یكی از رویدادهای زمین‎ساختی عمده و سرنوشت‎ساز ایران، حركت‎های كوهزایی است كه با رخداد كاتانگایی (Katangan) در قاره گندوانا و یا رخداد بایكالی (Baikalian) در قاره اوراسیا قابل قیاس است.
سن‎سنجی سنگ‎های پركامبرین ایران به روش پرتوسنجی، به ویژه شواهد سنگی و حتی زیستی گویای آن است كه كوهزایی یاد شده (كاتانگایی) در زمان پروتروزوییك پسین و به احتمالی در فاصله زمانی دو آشكوب ریفئن (Riphean) و وندین (Vendian) روی داده است. پیامدهای كوهزایی وابسته به این رویداد سبب شده تا بتوان همه سنگ‎های پركامبرین ایران را به دو گروه بزرگ تقسیم كرد. گروه نخست مجموعه‎های دگرگون و دگرشكل اند كه به طور عموم از آنها به عنوان پی‎سنگ پركامبرین (Precambrian Basement) ایران یاد می‎شود و در زیر ناپیوستگی كاتانگایی قرار دارند. گروه دوم بیشتر ردیف‎های كنار قاره‎ای هستند كه پس از رخداد كاتانگایی انباشته شده و سنگ‎های پركامبرین پسین (Late Precambrian) نام دارند.

سنگ‎های قدیمی‎تر از پركامبرین پسین ایران، به لحاظ نبود و یا كمبود آثار حیاتی قابل استناد و به ویژه تأثیر فرآیندهای دگرگونی و دگر شكلی، با ابهام توصیف شده‎اند. به گونه‎ای كه مقایسه و هم‎ارزی آنها در نقاط مختلف دشوار است. با این حال، در نقاطی كه تأثیر فرآیندهای كوهزایی كمتر بوده، نتایج پرتوسنجی سنگ‎ها، نشانگر سن 600 تا 1000 میلیون سال است. با استناد به نتایج پرتوسنجی می‎توان نتیجه گرفت كه بخش درخور توجهی از پی‎سنگ پركامبرین ایران، سن نوپروتروزوییك دارد. به گفته دیگر، وجود هسته‎های قدیمی آركئن در ایران، پرسش‎آمیز است.در بیشتر ایران، سنگ‎های پركامبرین متشكل از سنگ‎های رسوبی – آذرین دگرگون شده و یا نادگرگونی با خاستگاه قاره‎ای است. پژوهش‎های زمین‎شناسی انجام شده در ناحیه انارك نشان می‎دهد كه در این ناحیه و شاید در بعضی نقاط دیگر، مجموعه‎های افیولیتی با خاستگاه اقیانوسی وجود دارد كه ممكن است به سن پركامبرین باشند.
افزون بر دو نوع پوسته قاره‎ای و اقیانوسی، می‎توان توده‎های نفوذی آذرین و هم ردیف‎های خروجی آنها را كه هم‎زمان با سخت شدن پی‎سنگ و یا پس از آن شكل گرفته‎اند، نوع سوم سنگ‎های پركامبرین ایران دانست.

بدین‎سان می‎توان سنگ‎های پركامبرین ایران را به سه دسته بزرگ زیر، با سه خاستگاه متفاوت تقسیم كرد (هوشمندزاده و همكاران، 1368):
1- پوسته‎های اقیانوسی
2- پوسته‎های قاره‎ای كه ممكن است دگرگون (قدیمی) و یا نادگرگون (جدیدتر) باشد.
3- سنگ‎های ماگمایی درونی و بیرونی.
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.

ادامه دارد...

WWW.SMSM.IR

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