یکی از رویدادهای زمینساختی عمده و سرنوشتساز ایران، حرکتهای کوهزایی است که با رخداد کاتانگایی (Katangan (در قارة گندوانا و یا رخداد بایکالی (Baikalian) در قارة اوراسیا قابل قیاس است.
سنسنجی سنگهای پرکامبرین ایران به روش پرتوسنجی، به ویژه شواهد سنگی و حتی زیستی گویای آن است که کوهزایی یاد شده (کاتانگایی) در زمان پروتروزوییک پسین و به احتمالی در فاصلة زمانی دو آشکوب ریفئن (Riphean) و وندین (Vendian) روی داده است. پیامدهای کوهزایی وابسته به این رویداد سبب شده تا بتوان همة سنگهای پرکامبرین ایران را به دو گروه بزرگ تقسیم کرد. گروه نخست مجموعههای دگرگون و دگرشکل اند که به طور عموم از آنها به عنوان پیسنگ پرکامبرین (Precambrian Basement) ایران یاد میشود و در زیر ناپیوستگی کاتانگایی قرار دارند.
پوستههای اقیانوسی پرکامبرین
در ناحیة انارک – جندق، حدود 7000 متر، از سنگهای پریدوتیتی (هارزبورژیت و کمی لرزولیت)، گابرو، دیاباز، بازالت، شیل، سنگآهکهای پلاژیک و چرتهای نواری وجود دارد که به دلیل قرارگیری در زیر سنگهای پرکامبرین پیشین (مرمرهای لاک) به سن نوپروتروزوییک (آشکوب وندین) دانسته شدهاند. هوشمندزاده و همکاران (1368)، این ردیف سنگی را (از پایین به بالا) مشتمل بر چهار واحد زیر میدانند.
1- سنگهای پریدوتیتی همراه با تودههای پراکندة گابرو، دیاباز و پلاژیوگرانیت،
2- رسوبهای پلاژیک (شیل، چرت، سنگآهک نازک لایة سیاهرنگ) با همراهانی از پریدوتیت و بازالت،
3- بازالت، توف، برشهای بازالتی با میانلایههایی از رسوبهای پلاژیک،
4- رسوبهای پلاژیک، مانند شیل، چرت و کربناتهای تیرهرنگ،این مجموعه یک بار در رخسارةگلوکوفان – ولاستونیت و در رویدادهای بعدی در رخسارههای آمفیبولیت تا شیست سبز دگرگون شده است.داودزاده و لنچ (1981)، مجموعههای افیولیتی انارک را بقایای تتیس کهن، به سن کربنیفر و ادامة افیولیتهای هرات میدانند که در اثر چرخش خردقارة ایران مرکزی به ناحیة انارک نقل مکان کردهاند، ولی، الماسیان (1997)، این مجموعة افیولیتی را قدیمیتر از دگرگونیهای انارک و به سن قبل از نوپروتروزوییک میداند. که در ارتباط با نواحی پشت کمان اقیانوسی است.
هوشمندزاده این افیولیتها را مربوط به یک اشتقاق درون قارهای میداند که از انارک تا بیابانک – بافق دو صفحه قارهای را از یکدیگر جدا میکرده است.اگرچه تاکنون، پیسنگ افیولیتی پرکامبرین ایران تنها از انارک – جندق گزارش شده است ولی وجود چنین پوستههایی در نقاطی از زون سنندج – سیرجان همچنان محتمل است.
بیشتر سنگهای پرکامبرین ایران، خاستگاه قارهای دارند که از هوازدگی و فرسایش سنگهای ماگمایی و دگرگونی قدیمی و در رژیمی کم و بیش آواری تشکیل شدهاند. به دلیل داشتن خاستگاه و شرایط رسوبی یکسان، سنگهای قارهای پرکامبرین باید سنگ رخسارهای به تقریب مشابه داشته باشند، ولی دگرگونی و دگرسانی شدید بعدی، سبب شده تا سنگهای قارهای پرکامبرین ایران را بتوان به دو دستة بزرگ سنگهای دگرگونی و سنگهای نادگرگونی تقسیم کرد.
تا این اواخر، همة سنگهای دگرگونی ایران را به سن پرکامبرین میدانستند، چرا که این سنگها از نظر درجة و رخسارة دگرگونی، با سنگهای نادگرگونی پالئوزوییک شناخته شدة ایران، تفاوت داشتند. ولی، امروزه پذیرفته شده که بسیاری از دگرگونیهای منسوب به پرکامبرین، به واقع سنگهای جوانتری (از پرکامبرین) هستند که در زمانهای بعد از پرکامبرین تغییر شکل و جنس دادهاند (هوشمندزاده و همکاران، 1368).فرآیندهای دگرگونی تحمیل شده بر سنگهای قارهای پرکامبرین ایران چندزادی است و در همه جا اثر یکسان ندارد.
توالی ستبری (حدود دههزار متر) از سنگهای دگرگونی درجه بالا و یا کم دگرگونی وجود دارد که 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)» ، «مجموعة چاپـدونی (Chapedony Complex) »، « مجموعة بُنهشورو (Bonehshuro Complex) » و «سازند تاشک Tashk Formation) ) » تقسیم کرده است.
واحد موسوم به « سریهای اولیه» برونزد ندارد. ولی، وجود برخی قطعات سنگی و کانیهای دگرگونی، در ردیفهای جوانتر، حاکی از یک مجموعة دگرگونة قدیمی دانسته شده که خاستگاه ماگمایی و یا سنگهای دگرگونی داشتهاند.
زون سنندج – سیرجان به عنوان پرتکاپوترین حوضة ساختاری – رسوبی ایران، یک کافت میانة بلوک است که بیشتر سنگهای آن دگرگون است. از گذشته بسیاری از دگرگونیهای موجود در مناطق سیرجان، حاجیآباد، کولیکُش، شهرکرد، بویین، ازنا، گلپایگان، موته، مهاباد، مریوان، تکاب، باختر دریاچة ارومیه و … به پرکامبرین نسبت میدهند.
دگرگونیهای منسوب به پرکامبرین کوههای البرز، تنها در دامنة شمالی این کوهها برونزد دارند که از آن جمله میتوان به شیستهای گرگان، دگرگونیهای اسالم – شاندرمن در جنوب باختری انزلی و دگرگونیهای علمکوه (باختر کلاردشت) اشاره کرد. بر خلاف گزارشهای متعدد موجود، پرکامبرین بودن سنگهای دگرگونی نواحی یاد شده چندان محرز نیست و به نظر میرسد که در فرآیند دگرگونی این نواحی زمینساخت برخوردی صفحههای ایران و توران، در زمان تریاس پسین و یا دگرگونی همبری (در ناحیة عَلَمکوه) نقش اساسی داشتهاند .
در ناحیة گرگان (شیستهای گرگان)، از حوالی گرگان تا حدود 120 کیلومتری باختر این شهرستان (جنوب خاوری نکا) تناوبی از سنگهای آتشفشانی بازیک دگرگون شده، کوارتزیت، کوارتزویک و به ویژه شیستهای تیره رنگ، برونزد دارد که مرز شمالی آن محدود به گسل خزر و در جنوب به وسیلة همبری گسل بر روی سنگهای پالئوزوییک بالایی رانده شده است که بخش قابل رؤیت آنها، حدود 1000 متر ستبرا دارد.
پیسنگ پرکامبرین زاگرس در هیچ نقطهای رخنمون ندارد ولی، با توجه به اندازهگیریهای مغناطیس هوایی، گرانیسنجی و بررسیهای چینهشناختی، این باور وجود دارد که پیسنگ زاگرس دنبالة شمال – شمال خاوری سپر عربی – نوبی(Arabian – Nubian Shiel) است که از شمال خاور آفریقا تا عربستان و حتی تا حوضة زاگرس ادامه دارد. اطلاعات ژئوفیزیکی نشان میدهد که در فروافتادگی دزفول، سطح پیسنگ در عمق 15 کیلومتری زیر سطح دریای آزاد است. در ناحیة لرستان این سطح در ژرفای 6 کیلومتر از سطح دریا قرار دارد ولی به سمت راندگی اصلی زاگرس، سطح پیسنگ به سرعت بالا میآید. بر اساس اندازهگیریهای گرانیسنجی، در فارس داخلی قاعدة پیسنگ در ژرفای 35 کیلومتر و در کوه دینار – زردکوه در ژرفای 55 کیلومتر است. تلفیق نتایج مغناطیس هوایی و گرانیسنجی گویای آن است که ضخامت پیسنگ زاگرس در حدود 25 تا 50 کیلومتر است، (مطیعی، 1372).
سنگهای نادگرگونی پرکامبرین ایران در شرایط رسوبی نابرابر تشکیل شدهاند و به همینرو میتوان آنها را به دو گروه بزرگ تقسیم کرد.گروه نخست، کهنتر بوده و بیشتر از نوع نهشتههای دریایی است که با ستبرای زیاد و یکنواختی ترکیب در بیشتر نواحی ایران رخنمون دارند.گروه دوم، که جوانتر و در بالا است، از رسوبهای بر قارهای (Epicontinental (تشکیل شده که گاهی به انواع تبخیری تبدیل میشود و در مقایسه با گروه نخست، ستبرای کمتری دارند.عامل اساسی در تفاوت شرایط رسوبگذاری در مجموعة نادگرگونی پرکامبرین ایران همان رویداد زمینساختی کاتانگایی است که ضمن چین دادن سنگهای بخش زیرین و تکاپوهای ماگمایی اسید، سبب شده تا شرایط دریایی به شرایط نزدیک قارهای تبدیل شود.