در بیشتر نواحی ایران، سنگهای حاوی سنگوارههای آشکوب دورآشامین و بخش بالایی آشکوب جلفین وجود ندارد و مرز پرمین و تریاس ناپیوسته و از نوع دگرشیبی موازی است که این دیدگاه با افقهای هوازده، ماسهسنگهای آهنی تیره رنگ و یا عدسیهایی از بوکسیت و لاتریت مسجل میشود. با وجود این، در چند ناحیة ایران مانند جلفا، شهرضا، آباده، کندوان، آمل، مرز پرمین به تریاس تدریجی دانسته شده، ولی یافتههای فسیلشناسی جدید نشان میدهد که حتی در نواحی یاد شده، بعضی از زونهای زیستی پرمین – تریاس وجود ندارد. برای مثال در برش پرمین – تریاس ناحیة جلفا که به عنوان کاملترین بُرشهای مرز پرمین – تریاس ایران معرفی شده نبود زون زیستی Otoceras wood wardi سبب شده تا گروه دیرینهشناسی مشترک ایران و ژاپن، بر این اعتقاد باشند که به احتمال یک ناپیوستگی رسوبی در گذر پرمین به تریاس ناحیة جلفا وجود دارد.
عنوان: مقدمه
بررسیهای دیرینه جغرافیایی نشان میدهد که پس از کوهزایی پرکامبرین پسین (کاتانگایی) و سخت شدن پوستة قارهای، از زمان پرکامبرین پسین تا تریاس میانی، پوستة ایران به عنوان سکویی با ثبات، با دریایی کم ژرفا پوشیده میشد که گاه در اثر حرکت رو به بالای زمین و یا دورههای یخبندان، دریا وسعت کمتری داشته و یا به طور کامل پس نشسته. به همین دلیل، توالی پالئوزوییک ایران کامل نیست ولی با وجود ایستهای رسوبی مکرر و گاه بسیار طولانی، ردیفهای پالئوزوییک به طور قابل ملاحظهای همشیب هستند. این همشیبی نسبی میتواند گویای شرایط رسوبی به نسبت آرام و ضعف فرآیندهای وابسته به رخدادهای زمینساختی کالدونین و هرسینین باشد. به همین دلیل، در مقایسه با زمان پرکامبرین و زمانهای بعد (مزوزوییک و سنوزوییک)، سنگهای آتشفشانی به ویژه تودههای نفوذی و پدیدة دگرگونی در پالئوزوییک ایران در کمترین مقدار است و این باور وجود دارد که در زمان پالئوزوییک، آرامشی نسبی بر سرزمین ایران حاکم بوده است. در هر حال، انواع سنگهای ماگمایی با ترکیب سنگشناسی اسیدی (گرانیتی – ریولیتی)، میانه (تراکی آندزیت – آندزیت) و بازی (بازالت، گابرو، دیاباز) و حتی اولترامافیک از مناطق ضعیف پوسته و شکستگیهای ژرف به سطح زمین راه یافته و یا درون پوسته جایگیر شدهاند که در میان آنها، تکاپوهای آتشفشانی بازالتی ناشی از ذوب بخشی گوشتة بالایی، سهم بیشتری دارند. با توجه به شواهد موجود، از نظر محیط تشکیل و شرایط ترمودینامیک، سنگهای ماگمایی پالئوزوییک ایران را میتوان به دو گروه تقسیم کرد.
گروه نخست سنگهای ماگمایی آلکالن هستند که در محیطهای نیمه قارهای – دریایی (سکو) شکل گرفتهاند. گروه دوم نشانگر ماگمازایی محیطهای رسوبی ژرف تا نیمه ژرف است که از آن جمله میتوان به سنگهای ماگمایی پالئوزوییک در زون سنندج – سیرجان و مناطق شمال خاوری ایران (مشهد – فریمان) اشاره کرد که جریانهای گرمایی و تکاپوهای دینامیکی، موجب دگرگونی ناحیهای دیناموترمال در سنگهای ماگمایی شده است (امامی، 1379).
فسفات: فسفاتهای پالئوزوییک ایران بخشی از یک رویداد فسفاتزایی جهانی و به سه سن متفاوت است (هلالات و بلورچی، 1373).
« فسفاتهای کامبرین پیشین » : به صورت پلتهای فسفاتی در بخشهای شیلی سازند سلطانیه، در حد فاصل عضو دولومیت میانی و عضو شیل بالایی به ویژه در البرز مرکزی (دلیر، ولیآباد، فیروزکوه و ...)، طالقان، کوههای سلطانیه، تکاب و شاهیندژ (زمان کندی، حاجی کندی) شناخته شدهاند. ذخایر شناخته شده، به طور کلی از نوع فسفات کم عیار با ناخالصی فراوان است که بهرهبرداری آنها، هم اکنون مقرون به صرفه نیست.
« فسفاتهای اردویسین » : به ویژه در نهشتههای شیلی –ماسه سنگی سازند شیرگشت در ایران مرکزی (کلمرد، زرند و ...) و یا رسوبهای اردویسین زردکوه بختیاری شناخته شده و از دیدگاه اقتصادی مورد توجه نیستند.
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.