مطالبی جامع در مورد سنگ شناسی پركامبرين در ايران
مطالبی جامع در مورد سنگ شناسی پركامبرين در ايران
فهرست مطالب:
1) سنگ های اقیانوسی ، قاره ای و ماگمایی در پرکامبرین
2) سنگهاي دگرگوني پركامبرين و پراكندگي جغرافيايي آنها
1-2) پركامبرين در ايران مركزي
2-2) پركامبرين در سنندج – سيرجان
3-2) پركامبرين در البرز
4-2) پركامبرين در زاگرس
3) سنگهاي نادگرگوني پركامبرين
4) رسوبهاي كنار قارهاي پركامبرين (پركامبرين پسين)
5) رسوبهاي دريايي نادگرگوني پركامبرين
پركامبرين در ايران
پركامبرين نخستين ائون زمينشناسي است و از نظر تاريخ كره زمين، پيش از دوره كامبرين قرار دارد. جداي از پركامبرين، واژههاي حيات اوليه ، بي حيات ، آغاز حيات ، قديميترين حيات ، حيات ناشناخته ، حيات پنهان نامهاي ديگري است كه به اين ائون دادهاند كه از ميان آنها آركئوزوييك براي بخش قديمي و پروتروزوييك براي بخش جديدتر قابل قبولتر است. مرز زيرين پركامبرين بايد همزمان با پيدايش زمين (4600 ميليون سال) باشد. ولي، با توجه به اين كه از 700 ميليون سال اوليه تاريخ زمين اطلاعي در دست نيست، به طور معمول آغاز آركئوزوييك را ميتوان 3800 ميليون سال پيش دانست كه معادل هفت هشتم طول تاريخ زمين است. در مورد مرز بالاي پركامبرين نيز اتفاق نظر وجود ندارد. ديرينهشناسان پيدايش نخستين جنس از تريلوبيت اولنلوس را پايان پركامبرين و آغاز كامبرين دانستهاند. در نمودارهاي تهيه شده توسط مجامع بينالمللي، مرز بالاي پركامبرين با سن 570 ميليون سال مشخص ميشود، ولي در آخرين نمودار تهيه شده توسط IUGS و يونسكو عدد 540 ميليون سال را پذيرفتهاند.
مقدمه
يكي از رويدادهاي زمينساختي عمده و سرنوشتساز ايران، حركتهاي كوهزايي است كه با رخداد كاتانگايي در قاره گندوانا و يا رخداد بايكالي3 در قاره اوراسيا قابل قياس است. سنسنجي سنگهاي پركامبرين ايران به روش پرتوسنجي، به ويژه شواهد سنگي و حتي زيستي گوياي آن است كه كوهزايي ياد شده (كاتانگايي) در زمان پروتروزوييك پسين و به احتمالي در فاصله زماني دو آشكوب ريفئن4 و وندين5 روي داده است. پيامدهاي كوهزايي وابسته به اين رويداد سبب شده تا بتوان همه سنگهاي پركامبرين ايران را به دو گروه بزرگ تقسيم كرد. گروه نخست مجموعههاي دگرگون و دگرشكل اند كه به طور عموم از آنها به عنوان پيسنگ پركامبرين6 ايران ياد ميشود و در زير ناپيوستگي كاتانگايي قرار دارند. گروه دوم بيشتر رديفهاي كنار قارهاي هستند كه پس از رخداد كاتانگايي انباشته شده و سنگهاي پركامبرين پسين7 نام دارند. سنگهاي قديميتر از پركامبرين پسين ايران، به لحاظ نبود و يا كمبود آثار حياتي قابل استناد و به ويژه تأثير فرآيندهاي دگرگوني و دگر شكلي، با ابهام توصيف شدهاند. به گونهاي كه مقايسه و همارزي آنها در نقاط مختلف دشوار است. با اين حال، در نقاطي كه تأثير فرآيندهاي كوهزايي كمتر بوده، نتايج پرتوسنجي سنگها، نشانگر سن 600 تا 1000 ميليون سال است. با استناد به نتايج پرتوسنجي ميتوان نتيجه گرفت كه بخش درخور توجهي از پيسنگ پركامبرين ايران، سن نوپروتروزوييك دارد. به گفته ديگر، وجود هستههاي قديمي آركئن در ايران، پرسشآميز است. در بيشتر ايران، سنگهاي پركامبرين متشكل از سنگهاي رسوبي – آذرين دگرگون شده و يا نادگرگوني با خاستگاه قارهاي است. پژوهشهاي زمينشناسي انجام شده در ناحيه انارك نشان ميدهد كه در اين ناحيه و شايد در بعضي نقاط ديگر، مجموعههاي افيوليتي با خاستگاه اقيانوسي وجود دارد كه ممكن است به سن پركامبرين باشند. افزون بر دو نوع پوسته قارهاي و اقيانوسي، ميتوان تودههاي نفوذي آذرين و هم رديفهاي خروجي آنها را كه همزمان با سخت شدن پيسنگ و يا پس از آن شكل گرفتهاند، نوع سوم سنگهاي پركامبرين ايران دانست.
بدينسان ميتوان سنگهاي پركامبرين ايران را به سه دسته بزرگ زير، با سه خاستگاه متفاوت تقسيم كرد (هوشمندزاده و همكاران، 1368( :
1) پوستههاي اقيانوسي
2) پوستههاي قارهاي كه ممكن است دگرگون (قديمي) و يا نادگرگون (جديدتر) باشد.
3) سنگهاي ماگمايي دروني و بيروني.
پوستههاي اقيانوسي پركامبرين
در ناحيه انارك – جندق، حدود 7000 متر، از سنگهاي پريدوتيتي (هارزبورژيت و كمي لرزوليت)، گابرو، دياباز، بازالت، شيل، سنگآهكهاي پلاژيك و چرتهاي نواري وجود دارد كه به دليل قرارگيري در زير سنگهاي پركامبرين پيشين (مرمرهاي لاك) به سن نوپروتروزوييك (آشكوب وندين) دانسته شدهاند. هوشمندزاده و همكاران (1368)، اين رديف سنگي را (از پايين به بالا) مشتمل بر چهار واحد زير ميدانند.
1)سنگهاي پريدوتيتي همراه با تودههاي پراكنده گابرو، دياباز و پلاژيوگرانيت،
2) رسوبهاي پلاژيك (شيل، چرت، سنگآهك نازك لايه سياهرنگ) با همراهاني از پريدوتيت و بازالت،
3) بازالت، توف، برشهاي بازالتي با ميانلايههايي از رسوبهاي پلاژيك،
4)رسوبهاي پلاژيك، مانند شيل، چرت و كربناتهاي تيرهرنگ،
اين مجموعه يك بار در رخسارهگلوكوفان – ولاستونيت و در رويدادهاي بعدي در رخسارههاي آمفيبوليت تا شيست سبز دگرگون شده است.
داودزاده و لنچ (1981)، مجموعههاي افيوليتي انارك را بقاياي تتيس كهن، به سن كربنيفر و ادامه افيوليتهاي هرات ميدانند كه در اثر چرخش خردقاره ايران مركزي به ناحيه انارك نقل مكان كردهاند، ولي، الماسيان (1997)، اين مجموعه افيوليتي را قديميتر از دگرگونيهاي انارك و به سن قبل از نوپروتروزوييك ميداند. كه در ارتباط با نواحي پشت كمان اقيانوسي است. هوشمندزاده اين افيوليتها را مربوط به يك اشتقاق درون قارهاي ميداند كه از انارك تا بيابانك – بافق دو صفحه قارهاي را از يكديگر جدا ميكرده است. اگرچه تاكنون، پيسنگ افيوليتي پركامبرين ايران تنها از انارك – جندق گزارش شده است ولي وجود چنين پوستههايي در نقاطي از زون سنندج – سيرجان همچنان محتمل است
پوستههاي قارهاي پركامبرين
بيشتر سنگهاي پركامبرين ايران، خاستگاه قارهاي دارند كه از هوازدگي و فرسايش سنگهاي ماگمايي و دگرگوني قديمي و در رژيمي كم و بيش آواري تشكيل شدهاند. به دليل داشتن خاستگاه و شرايط رسوبي يكسان، سنگهاي قارهاي پركامبرين بايد سنگ رخسارهاي به تقريب مشابه داشته باشند، ولي دگرگوني و دگرساني شديد بعدي، سبب شده تا سنگهاي قارهاي پركامبرين ايران را بتوان به دو دسته بزرگ سنگهاي دگرگوني و سنگهاي نادگرگوني تقسيم كرد.
سنگهاي دگرگوني پركامبرين
تا اين اواخر، همه سنگهاي دگرگوني ايران را به سن پركامبرين ميدانستند، چرا كه اين سنگها از نظر درجه و رخساره دگرگوني، با سنگهاي نادگرگوني پالئوزوييك شناخته شده ايران، تفاوت داشتند. ولي، امروزه پذيرفته شده كه بسياري از دگرگونيهاي منسوب به پركامبرين، به واقع سنگهاي جوانتري (از پركامبرين) هستند كه در زمانهاي بعد از پركامبرين تغيير شكل و جنس دادهاند (هوشمندزاده و همكاران،1368 )
فرآيندهاي دگرگوني تحميل شده بر سنگهاي قارهاي پركامبرين ايران چندزادي است و در همه جا اثر يكسان ندارد. به طوري كه از نظر رخساره دگرگوني، ميتوان اين سنگها را به دو گروه جدا تقسيم كرد.
گروه نخست، انواعي از آمفيبوليت، گنايس، شيست و سنگ مرمر هستند كه نشانگر دگرگوني از نوع فشار زياد و دماي كم هستند. گروه دوم كه در جايگاه چينهشناختي بالاتري قرار دارند، از نوع فيليت، اسليت، شيست و نشانگر رخساره دگرگوني از نوع دماي زياد و فشار كم ميباشند.
با وجود تأثير دگرگوني شديد و مكرر، بررسي سنگشناسي و محيط رسوبي پوسته قارهاي دگرگون شده پركامبرين ايران نشانگر آن است كه اين سنگها در اصل سنگهاي رسوبي مختلفي بودهاند كه گاه در بين آنها سنگهاي آذرين خروجي نيز جاي گرفته است. وجود شيست، مرمرهاي دولوميتي و آهكي و وجود برخي از گريوكهاي دگرگون شده، نشانگر آن است كه اين سنگها در محيطهاي كم ژرفاي دريا تشكيل شدهاند. افزايش ناگهاني ژرفاي حوضه موجب انباشت رخسارههاي ژرفتر شده كه با گريوكهاي بسيار دانهريز آغاز و سپس تبديل به رسوبات پليتي ميشود كه در بخش بالايي آن، همراهاني از سنگهاي آتشفشاني اسيد وجود دارد. سنگشناسي ياد شده، نشانگر افزايش تدريجي ژرفاي حوضه است. به همين دليل در ناحيه كرمان، واحد سنگچينهاي مُراد (سري مُراد) حاوي جلبك و راديولرهاي نواحي ژرف و حاكي از ژرفاي محلي حوضههاي رسوبي پركامبرين است. گفتني است كه يكنواختي تركيب ميتواند به شرايط يكسان رسوبي اشاره داشته باشد.
پراكندگي جغرافيايي سنگهاي دگرگوني پركامبرين
بخش بزرگي از دگرگونيهاي ايران مركزي، پوستههاي قارهاي پركامبرين هستند كه هم در زمان پيش از پركامبرين پسين و هم در زمانهاي بعد دگرگون شدهاند. اگرچه برخي از دگرگونيهاي درجه بالا در كوههاي البرز، (شيستهاي گرگان، مجموعه اسالم - شاندرمن) را به پركامبرين نسبت دادهاند اما، به نظر ميرسد كه كهنترين سنگهاي البرز رديفهاي شيلي، توفي، ماسهسنگي سبز رنگ « سازند كهر » با سن نوپروتروزوييك است و چندان هم دگرگوني نيست. در كوههاي زاگرس، پيسنگ پركامبرين رخنمون ندارد. ولي، وجود يك پيسنگ دگرگوني در اين كوهها حتمي است. نواحي ساغند، پشتبادام، باختر زنجان، تكاب، اروميه، مهاباد، مريوان، جندق، فردوس، ترود، اسفندقه، حاجيآباد، گلپايگان بخشهايي از ايران مركزي هستند كه دگرگونيهاي پركامبرين گزارش شده است، در حالي كه در بسياري از حالات، نه سنگ و نه فرآيند دگرگوني، به سن پركامبرين نيست. از بين نواحي ياد شده به دگرگونيهاي چند ناحيه زير اشاره ميشود.
پركامبرين در ايران مركزي :
توالي ستبري (حدود دههزار متر) از سنگهاي دگرگوني درجه بالا و يا كم دگرگوني وجود دارد كه حقيپور (1974)، با توجه به فرآيندهاي دگرگوني، سنگ رخساره و همچنين جايگاه چينــهشناسي، آنها را به چهار واحد سنگچينــهاي به نامهاي " سريهاي اوليــه" ، " مجموعه چاپـدوني"، " مجموعه بُنهشورو" ، "سازند تاشك " تقسيم كرده است.
1) واحد موسوم به « سريهاي اوليه» برونزد ندارد. ولي، وجود برخي قطعات سنگي و كانيهاي دگرگوني، در رديفهاي جوانتر، حاكي از يك مجموعه دگرگونه قديمي دانسته شده كه خاستگاه ماگمايي و يا سنگهاي دگرگوني داشتهاند.
2) مجموعه چاپدوني: به دليل داشتن بيشترين درجه دگرگوني، كهنترين سنگهاي پركامبرين ناحيه ساغند – پشتبادام دانسته شده است. ستبراي اين واحد حدود چهارهزار متر برآورد شده كه بيشتر آن گنيس است. تمام مجموعه حالت ميگماتيتي داشته و مقدار درخور توجهي گرانيت آناتكسي به همراه دارد. حفظ بقاياي لايهبندي، وجود ميانلايههاي مرمر و كانيهاي تخريبي سبب شده تا خاستگاه اوليه دگرگونيهاي چاپدوني، آواري – آتشفشاني دانسته شود.
3) مجموعه بُنهشورو: با ستبراي 2000 متر شامل تناوبي از شيست، آمفيبوليت، گنيس، كمي سنگهاي كوارتزي و به ندرت مرمر است. فراواني آمفيبوليت از ويژگيهاي اين مجموعه است. درجه دگرگوني بُنهشورو خفيفتر از مجموعه چاپدوني و لذا جوانتر از آن است، وجود دگرشيبي و افقهاي كنگلومرايي در حد فاصل مجموعه چاپدوني در زير و مجموعه بنهشورو در بالا مؤيد اين نظر است. گفتني است كه مرز بالاي مجموعه بُنهشورو با يك افق شاخص از مرمر دولوميتي همراه با كمي شيست و گنيس مشخص شده است. ولي، حمدي (1374) بر اين باور است كه اين مرمرها داراي سنگواره كامبرين پيشين (آشكوب آتابانين) است.
4) سازند تاشك : كه به طور ناپيوسته و با حضور يك افق كنگلومرايي بر روي مجموعه بُنه شورو قرار دارد شامل حدود 2000 متر پليتهاي همگن، گريوك دانهريز و ماسهسنگ آركوزي است كه در اثر دگرگوني به شيست، فيليت، اسليت، ميكا شيست و متاگريوك تبديل شدهاند. تفاوت رخساره دگرگوني سبب شده تا اين سازند (تاشك) به دو بخش تقسيم شود. بخش زيرين (تاشك) بيشتر گريوكي با رخساره آمفيبوليت تا شيست است. بخش بالايي (تاشك 2) منشأ پليتي و درجه پايين رخساره شيست سبز دارد. تاشك 2، با سازندهاي كهر، كلمرد، تكنار و سري مراد همارز و قابل قياس است. در خاور ايران مركزي، تاشك بالايي، با دگرشيبي زاويهاي مشخص، به وسيله سنگهاي پركامبرين پسين (سازند ساغند – سري ريزو) پوشيده شده است كه نشانگر عملكرد فاز كوهزايي كاتانگايي (مُرادين) است.
ديگر واحدها :جدا از واحدهاي ياد شده، در ناحيه ساغند – پشتبادام، واحدهاي سنگچينهاي « مجمــوعــه پشتبادام »، « مجموعه تفكيك نشده » و « مجموعه سركوه » به سن پركامبرين گزارش شدهاند (حقيپور، 1974(
مجموعه پشتبادام : تودههاي گرانيتي متعدد دارد و شامل دو بخش سنگهاي دگرگوني درجه بالا (آمفيبوليت، ميگماتيت، پيروكسنيت …)، و دگرگونيهاي ضعيف (فيليت، كربناتهاي متبلور و 000) است. داشتن همراهاني از سنگهاي پالئوزوييك سبب شده تا حقيپور اين مجموعه را به سن پركامبرين - پالئوزوييك بداند، در حالي كه هوشمندزاده (1368) به سن پالئوزوييك و مزوزوييك باور دارد و تفاوت در دگرگوني را نتيجه تودههاي گرانيتي ميداند كه گاه اثر بيشتر و در بعضي نقاط، اثر كمتري داشتهاند.
مجموعه سركوه : از نوع ميكا شيستهاي حاوي كيانيت، سيليمانيت، گارنت، آندالوزيت است كه به طور محلي، مقاديري مرمر و چند بين لايه آمفيبوليتي و سنگهاي اسكاپوليتي دارد. در اين مجموعه، نفوذيهايي از نوع اسيد، دايكهاي قليايي و گاهي رگههاي پگماتيتي ديده ميشود. پايين بودن درجه و رخساره دگرگوني مجموعه سركوه، سبب شده تا هوشمندزاده (1368) نسبت به قديمي بودن آن ترديد داشته باشد. از سوي ديگر در تناوبهاي مرمري اين مجموعه، جلبكهايي پيدا شده كه ممكن است سن پالئوزوييك داشته باشند. گفتني است كه سن پرتوسنجي اين شيستها، 180 ميليون سال (ژوراسيك) گزارش شده است.
يادداشت: وجود كانيهاي گروه اورانيم در ناحيه ساغند سبب شده تا پيسنگ پركامبرين ناحيه توسط گروه مشترك سازمان انرژي اتمي و كارشناسان چيني، با استفاده از روشهاي نوين راديوايزوتوپي و ژئوفيزيكي بررسي و از پيسنگ پركامبرين ايران مركزي ديدگاه نويني ارائه شود. بنا به نوشته آقا ابراهيمي ساماني (1367) كهنترين واحد رخنمون شده در ايران مركزي، انباشتههاي فليشي - تخريبي، با رخساره شيب قارهاي، به نام « سازند ناتك » است كه سن پرتوسنجي 750 تا 874 ميليون سال دارد. سازند ناتك، با دگرشيبي زاويهدار، در زير سنگهايي با رخساره كافت قارهاي قرار دارد كه ميزبان كانسارهاي عمده آهن، آپاتيت، مواد پرتوزا و عناصر خاكي كمياب است و به نام « سازند ساغند » نامگذاري شده است. سازند ساغند، با ستبرايي از 1200 تا 1500 متر، داراي ماگماتيسم با سرشت دوگانه، رسوبات گرمابي، سنگهاي آواري، آذرآواري و شيميايي – رسوبي بوده و قابل تقسيم به 5 عضو جداگانه است كه سن آنها در محدوده زماني بين 780 تا 583 ميليون سال است. سازند ساغند در زير لايههايي قرار دارد كه رخساره كافتي دارد و هم ارز سازندهاي ريزو، دسو و سلطانيه است. ساماني و همكاران (1367)، بر اين باورند كه كمپلكسهاي دگرگوني (چاپدوني، بُنهشورو و سازند تاشك) همان طبقات سازند ناتك است كه در زمان مزوزوييك و سنوزوييك دگرگون شده و ماگماتيسم گرانيتي در آن نفوذكرده است. در ضمن ايشان، براي مجموعههاي چاپدوني، بُنــهشورو و تاشك نام « گروه تاشك » را پيشنهاد ميكنند، مشروط بر آن كه سازند تاشك به سازند ناتك تغيير نام دهد.
ساماني (1367) دگرگوني پركامبرين را منتفي دانسته و پديده دگرگوني كمپلكسهاي منطقه ساغند را محصول دگرگوني ديناموترمال كوهزايي سيمري (ma220-180)، و ميگماتيتي، گرانيتي شدن را ناشي از دگرگوني گرمايي در آغاز ترشيري (52 ميليون سال) ميداند. شايد فازهاي ديناموترمال (سيمري) و گرمايي (ترشيري) مورد سخن، همان فازهاي جوانتري باشند كه حقيپور بدانها فازهاي جوانتر از پركامبرين نام داده است.
ميگماتيتي شدن و تشكيل گرانيتهاي آناتكسي : در كمربند دگرگوني ايران مركزي، در اثر فرآيندهاي دگرگوني، دماي ناحيه به حدي رسيده كه سنگهاي اوليه مانند گريوكها، آركوزها، آتشفشانيها و حتي كربناتها ذوب و روان شده كه حاصل آن پيدايش ميگماتيت، گرانيتهاي آناتكسي و ديوريتهاي گسترده است (حقيپور، 1974). در مجموعه چاپدوني دو فاز ميگماتيتي شدن، در ارتباط با دو فاز دگرگوني، شناسايي شده است. ميگماتيتهاي فاز نخست، با دگرگوني فاز نخست پيوند دارند و بيشتر از نوع ميگماتيتهاي رگهاي همزمان با زمينساخت است. ميگماتيتهاي فاز دوم، منشاء آرنيتي دارد كه موجب تشكيل روانههاي گرانيتي شده است. ميگماتيتهاي جوانتر در ميگماتيتهاي فاز نخست نفوذ كرده و به دليل قرارگيري در برگوارگي جا به جا شده و سطوح محوري ريز چينهاي مربوط به فاز دوم دگرگوني، ميگماتيتي شدن از نوع بعد از زمينساخت است.
گفتني است كه پديده ميگماتيتي شدن و تشكيل گرانيتهاي آناتكسي، منحصر به ناحيه ساغند و پشتبادام نيست و اين پديده در نقاط ديگر ايران مانند تكاب، ترود، باختر اروميه، ازبكوه و 000 نيز همچنان گزارش شده است.
در ناحيه ترود، دگرگونيهاي منسوب به پركامبرين، بيشتر از نوع گنيس، آمفيبوليت و شيستهاي گارنت و هورنبلنددار است كه از نظر شدت دگرگوني، بالاترين رخساره آمفيبوليت را دارند. به همينرو، تفريق دگرگوني پيشرفت چشمگير دارد و حاصل آن، ايجاد بافت چشمي و سيماي نوار مانند تاريك و روشن در گنيسها است. اين مجموعه كه ريخت گنبدي دارد، به طور دگرشيب توسط رسوبهاي كم دگرگوني ترياس – ژوراسيك (گروه شمشك)، پوشيده شده است. تفاوت سنگشناسي و همچنين اختلاف ناگهاني و شديد نوع و درجه دگرگوني سبب شده تا هوشمندزاده و همكاران (1357) دگرگونيهاي درجه بالا را به پركامبرين نسبت دهند. هرچند كه پديده دگرگوني ممكن است مربوط به رخداد ترياس پسين باشد.
در ناحيه انارك، از شمال نا يين تا حوالي ساغند – پشتبادام، يك مجموعه شيستي تيره رنگ برونزد دارد كه همراهاني از فيليتهاي گرافيتي، كوارتزيت، سنگ آهكهاي متبلور، كلريت اپيدوت شيست، ميكا شيست و اپيگنيس دارد. اين مجموعه را اشتال (1911) به سن آركئن دانسته است. داودزاده و همكاران (1969) ضمن اعتقاد به سن پركامبرين به اين مجموعه « دگرگونيهاي انارك» گفتهاند. بر اساس كار زمينشناسان شركت تكنواسپورت، در ناحيه انارك اين مجموعه شامل 5 كمپلكس چاهگربه، مرغاب، پتيار، محمدآباد و دوشاخ است. ولي در ناحيه خور، 5 كمپلكس چاهگربه، پتيار، كبودان، دوشاخ و پشتبادام سازندگان دگرگونيهاي انارك است. الماسيان (1997)، شيستهاي انارك را به شرح زير تقسيم ميكند. با توجه به جدول زير « شيستهاي انارك » به سن نوپروتروزوييك – كامبرين پيشين است كه در زمان ترياس پسين، و در اثر رويداد سيمرين پيشين، دگرگون شدهاند.
پركامبرين در سنندج – سيرجان :
زون سنندج – سيرجان به عنوان پرتكاپوترين حوضه ساختاري – رسوبي ايران، يك كافت ميانه بلوك است كه بيشتر سنگهاي آن دگرگون است. از گذشته بسياري از دگرگونيهاي موجود در مناطق سيرجان، حاجيآباد، كوليكُش، شهركرد، بويين، ازنا، گلپايگان، موته، مهاباد، مريوان، تكاب، باختر درياچه اروميه و 000 به پركامبرين نسبت ميدهندكه چكيده آن در جدول زير ارائه شده است. در خصوص پركامبرين بودن پديده دگرگوني اطمينان كافي وجود ندارد و به نظر ميرسد كه در بيشتر اين نواحي، سنگهاي آواري پركامبرين به همراه سنگهاي جوانتر، در زمانهاي پس از پركامبرين به ويژه ترياس پسين و در اثر رويداد كوهزايي سيمرين پيشين دگرگون شدهاند.
پركامبرين در البرز :
دگرگونيهاي منسوب به پركامبرين كوههاي البرز، تنها در دامنه شمالي اين كوهها برونزد دارند كه از آن جمله ميتوان به شيستهاي گرگان، دگرگونيهاي اسالم – شاندرمن در جنوب باختري انزلي و دگرگونيهاي علمكوه (باختر كلاردشت) اشاره كرد. بر خلاف گزارشهاي متعدد موجود، پركامبرين بودن سنگهاي دگرگوني نواحي ياد شده چندان محرز نيست و به نظر ميرسد كه در فرآيند دگرگوني اين نواحي زمينساخت برخوردي صفحههاي ايران و توران، در زمان ترياس پسين و يا دگرگوني همبري (در ناحيه عَلَمكوه) نقش اساسي داشتهاند كه موارد زير از آن جمله است.
در ناحيه گرگان (شيستهاي گرگان)، از حوالي گرگان تا حدود 120 كيلومتري باختر اين شهرستان (جنوب خاوري نكا) تناوبي از سنگهاي آتشفشاني بازيك دگرگون شده، كوارتزيت، كوارتزويك و به ويژه شيستهاي تيره رنگ، برونزد دارد كه مرز شمالي آن محدود به گسل خزر و در جنوب به وسيله همبري گسل بر روي سنگهاي پالئوزوييك بالايي رانده شده است كه بخش قابل رؤيت آنها، حدود 1000 متر ستبرا دارد. گانسر (1951)، اشتوكلين (1968)، و 000 زمينشناساني هستند كه به طور استنباطي، شيستهاي گرگان را پيسنگ پركامبرين كوههاي البرز دانستهاند. ژني a)1977) ضمن مقايسه شيستهاي گرگان با مجموعه بُنهشورو با ارائه دلايل زير، شيستهاي گرگان را به سن پركامبرين دانسته است:
1) سن پرتوسنجي، كه در حدود 300 ± 1278 تا 100 ± 985 ميليون سال برآورده شده است،
2) پوشيده شدن شيستهاي گـــرگان با تنـــاوبي از كراتوفيـــر، شيست آرنيتـي و كوارتز آرنيت، به نـام سازند محمدآباد ، كه به باور ژني قابل قياس با سنگهاي آتشفشاني وابسته به كوهزايي پركامبرين پسين (سازند قرهداش) است.
3) پوشيده شدن شيستهاي گرگان با تناوبي در حدود 120 متر ماسهسنگ سُرخ با يك افق كوارتزي سفيد رنگ در بالا كه قابل قياس با سازند لالون (كامبرين پيشين) دانسته شده است. ولي
هوشمندزاده و همكاران (1367) قديمي بودن شيستهاي گرگان را مردود دانسته و با توجه به فرآيندهاي دگرگوني تدريجي از رخساره شيست سبز (شيستهاي گرگان) تا رخساره پرهنيت – پمپليييت سازند محمدآباد و سازند لالون، تمام اين مجموعه را متعلق به اواخر پركامبرين تا ميانه پالئوزوييك ميدانند.
حمدي (1374) با پيدا كردن فسيلهاي پالئوزوييك، شيستهاي گرگان را به سن پالئوزوييك (اوردويسين، دونين، كربنيفر) ميداند.
علوي (1991) شيستهاي گرگان را شامل بخشهايي از سنگهاي ماگمايي اردويسين – دونين و توالي سكوي دونين – ترياس مياني ميداند كه در ترياس پسين و در اثر برخورد صفحه ايران و توران به شدت دگرشكل و دگرگون شده است.
افتخارنژاد و بهروزي (1370) مجموعه شيستهاي گرگان را با منشورهاي برافزاينده بقاياي تتيس كهن مشهد قابل قياس و به سن پرمين دانسته و عامل دگرگوني را با رويداد سيمرين پيشين وابسته ميداند.
ولايتي (1381)، بر پايه هاگهاي شبه قارچ، شيستهاي گرگان را به سن ترشيري ميداند.
به نظر ميرسدكه شيستهاي گرگان يك واحد سنگچينهاي در مرتبه سازند نيست، بلكه اين انباشتهها، مجموعه درهمي از اوليستوليتهاي گوناگون به سنها و جنسهاي متفاوت است كه به لحاظ قرار گيري اتفاقي در محل زميندرز تتيس كهن، با يكديگر مخلوط شدهاند.
در ناحيه علمكوه يك مجموعه دگرگوني به نام سازند بَرير (بارير) متشكل از اسليت، كوارتزيت، تالك شيست، مرمر و 000 گزارش شده كه با كمپلكس ضخيم مرمري، توفهاي دگرگوني، هورنفلسهاي بازيك، تالك شيست و سنگهاي سيليسي آهكي پيوند پيچيده و نامشخص دارند. در 1962، گانسر و هوبر، اين مجموعه دگرگوني را به سن پركامبرين دانستند. ولي، بررسيهاي بعدي نشان داد كه دگرگونيهاي عَلَمكوه داراي سنگوارههاي پالئوزوييك و مزوزوييك هستند كه در اثر فرآيند همبري مجاورتي ناشي از تزريق گرانيت عَلَمكوه به سن حدود 5 ميليون سال، دگرگون شدهاند.
در جنوب باختري انزلي در نواحي اسالم و شاندرمن، يك مجموعه دگرگوني شامل ميكاشيست (حاوي اكتينوليت، گارنت، زويسيت و مسكوويت)، گنيس دانهريز و آمفيبوليت به نام كمپلكس اسالم – شاندرمن برونزد دارد كه در زونهاي گسليده بُرشهايي عدسي مانند از سنگهاي اولترابازيك دارد. كلارك و همكاران (1975) اين دگرگونيها را يك فرازمين كهن پركامبرين دانستهاند كه به طور دگرشيب با سنگهاي ژوراسيك پوشيده شده است. ولي افتخارنژاد (1371)، علوي (1991)، اين مجموعه را نوعي پوسته اقيانوسي وابسته به تتيس كهن و به سن پرمين ميدانند كه در طول كوهزايي سيمرين پيشين، بر روي حاشيه غيرفعال قارهاي البرز، فرارانش كرده است.
يادداشت: با آنچه گفته شد، دگرگونيهاي درجه بالا به سن پركامبرين در البرز برونزد ندارند. به نظر ميرسد كه كهنترين سنگهاي پركامبرين البرز « سازند كهر » است كه حاوي آكريتاركهاي پروتروزوييك پسين است.
پركامبرين در زاگرس :
پيسنگ پركامبرين زاگرس در هيچ نقطهاي رخنمون ندارد ولي، با توجه به اندازهگيريهاي مغناطيس هوايي، گرانيسنجي و بررسيهاي چينهشناختي، اين باور وجود دارد كه پيسنگ زاگرس دنباله شمال – شمال خاوري سپر عربي – نوبي است كه از شمال خاور آفريقا تا عربستان و حتي تا حوضه زاگرس ادامه دارد. اطلاعات ژئوفيزيكي نشان ميدهد كه در فروافتادگي دزفول، سطح پيسنگ در عمق 15 كيلومتري زير سطح درياي آزاد است. در ناحيه لرستان اين سطح در ژرفاي 6 كيلومتر از سطح دريا قرار دارد ولي به سمت راندگي اصلي زاگرس، سطح پيسنگ به سرعت بالا ميآيد. بر اساس اندازهگيريهاي گرانيسنجي، در فارس داخلي قاعده پيسنگ در ژرفاي 35 كيلومتر و در كوه دينار – زردكوه در ژرفاي 55 كيلومتر است. تلفيق نتايج مغناطيس هوايي و گرانيسنجي گوياي آن است كه ضخامت پيسنگ زاگرس در حدود 25 تا 50 كيلومتر است، (مطيعي، 1372(
سنگهاي نادگرگوني پركامبرين
سنگهاي نادگرگوني پركامبرين ايران در شرايط رسوبي نابرابر تشكيل شدهاند و به همينرو ميتوان آنها را به دو گروه بزرگ تقسيم كرد.
گروه نخست، كهنتر بوده و بيشتر از نوع نهشتههاي دريايي است كه با ستبراي زياد و يكنواختي تركيب در بيشتر نواحي ايران رخنمون دارند.
گروه دوم، كه جوانتر و در بالا است، از رسوبهاي بر قارهاي تشكيل شده كه گاهي به انواع تبخيري تبديل ميشود و در مقايسه با گروه نخست، ستبراي كمتري دارند. عامل اساسي در تفاوت شرايط رسوبگذاري در مجموعة نادگرگوني پركامبرين ايران همان رويداد زمينساختي كاتانگايي است كه ضمن چين دادن سنگهاي بخش زيرين و تكاپوهاي ماگمايي اسيد، سبب شده تا شرايط دريايي به شرايط نزديك قارهاي تبديل شود.
رسوبهاي دريايي نادگرگوني پركامبرين :
از نگاه تركيب، رسوبهاي دريايي نادگرگوني ايران بسيار يكنواخت بوده و گسترش بسيار زيادي دارند. اين سنگها شامل رديفي از سنگهاي انباشته شده در آبهاي كم ژرفا، مانند توفهاي شيلي، سيلت سنگ و ماسهسنگ است كه بين لايههايي از آذرآواري، گدازه اسيد و يا لايههاي دولوميتي دارند. رنگ متمايل به سبز در آنها عموميت دارد و به واقع از ويژگيهاي آنها است. با وجود تشابه بسيار زياد سنگ رخساره و رنگ، به اين سنگها در نواحي گوناگون، اسامي متفاوت داده شده است.
جدول زير معرف واحدهاي سنگچينهاي مورد سخن است كه به خوبي با يكديگر هم ارز و قابل قياساند.
گفتني است كه:
1) دگرشيبي مرز بالاي رسوبهاي دريايي نشانگر عملكرد رخداد كاتانگايي است ولي اين رويداد در همه جا شدت يكسان نداشته به همين رو در البرز مركزي – آذربايجان سنگهاي پركامبرين پسين به ظاهر به طور همشيب بر روي سازند كهر ديده شده است، ولي يك تغيير ناگهاني سنگشناسي در فصل مشترك آنها وجود دارد.
2) اگرچه رسوبهاي نادگرگوني ياد شده متعلق به محيطهاي دريايي دانسته شدهاند، ولي ساختهاي استروماتوليتي و رسوبي گوناگون (برشهاي دولوميتي، افقهاي هوازده، خاكهاي قديمي) نشان ميدهد كه بيشتر اين نهشتهها در محيطهاي كشندي انباشته شدهاند. لاسمي (1370) بر اين باور است كه بخش زيرين سازند كهر، به گمان قوي، نشانگر رخسارههاي درون كراتون است ولي بخش مياني و بالايي اين سازند، بيشتر، دربرگيرندة رخسارههاي سيليسي آواري محيط قارهاي (رودخانة ماندري) و حدواسط (دلتايي) و به مقدار كم تر رخسارههاي كربناتي سكويي است كه همراه با سنگهاي آذرين و توف نهشته شدهاند و به همينرو دريايي دانستن نهشتههاي كهر نياز به شواهد بيشتر دارد. در هر حال، در ناحية كرمان، « سري مراد » داراي جلبك و راديولرهاي نواحي ژرف دريا است و نشان ميدهد كه به طور محلي، حوضة رسوبي پركامبرين ژرفاي بيشتر داشته است.
3) وجود نشانههايي از آكريتارك در تناوبهاي شيلي و استروماتوليت در واحدهاي كربناتي سازند كهر سبب شده تا زگر (1977) و حمدي (1374)، سازند كهر را به سن ريفئن بدانند، ولي سن وندين را براي بخشي از لايههاي بالايي آن محتمل ميدانند.
4) وجود دو جنس(Spumellaria و Laminarites از خانوادة راديولاريا) و همچنين جنسهاي ميكروسكوپي از نوع Lophododioerodium و آثار كرم مانند Sabellarifex در سري مراد، سبب شده تا به اين نهشتهها سن پركامبرين داده شود (هوكريده، 1962). ولي حمدي (1374) گاهي به سن اردويسين و گاهي به كامبرين پيشين (توماتين) باور دارد.
5) سازند كلمرد سنگواره ندارد. ولي چينخوردگي شديد، شباهتهاي زياد سنگشناختي، جايگاه چينهشناسي و ديگر ويژگيهاي فيزيكي سبب شده تا اين سازند با رديفهاي دريايي نا دگرگوني ديگر نواحي ايران (كهر، مراد و 000) قياس و به سن پركامبرين دانسته شود. ولي حمدي (1374) پـــارهاي ساختهــاي فرسايشي را نتيجة فعاليت جنس Monomorphichnus sp, Cylindrichous sp و Oldhamia antigua دانسته و سازند كلمرد را به ديرينگي كامبرين پيشين ميداند، در حالي كه هيچيك از ويژگيهاي سازند كلمرد با رديفهاي كامبرين شناخته شدة ايران شباهت ندارد.
6) در ناحية شيرگشت (شمال طبس)، حالت استثنايي از سنگهاي دريايي كم دگرگون شدة پركامبرين گزارش شده كه متشكل از رديف يكنواختي از آهكهاي سيلتي با ميانلايههايي از سيلتهاي سبز يا شيلهاي فيليتي زرد تا ارغواني است. وجود پولكهاي سريسيت در سطوح لايهبندي، ريزچين و خطوارگي در اين سنگها نشانة دگرگوني خفيف آنها است. روتنر و همكاران (1968)، به اين واحد سنگچينهاي « لايههاي شورم » نام داده و ضمن مقايسه با سري مراد و سازند كلمرد، تنها به دليل نداشتن سنگواره اين سنگها را به سن پركامبرين دانستهاند. سهندي (1368)، با توجه به شباهتهاي سنگشناختي و به ويژه وجود مقاطعي از تريلوبيتهاي كامبرين، لايههاي شورم را به حق، همارز نهشتههاي كامبرين (سازند درنجال) ميداند.
رسوبهاي كنار قارهاي پركامبرين (پركامبرين پسين) :
رسوبهاي كنار قارهاي پركامبرين ايران سنگهايي هستند كه پس از رويداد زمينساختي كاتانگايي و پيش از كامبرين تشكيل شدهاند كه بيشتر از انواع آواريهاي كم عمق، گاهي تبخيري و آتشفشاني هستند. در گذشته براي اين مجموعه، از واژة اينفراكامبرين استفاده ميشد، چرا كه اين سنگها در زير رسوبات كامبرين قرار داشتند و از سنگهاي كم دگرگوني و يا دگرگوني پركامبرين، با يك مرز ناگهاني از نظر سنگشناختي، درجة دگرگوني و تركيب سنگي جدا بودند (هوشمندزاده و همكاران، 1367) ولي، امروز اغلب از آنها با نام « سنگهاي پركامبرين پسين » ياد ميشود.