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 ‎زمین ‎ساخت 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... 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.

WWW.SMSM.IR

نوع مطلب : مهندسی معدن
نوشته شده در دوشنبه ۱۸ بهمن ۱۳۸۹ توسط SMSM |           |