقاد به سن پركامبرین به این مجموعه « دگرگونی‎های انارك» گفته‎اند. بر اساس كار زمین‎شناسان شركت تكنواسپورت، در ناحیه انارك این مجموعه شامل 5 كمپلكس چاه‎گربه، مرغاب، پتیار، محمدآباد و دوشاخ است. ولی در ناحیه خور، 5 كمپلكس چاه‎گربه، پتیار، كبودان، دوشاخ و پشت‎بادام سازندگان دگرگونی‎های انارك ‎است.

الماسیان (1997)، شیست‎های انارك را به شرح زیر تقسیم می‎كند.با توجه به جدول زیر « شیست‎های انارك » به سن نوپروتروزوییك – كامبرین پیشین ‎است كه در زمان تریاس پسین، و در اثر رویداد سیمرین پیشین، دگرگون شده‎اند. 

پركامبرین در سنندج – سیرجان

زون سنندج – سیرجان به عنوان پرتكاپوترین حوضه ساختاری – رسوبی ایران، یك كافت میانه بلوك است كه بیشتر سنگ‎های آن دگرگون است. از گذشته بسیاری از دگرگونی‎های موجود در مناطق سیرجان، حاجی‎آباد، كولی‎كُش، شهركرد، بویین، ازنا، گلپایگان، موته، مهاباد، مریوان، تكاب، باختر دریاچه ارومیه و 000 به پركامبرین نسبت می‎دهندكه چكیده آن در جدول زیر ارائه شده است.

پركامبرین در البرز

دگرگونی‎های منسوب به پركامبرین كوه‎های البرز، تنها در دامنه شمالی این كوه‎ها برونزد دارند كه از آن جمله می‎توان به شیست‎های گرگان، دگرگونی‎های اسالم – شاندرمن در جنوب باختری انزلی و دگرگونی‎های علم‎كوه (باختر كلاردشت) اشاره كرد. بر خلاف گزارش‎های متعدد موجود، پركامبرین بودن سنگ‎های دگرگونی نواحی یاد شده چندان محرز نیست و به نظر می‎رسد كه در فرآیند دگرگونی این نواحی زمین‎ساخت برخوردی صفحه‎های ایران و توران، در زمان تریاس پسین و یا دگرگونی همبری (در ناحیه عَلَم‎كوه) نقش اساسی داشته‎اند كه موارد زیر از آن جمله است.

در ناحیه گرگان (شیست‎های گرگان)، از حوالی گرگان تا حدود 120 كیلومتری باختر این شهرستان (جنوب خاوری نكا) تناوبی از سنگ‎های آتشفشانی بازیك دگرگون شده، كوارتزیت، كوارتزویك و به ویژه شیست‎های تیره رنگ، برونزد دارد كه مرز شمالی آن محدود به گسل خزر و در جنوب به وسیله همبری گسل بر روی سنگ‎های پالئوزوییك بالایی رانده شده است كه بخش قابل رؤیت آنها، حدود 1000 متر ستبرا دارد.

گانسر (1951)، اشتوكلین (1968)، و 000 زمین‎شناسانی هستند كه به طور استنباطی، شیست‎های گرگان را پی‎سنگ پركامبرین كوه‎های البرز دانسته‎اند. ژنی a)1977) ضمن مقایسه شیست‎های گرگان با مجموعه بُنه‎شورو با ارائه دلایل زیر، شیست‎های گرگان را به سن پركامبرین دانسته است:

1- سن پرتوسنجی، كه در حدود 300 ± 1278 تا 100 ± 985 میلیون سال برآورده شده است،

2- پوشیده شدن شیست‎های گـــرگان با تنـــاوبی از كراتوفیـــر، شیست آرنیتـی و كوارتز آرنیت، به نـام « سازند محمدآباد»، كه به باور ژنی قابل قیاس با سنگ‎های آتشفشانی وابسته به كوهزایی پركامبرین پسین (سازند قره‎داش) است.

3- پوشیده شدن شیست‎های گرگان با تناوبی در حدود 120 متر ماسه‎سنگ سُرخ با یك افق كوارتزی سفید رنگ در بالا كه قابل قیاس با سازند لالون (كامبرین پیشین) دانسته شده است. ولی هوشمندزاده و همكاران (1367) قدیمی بودن شیست‎های گرگان را مردود دانسته و با توجه به فرآیندهای دگرگونی تدریجی از رخساره شیست سبز (شیست‎های گرگان) تا رخساره پرهنیت – پمپلی‎ییت سازند محمدآباد و سازند لالون، تمام این مجموعه را متعلق به اواخر پركامبرین تا میانه پالئوزوییك می‎دانند. حمدی (1374) با پیدا كردن فسیل‎های پالئوزوییك، شیست‎های گرگان را به سن پالئوزوییك (اوردویسین، دونین، كربنیفر) می‎داند.

علوی (1991) شیست‎های گرگان را شامل بخش‎هایی از سنگ‎های ماگمایی اردویسین – دونین و توالی سكوی دونین – تریاس میانی می‎داند كه در تریاس پسین و در اثر برخورد صفحه ایران و توران به شدت دگرشكل و دگرگون شده است. افتخارنژاد و بهروزی (1370) مجموعه شیست‎های گرگان را با منشورهای برافزاینده بقایای ‎تتیس كهن مشهد قابل قیاس و به سن پرمین دانسته و عامل دگرگونی را با رویداد سیمرین پیشین وابسته می‎داند.ولایتی (1381)، بر پایه هاگ‎های شبه قارچ، شیست‎های گرگان را به سن ترشیری می‎داند. به نظر می‎رسدكه شیست‎های گرگان یك واحد سنگ‎چینه‎ای در مرتبه سازند نیست، بلكه این انباشته‎ها، مجموعه درهمی از اولیستولیت‎های گوناگون به سن‎ها و جنس‎های متفاوت است كه به لحاظ قرار گیری اتفاقی در محل زمیندرز تتیس كهن، با یكدیگر مخلوط شده‎اند. در ناحیه علم‎كوه یك مجموعه دگرگونی به نام سازند بَریر (باریر) متشكل از اسلیت، كوارتزیت، تالك شیست، مرمر و 000 گزارش شده كه با كمپلكس‎ ضخیم مرمری، توف‎های دگرگونی، هورنفلس‎های بازیك، تالك شیست و سنگ‎های سیلیسی آهكی پیوند پیچیده و نامشخص دارند.

در 1962، گانسر و هوبر، این مجموعه دگرگونی را به سن پركامبرین دانستند. ولی، بررسی‎های بعدی نشان داد كه دگرگونی‎های عَلَم‎كوه دارای سنگواره‎های پالئوزوییك و مزوزوییك هستند كه در اثر فرآیند همبری مجاورتی ناشی از تزریق گرانیت عَلَم‎كوه به سن حدود 5 میلیون سال، دگرگون شده‎اند.در جنوب باختری انزلی در نواحی اسالم و شاندرمن، یك مجموعه دگرگونی شامل میكاشیست (حاوی اكتینولیت، گارنت، زویسیت و مسكوویت)، گنیس دانه‎ریز و آمفیبولیت به نام كمپلكس اسالم – شاندرمن برونزد دارد كه در زون‎های گسلیده بُرش‎هایی عدسی‎ مانند از سنگ‎های اولترابازیك دارد. كلارك و همكاران (1975) این دگرگونی‎ها را یك فرازمین كهن پركامبرین دانسته‎اند كه به طور دگرشیب با سنگ‎های ژوراسیك پوشیده شده است. ولی افتخارنژاد (1371)، علوی (1991)، این مجموعه را نوعی پوسته اقیانوسی وابسته به تتیس كهن و به سن پرمین می‎دانند كه در طول كوهزایی سیمرین پیشین، بر روی حاشیه غیرفعال قاره‎ای البرز، فرارانش كرده است.یادداشت: با آنچه گفته شد، دگرگونی‎های درجه بالا به سن پركامبرین در البرز برونزد ندارند. به نظر می‎رسد كه كهن‎ترین سنگ‎های پركامبرین البرز « سازند كهر » است كه حاوی آكریتارك‎های پروتروزوییك پسین است.

پركامبرین در زاگرس

پی‎سنگ پركامبرین زاگرس در هیچ نقطه‎ای رخنمون ندارد ولی، با توجه به اندازه‎گیری‎های مغناطیس هوایی، گرانی‎سنجی و بررسی‎های چینه‎شناختی، این باور وجود دارد كه پی‎سنگ زاگرس دنباله شمال – شمال خاوری سپر عربی – نوبی(Arabian – Nubian Shiel) است كه از شمال خاور آفریقا تا عربستان و حتی تا حوضه زاگرس ادامه دارد. اطلاعات ژئو‎فیزیكی نشان می‎دهد كه در فروافتادگی دزفول، سطح پی‎سنگ در عمق 15 كیلومتری زیر سطح دریای آزاد است. در ناحیه لرستان این سطح در ژرفای 6 كیلومتر از سطح دریا قرار دارد ولی به سمت راندگی اصلی زاگرس، سطح پی‎سنگ به سرعت بالا می‎آید. بر اساس اندازه‎گیری‎های گرانی‎سنجی، در فارس داخلی قاعده پی‎سنگ در ژرفای 35 كیلومتر و در كوه دینار – زردكوه در ژرفای 55 كیلومتر است. تلفیق نتایج مغناطیس هوایی و گرانی‎سنجی گویای آن است كه ضخامت پی‎سنگ زاگرس در حدود 25 تا 50 كیلومتر است، (مطیعی، 1372).

سنگ‎های نا دگرگونی پركامبرین

سنگ‎های نادگرگونی پركامبرین ایران در شرایط رسوبی نابرابر تشكیل شده‎اند و به همین‎رو می‎توان آنها را به دو گروه بزرگ تقسیم كرد.گروه نخست، كهن‎تر بوده و بیشتر از نوع نهشته‎های دریایی است كه با ستبرای زیاد و یكنواختی تركیب در بیشتر نواحی ایران رخنمون دارند.گروه دوم، كه جوان‎تر و در بالا است، از رسوب‎های بر قاره‎ای ((Epicontinental تشكیل شده كه گاهی به انواع تبخیری تبدیل می‎شود و در مقایسه با گروه نخست، ستبرای كمتری دارند.عامل اساسی در تفاوت شرایط رسوبگذاری در مجموعه نادگرگونی پركامبرین ایران همان رویداد زمین‎ساختی كاتانگایی است كه ضمن چین دادن سنگ‎های بخش زیرین و تكاپو‎های ماگمایی اسید، سبب شده تا شرایط دریایی به شرایط نزدیك قاره‎ای تبدیل شود.

رسوب‎های دریایی نادگرگونی پركامبرین

از نگاه تركیب، رسوب‎های دریایی نادگرگونی ایران بسیار یكنواخت بوده و گسترش بسیار زیادی دارند. این سنگ‎ها شامل ردیفی از سنگ‎های انباشته شده در آب‎های كم ژرفا، مانند توف‎های شیلی، سیلت سنگ و ماسه‎سنگ است كه بین لایه‎هایی از آذرآواری، گدازه اسید و یا لایه‎های دولومیتی دارند. رنگ متمایل به سبز در آنها عمومیت دارد و به واقع از ویژگی‎های آنها است. با وجود تشابه بسیار زیاد سنگ رخساره و رنگ، به این سنگ‎ها در نواحی گوناگون، اسامی متفاوت داده شده است. جدول زیر معرف واحدهای سنگ‎چینه‎ای مورد سخن است كه به خوبی با یكدیگر هم ارز و قابل قیاس‎اند. گفتنی است كه:

* دگرشیبی مرز بالای رسوب‎های دریایی نشانگر عملكرد رخداد كاتانگایی است ولی این رویداد در همه جا شدت یكسان نداشته به همین رو در البرز مركزی – آذربایجان سنگ‎های پركامبرین پسین به ظاهر به طور هم‎شیب بر روی سازند كهر دیده شده است، ولی یك تغییر ناگهانی سنگ‎شناسی در فصل مشترك آنها وجود دارد.

* اگرچه رسوب‎های نادگرگونی یاد شده متعلق به محیط‎های دریایی دانسته شده‎اند، ولی ساخت‎های استروماتولیتی و رسوبی گوناگون (برش‎های دولومیتی، افق‎های هوازده، خاك‎های قدیمی) نشان می‎دهد كه بیشتر این نهشته‎ها در محیط‎های كشندی انباشته شده‎اند. لاسمی (1370) بر این باور است كه بخش زیرین سازند كهر، به گمان قوی، نشانگر رخساره‎های درون كراتون است ولی بخش میانی و بالایی این سازند، بیشتر، دربرگیرنده رخساره‎های سیلیسی آواری محیط قاره‎ای (رودخانه ماندری) و حدواسط (دلتایی) و به مقدار كم تر رخساره‎های كربناتی سكویی است كه همراه با سنگ‎های آذرین و توف نهشته شده‎اند و به همین‎رو دریایی دانستن نهشته‎های كهر نیاز به شواهد بیشتر دارد. در هر حال، در ناحیه كرمان، « سری مراد » دارای جلبك و رادیولرهای نواحی ژرف دریا است و نشان می‎دهد كه به طور محلی، حوضه رسوبی پركامبرین ژرفای بیشتر داشته است.

* وجود نشانه‎هایی از آكریتارك در تناوب‎های شیلی و استروماتولیت در واحدهای كربناتی سازند كهر سبب شده تا زگر (1977) و حمدی (1374)، سازند كهر را به سن ریفئن(Riphean) بدانند، ولی سن وندین را برای بخشی از لایه‎های بالایی آن محتمل می‎دانند.

* وجود دو جنس Spumellaria و Laminarites (از خانواده رادیولاریا) و همچنین جنس‎های میكروسكوپی از نوع Lophododioerodium و آثار كرم‎ مانند Sabellarifex در سری مراد، سبب شده تا به این نهشته‎ها سن پركامبرین داده شود (هوكریده، 1962). ولی حمدی (1374) گاهی به سن اردویسین و گاهی به كامبرین پیشین (توماتین) باور دارد.

* سازند كلمرد سنگواره ندارد. ولی چین‎خوردگی شدید، شباهت‎های زیاد سنگ‎شناختی، جایگاه چینه‎شناسی و دیگر ویژگی‎های فیزیكی سبب شده تا این سازند با ردیف‎های دریایی نا دگرگونی دیگر نواحی ایران (كهر، مراد و 000) قیاس و به سن پركامبرین دانسته شود. ولی حمدی (1374) پـــاره‎ای ساخت‎هــای فرسایشی را نتیجه فعالیت جنس Monomorphichnus sp, Cylindrichous sp و Oldhamia antigua دانسته و سازند كلمرد را به دیرینگی كامبرین پیشین می‎داند، در حالی كه هیچ‎یك از ویژگی‎های سازند كلمرد با ردیف‎های كامبرین شناخته شده ایران شباهت ندارد.

* در ناحیه شیرگشت (شمال طبس)، حالت استثنایی از سنگ‎های دریایی كم دگرگون شده پركامبرین گزارش شده كه متشكل از ردیف یكنواختی از آهك‎های سیلتی با میان‎لایه‎هایی از سیلت‎های سبز یا شیل‎های فیلیتی زرد تا ارغوانی است. وجود پولك‎های سریسیت در سطوح لایه‎بندی، ریزچین و خطوارگی در این سنگ‎ها نشانه دگرگونی خفیف آنها است. روتنر و همكاران (1968)، به این واحد سنگ‎چینه‎ای « لایه‎های شورمShorm Beds) ) » نام داده و ضمن مقایسه با سری مراد و سازند كلمرد، تنها به دلیل نداشتن سنگواره این سنگ‎ها را به سن پركامبرین دانسته‎اند. سهندی (1368)، با توجه به شباهت‎های سنگ‎شناختی و به ویژه وجود مقاطعی از تریلوبیت‎های كامبرین، لایه‎های شورم را به حق، هم‎ارز نهشته‎های كامبرین (سازند درنجال) می‎داند.

رسوب‎های كنار قاره‎ای پركامبرین (پركامبرین پسین)

رسوب‎های كنار قاره‎ای پركامبرین ایران سنگ‎هایی هستند كه پس از رویداد زمین‎ساختی كاتانگایی و پیش از كامبرین تشكیل شده‎اند كه بیشتر از انواع آواری‎های كم عمق، گاهی تبخیری و آتشفشانی هستند. در گذشته‎ برای این مجموعه، از واژه اینفراكامبرین Infracambrian)) استفاده می‎شد، چرا كه این سنگ‎ها در زیر رسوبات كامبرین قرار داشتند و از سنگ‎های كم دگرگونی و یا دگرگونی پركامبرین، با یك مرز ناگهانی از نظر سنگ‎شناختی، درجه دگرگونی و تركیب سنگی جدا بودند (هوشمندزاده و همكاران، 1367) ولی، امروز اغلب از آنها با نام «سنگ‎های پركامبرین پسین » یاد می‎شود.

سنگ‎های پركامبرین پسین نه تنها در ایران بلكه دركشورهای همجوار سنگ رخساره بسیار همگن دارند. در هر حال، به رغم پایداری جانبی رخساره‎ها، تفاوت‎های رخساره سنگی در جهت قائم سبب شده تا مجموعه مذكور به چند واحد سنگ‎چینـه‎ای به نام‎های « سازند باینــدور »، « سازند سلطانیــه »، « سازند باروت » و « سازند زاگون » تقسیم شود. در سال (1977) زگر، دینوفلاژل‎های كامبرین پسین را در شیل‎های سُرخ‎رنگ موجود در مرز دو سازند باروت و زاگون گزارش كرد و بدین‎سان سازند زاگون از مجموعه یاد شده (اینفراكامبرین) حذف شد.

داده‎های دیرینه‎شناسی امروز ایران، حمدی (1374)، نشان می‎دهد كه مرز پركامبرین – كامبرین سنگ‎های ایران از میان سازند سلطانیه (قاعده عضو دولومیت میانی) می‎گذرد. بنابراین سنگ‎های كنار قاره‎ای پركامبرین پسین ایران محدود به سازند بایندور و بخش زیرین سازند سلطانیه در البرز، معادل‎های تبخیری – آتشفشانی سری‎های ریزو، دسو، راور در ایران مركزی و یا انباشته‎های تبخیری سری هرمز در زاگرس است.با وجود استقلال نسبی حوضه‌های رسوبی، با تكیه بر سنگ رخساره و توزیع جغرافیایی سنگ‌های پركامبرین پسین ایران، چنین به نظر می‌رسد كه سكوی پركامبرین پسین با دریای كم‌ژرفایی پوشیده می‎شد كه از شمال به جنوب ژرفای كمتری داشت، به گونه‌ای كه دریای آزاد در شمال ایران بوده است. گفتنی است كه كافتی شدن پوسته، به ویژه در منطقه كرمان و جنوب خاوری زاگرس، از عوامل مؤثر در تفاوت رخساره‎ها است (شكل 3-1).

پركامبرین پسین در البرز – آذربایجان

با توجه به یافته‌های جدید، سنگ‌های پركامبرین پسین البرز - آذربایجان منحصر به سازند بایندور و دو عضو زیرین سازند سلطانیه است. سازند هزارچال كه گاه به سن پركامبرین پسین و گاهی به كامبرین منسوب شده، یك واحد سنگ‎چینه‎ای پرسش‎آمیز است كه نیاز به بازنگری دارد.

سازند بایندور توسط اشتوكلین و همكاران (1964) در كوه بایندور واقع در جنوب خاوری زنجان، به ضخامت 498 متر، مطالعه و معرفی شده است. این سازند، شامل ماسه‎سنگ‎های ارغوانی، شیل‌های میكادار سیلتی و شیل‌های ماسه‌ای دانه ریز است كه میان لایه‌هایی از دولومیت‌های قهوه‌ای استروماتولیت‌دار دارد. جلبك‌های استروماتولیتی و آركئوسیاتیدها تنها سنگواره‌های موجود ‌است كه فقط در میان‌لایه‌های دولومیتی دیده می‌شوند كه به طور عموم به نوپروتروزوییك پسین (وندین) نسبت داده شده‌اند.مرز زیرین سازند بایندور با گرانیت دوران از نوع دگرشیبی آذرین پی است ولی گاه (در قره‌داغ) بایندور با سازند كهر ارتباط ناپیوسته دارد. در بالا، سازند بایندور به طور هم‎شیب و پیوسته با سازند سلطانیه پوشیده می‌شود.

گسترش جغرافیایی سازند بایندور محدود به كوه‌های سلطانیه زنجان و شمال باختری آذربایجان (كوه‌های مورو، میشو، مهاباد، غرب ارومیه) است. اگرچه در پاره‌ای از نقاط البرز مركزی (دماوند، فیروز‌كوه، دامغان) بعضی از ردیف‌های سنگی را با سازند بایندور مقایسه كرده‌اند، ولی در این مورد اطمنیان چندانی وجود ندارد.

گفتنی است كه حمدی (1374) سازند بایندور را به سن ژوراسیك – كرتاسه می‌داند ولی مطالعات پالینولوژی قویدل (1374 ) همچنان مؤید سن نوپروتروزوییك پسین (Late Riphean) است كه قابل قبول‌تر است.

« عضو‌های 1 و 2 سازند سلطانیه »، در محل بُرش الگو (كوه‌های سلطانیه)، سازند سلطانیه از سه عضو دولومیت پایینی (123متر)، شیل چَپُقلو (247 متر) و دولومیت بالایی (790متر) تشكیل شده است. مطالعات بعدی (حمدی، 1372) نشان داد كه سازند سلطانیه را می‌توان به 5 عضو تقسیم كرد و در ضمن مرز پركامبرین - كامبرین به تقریب در لایه‌های آغازین سومین عضو این سازند قرار دارد. به همین رو، بخشی از سازند سلطانیه كه سن پركامبرین پسین دارد، منحصر به عضوهای 1 (دولومیت پایینی) و 2 (شیل پایینی) این سازند است.

« عضو دولومیت پایینیLower Dolomite Mbr.) )»، شامل تا 25 متر دولومیت لایه‌ای چرت‌دار، خاكستری تیره حاوی فسیل‎های پوسته‎دار است این عضو در بیشتر نقاط وجود ندارد و سلطانیه با عضو شیل پایینی آغاز می‎شود.

« عضو شیل پایینی (Lower Shale Mbr.) »، شامل 120 متـر شیل‌های رُسی – سیلتـی میكا‌دار و گاهی ماسه‌دار ریز دانه است كه حـاوی عدسی‌هایی از سنگ‎آهك سیـلت‌دار است Chuaria circularis Walcot و آكریتارك‎ها ((Acritachs از سنگواره‎های شاخص این عضو است كه سن وندین را نشان می‎دهند.جدا از سازند بایندور و عضوهای 1و 2 سازند سلطانیه، در بعضی از نقاط آذربایجان (مهاباد، تكاب و غرب ارومیه) در مرز میان سازند كهر (در زیر) و سازند بایندور (در بالا )، یك واحد سنگ چینــه‌ای آتشفشانی – رسوبی، به ضخامت حــدود 1140 متر وجود دارد كه به نام «سازند قره‌داش» نام‎گذاری شده كه بیشتر شامل گدازه‌های ریولیتی قلیایی، توف‌های اسیدی، شیل‌های ماسه‌ای میكادار ارغوانـی است. این گدازه‌ها معـادل خروجــی فاز گرانیت‌زایی رخـداد كاتانـگایـی « گرانیت دوران » هستند و لذا به رغم جایگاه چینه‌شناسی (بین كهر و بایندور)، شایسته است از مجموعه پركامبرین جدا باشند.

پركامبرین پسین در ایران مركزی

در ایران مركزی، به ویژه در شمال كرمان، سنگ‌های پركامبرین پسین، آمیزه‌ای از رسوبات كنار قاره‌ای و رسوبات تبخیـــری به نام‎هـای‌ « سری ریـــزو(Rizu Series) » ، « سری دسو (Desu Series) »، « سری راورRavar Series) ) » و « سازند درین(Derin Fm.) »  است.

 « سری ریزو » نخستین واحد سنگ‌چینه‌ای پس از كوهزایی كاتانگایی است كه به طور دگرشیب بر روی سری مراد نشسته است. پیچیدگی‌ ساختاری و برونزدهای گنبدی سبب شده تا این سری نظم چینه‌ای نداشته باشد، به همین دلیل بُرش الگو ندارد و ستبرای آن بین 400 تا 600 متر برآورد شده است. شیل، ماسه‎سنگ، كربنات و لایه‌های ایگنمبریت از سازنده‎های سری ریزو هستند كه به طور معمول، سنگ‌های كربناتی در زیر، شیل و سنگ‎ماسه در وسط و سنگ‌های ریولیتی بنفش رنگ و توف در بالا قرار دارند. سنگواره‌هایی مانند Medusite, Sprigging و همچنین سن پرتوسنجی 595 تا 120± 760 میلیون سال (در معدن كوشك) سبب شده تا سری ریزو به سن پركامبرین پسین باشد (هوكریده، 1962).

اشتوكلین (1990)، به جای سری ریزو از واژه « سازند ریزو » استفاده كرده و بر این باور است كه این واحد سنگ‎ چینه‌ای هم ارز زمانی سه سازند بایندور، سلطانیه و باروت است. بدین‎سان، از نظر سنی، سری ریزو منحصر به پركامبرین پسین نبوده و تغییرات سنی آن از پركامبرین پسین تا كامبرین پیشین است.

« سری دسو » در شمال و شمال باختری كرمان به ردیف‌های مشابه با سری ریزو انباشته‌های گچی اضافه شده است. ساخت پیچیده، حضور انباشته‌های تبخیری و یا انحلال آنها سبب شده تا این مجموعه بدون بُرش الگو باشد. هوكریده و همكاران (1962) برای بیان تفاوت بین سری بدون گچ ریزو و واحدهای مشابه گچ‎دار، از نام سری دسو استفاده كردند كه در بسیاری از گزارش‌های زمین‌شناسی به غلط، سری دزو خوانده می‌شود. گچ، دولومیت هوازده، سنگ‎آهك‌های بودار و متبلور، ماسه‎سنگ میكا‌دار سُرخ‎رنگ، كوارتزیت، سنگ‌های آذرین اسید و بازی تجزیه شده، ازسازنده‎های این سری هستند.

 این واحد سنگ‌چینه‌ای به جز جلبك‌های آهكی نامشخص، فسیل شاخصی ندارد. ولی، بر اساس هم‌ارزی‌های منطقه‌ای، با سری ریزو دارای قرابت نزدیك است، به همین رو یكی از واحدهای سنگ‌چینه‌ای پركامبرین پسین دانسته شده است.اشتوكلین (1990) این واحد سنگی را نوعی آمیزه زمین‎ساختی با ساخت پیچیده دانسته و به همین دلیل برای آن از صفت كمپلكس استفاده كرده است. به باور اشتوكلین تغییرات سنی كمپلكس دسو از پركامبرین پسین تا كامبرین پیشین است و می‌توان آن را با سازندهای بایندور، سلطانیه، باروت و زاگون البرز و همچنین سری هرمز زاگرس قابل قیاس دانست.

« سری راور» یك واحد سنگ‌چینه‌ای متشكل از آمیزه‌ای از ماسه‎سنگ سُرخ‎رنگ، سنگ تبخیری، دولومیت، سنگ‎آهك تیره رنگ و سنگ‌های آتشفشانی بازیك و اسیدی است كه به ویژه در جنوب شهرستان راور به گونه‌ای دیاپیر مانند در اطراف گسل‌ها به سطح زمین رسیده است و به همین‎رو در برگیرنده سنگ‌هایی به سن‌ متفاوت است. در 1961 ، اشتوكلین ضمن معرفی این واحد سنگی، این آمیزه رسوبی – آتشفشانی را با توالی‌های مشابه در گستره كرمان (سری‌های ریزو و دسو) و زاگرس (سری هرمز) مقایسه و به آن سن پركامبرین پسین داد. در 1962، همبری زمین‎ساختی سازند نمكی راور با نهشته‌های تبخیری آهكی پكتن‌دار ژوراسیك بالا سبب شد تا هوكریده و همكاران این مجموعه را به سن ژوراسیك پسین بدانند. شواهد گوناگون موجود در گستره كلمرد – راور نشان می‌دهد كه در پیرامون راور، دو واحد سنگی با ویژگی‌های سنگ‎شناختی مشابه وجود دارد كه یكی ساخت دیاپیری و سن پركامبرین پسین دارد و دیگری توالی به نسبت منظم‌تری است كه جایگاهی در بالاترین ردیف‌ ژوراسیك دارد و به همین‎رو نسبت دادن تمام این سنگ‌ها به پركامبرین پسین و یا ژوراسیك نادرست است.

سازند درین در ناحیه عقدا، بر روی سازند ریزو، یك واحد سنگ‎چینه‌ای متشكل از شیل دولومیتی همراه مقداری گچ عدسی شكل و تعدادی دایك و توده‌های كوچك دیابازی وجود دارد. نبوی (1978)، به طور غیر رسمی، به این مجموعه « سازند درین » نام داده و ضمن مقایسه این مجموعه با بخش پایینی سازند سلطانیه، این سازند را نشانگر تغییر شرایط محیط تشكیل از سازند ریزو (درزیر) به سازند درین ( در بالا ) دانسته است (هوشمند‌زاده و همكاران، 1367).

پركامبرین پسین در زاگرس

در جنوب خاوری زاگرس، به ویژه در حدفاصل میان گسل كازرون در باختر و گسل میناب در خاور (حوضه فارس)، سنگ‎های پركامبرین پسین رخساره كولابی – تبخیری دارند كه نخستین بار توسط تاورنیه (1642) مطالعه شده است. بر اساس شواهد موجود به نظر می‎رسد كه در پی فازهای كششی رخداد كوهزایی كاتانگایی در نیمه جنوب خاوری زاگرس، حوضه‎های تبخیری تشكیل شده و رسوبات كولابی به همراه روانه‎های آذرین مربوط به فاز گرانیت‎زایی كاتانگایی در آن انباشته شده است.

گروه نمكدان (بوسك، 1919) و گروه خمیر (ریچارسون، 1926)، نام‎های قدیمی این مجموعه است.در حال حاضر، رسوب‎های تبخیری و سنگ‎های ماگمایی این حوضه به صورت حدود 115 گنبد نمكی برونزد دارند. جزیره هرمـز یكی از این گنبدهای نمكی است و به همین دلیل، به این واحد سنگ‎چینه‎ای « سری هرمز » نام داده شده است.

سری هرمز در حوضه‎های بسیار كم عمق ولی در ارتباط با دریاهای آزاد، از پركامبرین پسین تا كامبرین پیشین بر روی سپر دشتگون شده زاگرس نهشته شده است. این سری نمكی همچنین نشان می‎دهد كه این خشكی‎ها در ناحیه اقلیمی گرمی قرار داشته‎اند (بین 10 تا 40) و گسل اصلی امروزی زاگرس، به احتمال محل گسل‎های عادی كنترل كننده رسوبگذاری را نشان می‎دهد. تركیب سنگی سری هرمز، شامل سنگ نمك (به رنگ‎های گونا‎گون)، انیدریت، ژیپس، سنگ‎آهك سیاه‎رنگ، دولومیت بودار چرتی، ماسه‎سنگ سُرخ، شیل رنگارنگ، سنگ‎های آذرین (درونی – بیرونی)، كانی‎های آهن و آپاتیت‎دار است. سنگ‎های یاد شده فاقد نظم چینه‎نگاشتی هستند و به همین‎رو تاكنون بُرش الگو ندارند. در مورد ضخامت نمك، نظرها بین 900 تا 4000 متر، متفاوت است، ولی در مجموع، بیشترین انباشت نمك، در ناحیه بندرعباس و هرمزگان است (مطیعی، 1372).

سن سری هرمز همیشه مورد بحث بوده است. كرتاسه (پیلگریم، 1922)، كامبرین (لیس، 1929)، پركامبرین پسین (اشتوكلین، 1968)، كامبرین (احمدزاده و همكاران، 1369)، كامبرین زیرین (حمدی، 1991) سن‎های گوناگون پیشنهادی است. ولی، مقایسه منطقه‎ای با كشورهای همجوار و ایران مركزی تأیید می‎كند كه سری هرمز، سن پركامبرین پسین – كامبرین میانی دارد.احمدزاده و همكاران (1369)، با وجود نداشتن نظم چینه‎ای، این مجموعه را به جای سری هرمـز « سازند هرمز » نام دادند و آن را به چهار عضو H3, H2, H1 و H4 تقسیم كردند. اشتوكلین (1990) ضمن استفاده از واژه « كمپلكس هرمز »، این مجموعه را با سازندهای بایندور، سلطانیه، باروت، زاگون، لالون و عضو نخست سازند میلا قابل قیاس دانسته است كه دیدگاهی مطلوب و تأییدی بر سن پركامبرین پسین – كامبرین میانی مجموعه هرمز است.

سنگ‎‎های ماگمایی پركامبرین

سنگ‎های ماگمایی پركامبرین ایران را می‎توان به سه گروه جدا تقسیم كرد:

گروه نخست، سنگ‎های گرانیتی و میگماتیت‎هایی هستند كه همزمان با رویداد كوهزایی كاتانگایی و سخت شدن پی‎سنگ به وجود آمده‎اند. بنابراین از نوع نفوذی‎های همزمان با كوهزایی و بیشتر با تركیب شیمیایی كلسیمی – قلیایی (كالك آلكالن) هستند.

گروه دوم، سنگ‎های گرانیتی پس از كوهزایی و از نوع قلیایی هستند.

گروه سوم، هم‎ردیف‎ بیرونی گرانیت‎های قلیایی و به صورت سنگ‎های آتشفشانی هستند كه در زیر و یا همراه با سنگ‎های پركامبرین پسین‎ بوده و نشانگر كشیدگی پوسته قاره‎ای ایران در یك یا چند فاز كششی می‎باشند. نسبت دادن سنگ‎های ماگمایی موردنظر به پركامبرین بر سه اصل سن پرتوسنجی، تزریق در سنگ‎های دگرگونی پركامبرین و جایگاه چینه‎نگاشتی آنها، است.

افزون بر فعالیت‎های ماگمایی مذكور، مجموعه چاپدونی ایران مركزی دارای دو فاز گرانیت‎زایی است كه پایین‎ترین بخش كمپلكس‎ چاپدونی را تشكیل می‎دهد و شامل انواع گرانیت و دیوریت‎های آناتكسی است. در برخی موارد می‎توان شاهد تغییر شكل تدریجی بین گنیس به میگماتیت و سپس دیوریت‎ یا گرانیتویید بود (حقی‎پور، 1974). گفتنی است كه:

* به لحاظ كمبود مقدار روبیدیم، تعیین سن نفوذی‎های پركامبرین با روش روبیدیم – استرانسیم رضایت‎بخش نبوده است.

* سن‎های پرتوسنجی داده شده، بین 560 تا 1100 میلیون سال است.

* به دلیل تزریق در سنگ‎های دگرگونی، اثر گرمایی آنها بر سنگ‎های درون‎گیر ناچیز است.

نفوذی‎های كلسیمی - قلیایی پركامبرین

نگاه سنگ‎شناختی، نفوذی‎های كلسیمی - قلیایی پركامبرین ایران، انواعی از گابرو تا گرانیت هستند. بعضی انواع رگه‎ای (آپلیت – پگماتیت) نیز وجود دارد و حتی یك برونزد كوچك از پیروكسنیت نیز در ناحیه پشت‎بادام گزارش شده است. مهم‎ترین نفوذی از این نوع عبارتند از: - گرانیت و گرانودیوریت كلسیمی - قلیایی « سفید » در ناحیه چاپدونی، كه از نوع گرانیت‎های سفیدرنگ بیوتیت‎دار است.- گرانودیوریت ناحیه كلمرد در باختر طبس .- گرانیت كلسیمی - قلیایی موته، كه در دگرگونی‎های شمال موته نفوذ كرده و از نوع گرانیت‎های دومیكایی است. رگه‎های آپلیتی سرشار از كوارتز و پیریت‎های طلادار در این گرانیت نفوذ كرده‎اند.-گرانیت بیوتیت‎دار حسن رباط در 15 كیلومتری شمال گلپایگان.

نفوذی‎های قلیایی پركامبرین

به گرانیت‎های قلیایی پركامبرین ایران، نام‎های گوناگونی داده شده است، ولی همگی آنها دارای جایگاه چینه‎شناسی مشخص و ویژگی سنگی مشابه هستند. مهم‎ترین ویژگی آنها كمبود كانی‎های فرومنیزین است به همین دلیل، به طور عموم رنگ سفید دارند. در ضمن داشتن بافت پورفیرویید حاشیه‎ای از ویژگی‎های این گرانیت‎ها است كه نشان می‎دهد توده‎های مذكور بیشتر از نوع سنگ‎های نیمه عمیق سرد شده در نزدیكی سطح زمیـن هستند. نفـــوذی‎های قلیایـی پركامبــرین ایران را می‎توان به دو گــروه « دوران » و « زریگان » تقسیم كرد.

« گروه گرانیت دوران »، در سنگ‎های دگرگونی پركامبرین تزریق شده‎اند و به وسیله سنگ‎های كنار قاره‎ای پركامبرین پسین پوشیده شده‎اند. از این گروه می‎توان به « گـــرانیت دوران » در منطقه زنجــان، « گرانیت بورنَوَرد » در جنوب سبزوار و « گرانیت قلیایی موته » اشاره كرد. گفتنی است كه هوشمندزاده، سن گرانیت موته را اواخر كرتاسه - اوایل پالئوسن و قابل قیاس با گرانیت الوند همدان می‎داند.

« گروه گرانیت زریگان »، همچنان فاقد كانی‎های تیره هستند. ولی، بر خلاف گروه قبلی (دوران) این توده‎ها، رسوبات نزدیك قاره‎ای پركامبرین پسین را تحت تأثیر قرار داده‎اند. مانند، گرانیت زریگان و نَریگان (ناریگان) در شمال شهرستان بافق و گرانیت چادرملو در خاور یزد.گفتنی است كه اگرچه این گرانیت‎ها (گروه زریگان)، هم‎ردیف درونی ریولیت‎ها و توف‎های سازند قره‎داش و سری ریزو دانسته شده‎اند ولی گرانیت‎های زریگان و نَریگان، بر سری ریزو اثر گرمایی داشته‎اند (هوكریده، 1962). به باور هوشمندزاده (1367)، بسیاری از توده‎های گرانیتی روشن رنگ ایران مركزی كه به عنوان گرانیت زریگان دانسته شده‎اندبه درون سنگ‎های كرتاسه نفوذ كرده‎اند.

سنگ‎‏های آتشفشانی پركامبرین

سنگ‌های آتشفشانی ایران در سه پهنه جغرافیایی در بیشترین مقداراند. نخست، كمان ماگمایی ارومیه- بزمان، دوم دامنه‌های جنوبی البرز، سوم بلوك لوت در خاور ایران. در مورد خاستگاه و منشأ سنگ‌های آتشفشانی ایران، دو احتمال عنوان شده است.

نوگل سادات (1978)، بر این باور است كه در كمان ماگمایی ارومیه – بزمان، وابستگی هندسی عناصر ساختاری گوناگون، منطبق بر سازوكار منطقه بُرشی راستگرد به پهنای 100 كیلومتر است. در این گونه نواحی، گسل‌ها بیشتر از نوع خمیده و منحنی ‌شكل و اغلب با بازشدگی همراه‌ هستند و در نتیجه، حتی در مراحل فشردگی، شكستگی‌ها باز و خروج ماگما ممكن می‎گردد. وضع مشابهی در ناحیه لوت وجود دارد. در این ناحیه نیز دگرشكلی ساختاری از نوع بُرشی ساده است و به همین رو، امكان بازشدگی دوباره شكستگی‌ها بیشتر است و در نتیجه پدیده آتشفشانی به نسبت پیوسته و گدازه‌های جوان‌تر، به طور پی‌درپی سنگ‌های پیشین را می‌پوشاند.

بسیاری از زمین‌شناسان، پیدایش كمان ماگمایـی ارومیه – بزمان، را نتیجه فرورانش صفحه زاگرس – عربستان به زیر صفحه ایران می‌دانند و یا افتخارنژاد (1972)، پیدایش سنگ‌های آتشفشانی شمال لوت را نتیجه فرورانش بلوك هیلمند (افغان) به زیر بلوك لوت دانسته است. در ضمن سنگ‌های آتشفشانی جنوب بلوك لوت بخشی از كمان ماگمایی حاصل از فرورانش پوسته اقیانوسی عُمان به زیر كوه‌های مكران است. تكین (1972 ) ضمن همسو بودن با نظریه زمین‎ساخت صفحه‎ای، بیشتر سنگ‌های آتشفشانی ایران را مربوط به زمان توقف و یا به حداقل رسیدن گسترش بستر اقیانوس هند می‌داند.

علوی (1991) سنگ‌های ماگمایی البرز جنوبی را هم خاستگاه نمی‌داند. وی بر این باور است كه سنگ‌های ماگمایی البرز مركزی و باختری، از انواع كلسیمی - قلیایی و شوشونیتی اما سنگ‌های آتشفشانی البرز خاوری از نوع قلیایی است كه ارتباطی با البرز مركزی و غربی ندارند. یكی از ویژگی‌های سنگ‌های آتشفشانی ایران، پدیده دگرگونی است كه با تشكیل كانی‌های دگرگونی مانندآلبیت، زئولیت و آنالیسم همراه است. این دگرگونی، تنها همراه با تغییرات كانی‌شناسی، (دگرگونی استاتیك) و به دور از دگر شكلی است. مطالعات پاراژنزكانی‌های دگرگونی مذكور، نشانگر دو فاز دگرگونی بسیار ضعیف (رخساره زئولیت) و ضعیف (رخساره شیست سبز) است. تمركز متوالی مواد آتشفشانی در فروزمین‌ها و همچنین جایگیری انواع توده‌های آذرین نیمه عمیق و عمیق كه با تحرك و تكاپوی سیالات همراه بوده، سبب شده تا كانی‌های اصلی ماگمایی ناپایدار و واكنش‎های یونی صورت گیرد كه نتیجه آن، نوعی خود دگرگونی در مقیاس ناحیه‌ای است كه با دگرگونی ژرفای اقیانوس‌ها قابل قیاس است و ممكن است به شرایط ژئودینامیكی در اعماق كافت‌های میان قاره‌ای ایران اشاره داشته باشد.

در پهنه زاگرس به جز سنگ‌های ماگمایی موجود در مجموعه نمكی سری هرمز، سنگ‌های آتشفشانی در جا وجود ندارد. نبود روانه‌های ماگمایی در این پهنه، ممكن است به دو دلیل باشد: - در كوه‌های زاگرس، فرورانش بستر دریای تتیس به سمت شمال خاوری است كه از لبه قارّه فاصله دارد.- در پهنه زاگرس، نیروهای فشاری عمود، در بیشترین مقدار ‌است و به همین‎رو هیچ‎گونه بازشدگی در امتداد شكستگی‌ها روی نداده و در نتیجه ماگما راهی برای رسیدن به سطح زمین نداشته است. استدلال مشابهی را نیز می‌توان برای پهنه مكران پذیرفت.

« سنگ‌های آتشفشانی پركامبرین » ایران، به طور عمده در ارتباط با شكستگی‌های عمیق پوسته ایران زمین ‌است كه در نتیجه كوهزایی كاتانگایی شكل گرفته‌اند . گدازه‌های مورد نظر بیشتر از نوع ریولیت‌های قلیایی، توف‌های ریولیتی و كوارتزپورفیر هستند كه هم ردیف بیرونی توده‌های نفوذی قلیایی پركامبرین دانسته شده‌اند. ولی، با توجه به تأثیر گرمایی توده‌هـــای نفوذی قلیایی « گروه زریكان» بر نهشته‌های پركامبرین پسین ایران مركزی، باید بپذیریم كه سنگ‌های آتشفشانی پركامبرین ایران تنها معادل بیرونی توده‌های نفوذی « گروه دوران» می‎باشند. سنگ‎های آتشفشانی پركامبرین ایران نام‌های گونا‌گونی دارند كه عمده‌ترین آنها عبارتند از ریولیت‌های قلیایی تكنار، توف‌ها و ریولیت‌های قلیایی اسفوردی، ریولیت‌های قلیایی سری ریزو، ریولیت‌های سری هرمز، ریولیت‌ها و توف‌های سازند قره‌داش و ریولیت‌های موته. همان‎گونه كه دیده می‌شود تمام آتشفشانی‌های یاد شده، تركیب شیمیایی قلیایی دارند كه می‌تواند حاكی از كافت‌های درون قاره‌ای در پوسته كراتونی ایران باشد.

منابع معدنی پركامبرین

سنگ‌های پركامبرین به ویژه مجموعه‌های پركامبرین پسین ایران نشانه‌ها و انباشته‌های در خور توجهی از منابع معدنی دارند كه نام و ویژگی‌های عمومی پاره‌ای از آنها به شرح زیر است:

آهن: بیشتر ذخایر آهن ایران، در گستره ایران مركزی قرار دارند و با سنگ‌های پركامبرین همراه‌اند. در این كانسار‌ها، كانه اصلی مگنتیت است كه با هماتیت، مارتیت و به طور فرعی پیریت، اسفن و آپاتیت همراه است. كانسارآهن چادرملو (خاور یزد)، معدن آهن چُغارت (در شمال بافق) و معدن گل‎گهر (در سیرجان) از آن جمله‌اند. افزون بر آن می‌توان به نشانه‌های موجود در اردكان یزد و زنجان (معدن آرجین) اشاره كرد. نشانه‌های آهن منسوب به پركامبرین نواحی جنوب خاوری علم كوه، بندرانزلی و تكاب آذربایجان نیاز به بازنگری دارند. گفتنی است كه در بیشتر نواحی یاد شده، به ویژه ذخایر بزرگ چادرملو و چُغارت، پیدایش آهن به طور عمده نتیجه متاسوماتیسم آتشفشانی‌های پركامبرین توسط یك ماگمای گرانیتی دانسته شده است.

طلا: با ارزش‌ترین معدن طلای ایران در پی ‌سنگ پركامبرین منطقه موته (جنوب خاوری گلپایگان) است. در این معدن، طلا به صورت آغشتگی با پیریت است و هیچ‎گاه طلا به تنهایی دیده نشده است. به ظاهر طلا به دلیل وزن مخصوص زیاد در قسمت‌های پایین ماگما متمركز شده ولی پیریت‌های آغشته به طلا، همراه با محلول‌های گرمابی، به سطح زمین رسیده‌اند. جدا از معادن موته (چاه خاتون، سنجده، دره اشكی، چاه‌باغ، چاه علامه، تنگ زر و …) در مناطق ماسوله، تكاب، شاهین‌دژ، بایچه – بولاغ نیز نشانه‌هایی از طلا به سن پركامبرین گزارش شده كه نیاز به بازنگری دارد.

سرب و روی: در منطقه بافق، كانسار‌های متعددی از سرب و روی، به ویژه در سنگ‌های پركامبرین پسین (سری ریزو) وجود دارد. معدن كوشك بزرگ‎ترین كانسار سرب و روی پركامبرین ایران مركزی است. در این معدن،كانه اصلی گالن است كه به صورت لایه‌ای و عدسی شكل در لابلای سنگ‌های آتشفشانی، به ویژه رسوبات شیلی كربن‌دار قرار دارد. افزون بر آن، در ناحیه زریگان، دوزخ دره، كاشمر، اردكان یزد، اردستان نایین ذخایر متوسطی از سرب و روی در مجموعه‌های پركامبرین پسین وجود دارد. در معدن سرب و روی انگوران، به عنوان یكی از غنی‌ترین انباشته‌های سرب و روی ایران، ماده معدنی به صورت اكسیدی و سولفیدی و به شكل نواری است. اگرچه این كانسار به سن پركامبرین دانسته شده، ولی سن پالئوزوییك همچنان محتمل است.

اورانیم: در ناحیه ساغند، اورانیم در مجموعه‌ای از سنگ‌های آذرآواری زیر دریایی قرار دارد كه در فاصله چینه‌نگاشتی بین سازند تاشك (سازند ناتك) و سری ریزو قرار دارد. سامانی (1367) به این مجموعه كافتی، سازند ساغند نام داده است. در این ناحیه، ماگماتیسم قلیایی باعث متاسوماتیسم سازند ساغند و كانی‌سازی از نوع اورانیم، توریم، مولیبدن، وانادیم، سریم و لانتان شده است .

فسفات: در ناحیه اسفوردی (شمال بافق) مجموعه‌ای از سنگ‌های آتشفشانی وجود دارد كه شیل، دولومیت و ‌ماسه‎سنگ‎های سری ریزو را بریده‌اند. آتشفشانی‌های مذكور، بیشتر از نوع ریولیت‌های دگرسان شده و دایك‌های دیابازی حاوی آپاتیت به همراه هماتیت و مگنتیت هستند. همین آپاتیت‌ها و آپاتیت‌های مشابه هستند كه ذخایر فسفات آذرین ایران مركزی (اسفوردی – گزستان و 000) را به وجود آورده‌اند. آپاتیت‎های یافت شده در این ذخایر (به ویژه در اسفوردی) دارای مقادیر قابل توجهی عناصر خاكی كمیاب (REE) هستند كه اهمیت قابل توجهی به این كانسارها می‎دهد.