شواهدی از شکل‌گیری پوسته پرکامبرین در کمپلکس تکاب، شمال غرب ایران (مروری)

پوستة قاره‏‌ای ایران در دوران پرکامبرین در پی کوهزایی پان‌آفریکن دگرگون و گرانیتی شده و سرانجام گسل خورده است (Stӧcklin, 1968, 1974). برخی پژوهشگران (Jamshidi Badr et al., 2013; Nutman et al., 2014; Shakerardakani et al., 2015; Brown and Coleman, 1972; Frisch and Al-Shanti, 1977) فاز کوهزایی پان آفریکن در ایران را دوره‏‌ای از برخورد قاره‏‌ها (نزدیک‌به 550 تا 600 میلیون سال پیش) دانسته‌اند. در بیشتر ایران، سنگ‎هاى پرکامبرین دربردارندة سنگ‎هاى رسوبى- آذرین دگرگون‌شده و یا نادگرگونى با خاستگاه قاره‎اى‌اند. پژوهش‎هاى زمین‎شناسى در ناحیة انارک نشان می‎دهند در این ناحیه و شاید در برخی بخش‌های دیگر، مجموعه‎هاى افیولیتى با خاستگاه اقیانوسى رخنمون دارند که چه‌بسا به سن پرکامبرین باشند (Haghipour, 1974). افزون‌بر دو نوع پوستة قاره‎اى و اقیانوسى، توده‎هاى نفوذى آذرین و هم‌ارز‎هاى بیرونی آنها را که هم‎زمان با سخت‌شدن پی‎سنگ و یا پس از آن پدید آمده‎اند، نوع سوم سنگ‎هاى پرکامبرین ایران دانسته می‌شوند. بدینگونه سنگ‎هاى پرکامبرین ایران به سه دستة بزرگ با سه خاستگاه متفاوت رده‌بندی می‌شوند:

الف) پوسته‎هاى اقیانوسى؛

ب)پوسته‎هاى قاره‎اى که شاید دگرگون (کهن‌تر) و یا نادگرگون (جدیدتر) باشد؛

پ) سنگ‎هاى ماگمایى درونى و بیرونی.

سنگ‏‌های دگرگونی پی‌سنگ به‌ندرت رخنمون دارند (Nabavi, 1976; Berberian, 1976)؛ اما سنگ‏‌های با سن پرکامبرین در بخش‌هایی از ایران (مانند: ایران‏‌مرکزی، زنجان (کمپلکس تکاب)، گرگان، گلپایگان، بردسکن، بیارجمند و ... ) دیده می‏‌شوند (شکل 1؛ Nadimi, 2007).

بخش بزرگی از دگرگونی‎های ایران‏‌مرکزی، پوسته‎های قاره‎ای پرکامبرین هستند که هم در زمان پیش از پرکامبرین پسین و هم در زمان‎های پس از آن دگرگون شده‎اند؛ اما گمان می‌رود کهن‎ترین سنگ‎های البرز ردیف‎های شیلی، توفی، ماسه‎سنگی سبز رنگ «سازند کهر» با سن نوپروتروزوییک هستند و چندان هم دگرگون نیستند. در کوه‎های زاگرس، پی‎سنگ پرکامبرین رخنمون ندارد و تنها در بخش‌هایی از جنوب ایران با گنبدهای نمکی به سطح آورده شده‏‌اند؛ اما بودن یک پی‎سنگ دگرگونی در این کوه‎ها حتمی است.

شکل 1- نقشة زمین‏‌شناسی ایران که واحدهای اصلی زمین‏‌ساختی و زمین‏‌شناسی را نشان داده است. منطقة بررسی‌شده در پهنة ایران‏‌مرکزی جای دارد (رخنمون سنگ‏‌های پرکامبرین روی نقشه شماره‌گذاری شده است: 1: زنجان (تکاب)؛ 2: موته؛ 3: گلپایگان؛ 4: پشت‌بادام؛ 5: چاپدونی؛ 6: بافق؛ 7: کرج؛ 8: گرگان و ...؛ Nadimi،  2007)

ساغند، پشت‎بادام، باختر زنجان، تکاب، ارومیه، مهاباد، مریوان، جندق، فردوس، ترود، اسفندقه، حاجی‎آباد و بردسکن بخش‎هایی از ایران‏‌مرکزی هستند که دگرگونی‎های پرکامبرین در آنها گزارش شده‎‌اند؛ اما در بسیاری از حالت‌ها، نه سنگ و نه فرایند دگرگونی، هیچ‌کدام به سن پرکامبرین نیستند. از دیدگاه سنگ‏‌شناسی، کمپلکس تکاب از سنگ‏‌های دگرگونی مانند سنگ‏‌های رسی دگرگون‌شده (متاپلیت‏‌ها)، متابازیت‏‌ها، سرپانتینیت‏‌ها، متادیوریت‏‌ها، کالک‏‌سیلیکات‏‌ها، گنیس‏‌ها و سنگ‏‌های آذرین گوناگون ساخته شده‏‌ است.

جایگاه زمین‏‌شناسی عمومی

فلات ایران دربردارندة چندین خردقاره‏‌ است که در محل پهنه‏‌های برخوردی کهن با هم چین خورده و به هم پیوسته‌‏‌اند. مرز این خردقاره‌ها معمولاً با گسل‏‌های اصلی شناخته می‏‌شود. هر خردقاره‏‌ ویژگی‏‌های دگرگونی، آذرین، رسوبی و چینه‌شناسی متفاوتی دارد (شکل 1)؛ یکی از این خردقاره‌ها پهنة ایران‏‌مرکزی است که در هنگام فاز کوهزایی پان‌آفریکن دگرگون و گسله شده است و گرانیت‏‌ها در آن نفوذ کرده‌اند (Ramezani and Tucker, 2003). در این‌باره دیدگاه‌های دیگری، متفاوت از این دیدگاه پیشنهاد شده‌اند. برای نمونه، به‌باور Hassanzadeh و همکاران (2008)، ایران جایگاه پِرِگندوانایی داشته است و جایگاه جغرافیایی آن دورتر از آن بوده است که دچار فاز کوهزایی پان‌آفریکن شده باشد. از دیدگاه جغرافیایی، کمپلکس تکاب در استان‏‌های زنجان و آذربایجان غربی، میان شهرهای ماهنشان و تکاب و میان طول‏‌های جغرافیایی خاوری ΄07°48 تا ΄15°47 و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی ΄30°36 تا ΄00°37 جای دارد (شکل 2).

برپایة پهنه‌بندی‏‌های ساختاری ایران، به‌دست زمین‏‌شناسان گوناگون، کمپلکس تکاب بخشی از پهنه‏‌های زمین‏‌شناسی گوناگونی دانسته شده است؛ برای نمونه، بخشی از پهنة ایران‏‌مرکزی (Berberian and King, 1981; Nabavi, 1976)، پهنة سلطانیه- میشو (Eftekhar-Nezhad, 1978)، پهنة البرز- آذربایجان و سنندج- سیرجان (Babakhani and Ghalamghash, 1990). اگرچه کمپلکس روند عمومی شمال‌باختری- جنوب‏خاوری دارد و به‌گونة خاصی با پهنة سنندج- سیرجان مرتبط است، از دیدگاه ویژگی‌های زمین‌شناسی و سنگ‌شناسی گمان می‌رود بیشترین شباهت را با پهنة ایران‏‌مرکزی دارد. به‌تازگی Nadimi (2007) کمپلکس تکاب را بخشی از پهنة ایران‏‌مرکزی دانسته است (شکل 1). برپایة نقشة زمین‏‌شناسی ایران (Stӧcklin and Setudenia, 1972; Shahabpour, 2005)، منطقه بررسی‌شده در پهنة ایران‏‌مرکزی جای دارد. سنگ‏‌های دگرگونی در راستای گسل قینرچه- چارتاق (با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری) روی سنگ‏‌های آتشفشانی- رسوبی الیگو- میوسن رانده شده‏‌اند (شکل 2)؛ اما آنها به‌صورت دگرشیب با سنگ‏‌های ترشیری پوشیده شده‏‌اند (Babakhani and Ghalamgash, 1990). داده‏‌های K-Ar به‏‌دست‏‌آمده از شیست‏‌های آهکی در منطقه زره شوران (Mehrabi et al., 1999)، داده‏‌های U-Th/He آپاتیت از منطقه ماهنشان و داده‏‌های Ar-Ar مسکوویت‌شیست‏‌ها (Gilg et al., 2006) بالا‌آمدن پرشتاب (rapid exhumation) سنگ‏‌های پی‏‌سنگ تا میوسن پیشین را نشان می‏‌دهد (20 میلیون سال پیش). از دیدگاه سنگ‏‌شناسی، کمپلکس تکاب از سنگ‏‌های دگرگونی مانند سنگ‏‌های رسی دگرگون شده (متاپلیت‏‌ها)، متابازیت‏‌ها، سرپانتینیت‏‌ها، متادیوریت‏‌ها، کالک‏‌سیلیکات‏‌ها، گنیس‏‌ها و سنگ‏‌های آذرین مختلف ساخته شده‏‌ است. بیشتر سنگ‏‌ها، مگر برخی گرانیتوییدهای پس از فرایندهای زمین‏‌ساختیِ منطقه، دچار دگرریختی و دگرگونی شده‏‌اند.

برونزد پی‌سنگ پرکامبرین در ایران: سنگ‌شناسی پرکامبرین در ایران‏‌مرکزی دربردارندة توالی ستبری (نزدیک‌به ده‎هزار متر) از سنگ‎های دگرگونی درجه بالا و یا کم دگرگونی است. Haghipour (1974) برپایة فرایندهای دگرگونی، سنگ رخساره و همچنین، جایگاه چینــه‎شناسی، آنها را به چهار واحد سنگ‎چینــه‎ای به نام‎های «سری‎های اولیــه»، «مجموعه چاپـدونی»، «مجموعه بُنه‎شورو»، «سازند تاشک» رده‌بندی کرده است.

تصویر 2- a) جایگاه جغرافیایی، ساختمانی، زمین‌شناسی و نمونه‌برداری منطقه بررسی‌شده کمپلکس تکاب در: b) بخش شمالی (کمپلکس خیرآباد)؛ c) بخش مرکزی (کمپلکس ماهنشان) (دو حوضه فروافتاده (پری و شیرمرد) با رسوب‌های دوران سوم در پیرامون سنگ‏‌های دگرگونی پرکامبرین (برگرفته‌شده از نقشة 250000/1 تکاب و 100000/1 تکاب و ماهنشان، سازمان زمین‌شناسی کشور) در نقشة a دیده می‌شوند)

پرکامبرین در سنندج– سیرجان: پهنة سنندج– سیرجان پرتکاپوترین حوضه ساختاری– رسوبی ایران و یک کافت میانه بلوک است که بیشتر سنگ‎های آن دگرگون است. از گذشته، بسیاری از دگرگونی‎هایِ مناطق سیرجان، حاجی‎آباد، کولی‎کش، شهرکرد، بویین، ازنا، گلپایگان، موته، مهاباد، مریوان، تکاب، باختر دریاچة ارومیه و ... را به پرکامبرین نسبت می‎دهند (Haghipour, 1974). دربارة پرکامبرین‌بودن پدیده دگرگونی اطمینان کافی نیست و گمان می‌رود در بیشتر این بخش‌ها، سنگ‎های آواری پرکامبرین به‌همراه سنگ‎های جوان‎تر، در زمان‎های پس از پرکامبرین به‌ویژه تریاس پسین و در پی رویداد کوهزایی سیمرین پیشین دگرگون شده‎اند.

پرکامبرین در البرز: سنگ‏‌های رسی دگرگون‌شده (متاپلیت‏‌ها)، متابازیت‏‌ها، سرپانتینیت‏‌ها، متادیوریت‏‌ها، کالک‏‌سیلیکات‏‌ها، گنیس‏‌ها و سنگ‏‌های آذرین کالک‏‌آلکالن در کمپلکس تکاب رخنمون دارند (Hajialioghli et al., 2007; Haghipour and Pelissier, 1974; Stӧcklin et al., 1972; Saki, 2010a, b; Moazzen et al., 2009). دگرشیبی میان سنگ‏‌های دگرگون‌شده نئوپروتروزوییک- کامبرین (Babakhani and Ghalamghash, 1990) و رخساره‏‌های رسوبی (شامل ضخامت بسیاری از میان‌لایه‏‌های دولومیت و مرمر به‌همراه سنگ‏‌های آتشفشانی و آواری آتشفشانی) با بخش‌های ژرف دریا و محیط‏‌های توربیدایتی همخوانی دارد. این نکته گویای نشانه‌هایی از سیستم نخستین کمان- گودال در طول حاشیه پروتوتتیس در شمال‏باختری ایران است (Hajalioghli et al., 2007).

زمین‌شناسان به بررسی سنگ‏‌های با سن پرکامبرین و جایگاه زمین‏‌شناسی آنها در منطقه تکاب پرداخته‌اند؛ ازاین‌رو، این بررسی در ارتباط با تداوم بررسی‏‌هایی است که در سال‏‌های اخیر روی کمپلکس تکاب انجام شده‌اند. پژوهش‌های سیستماتیک روی سنگ‏‌های متاپلیتی (Modjarrad et al., 2010; Saki et al., 2011)، گنیس‏‌ها (Saki, 2010a) گرانیت‏‌ها (Saki, 2010b)، متاالترامافیک‏‌ها (Hajialioghli and Moazzen, 2017; Asadpour et al 2013; Hajialioghli et al., 2007) و کالک‏‌سیلیکات‏‌ها (Moazzen et al., 2009) انجام شده‌اند. هدف نهایی این بررسی‏‌ها پی‌بردن به تاریخچه پوستة کمپلکس تکاب بوده است. در این پژوهش با تفسیر داده‏‌های به‏‌دست‏‌آمده از همة بررسی‏‌های انجام‌شده (تطابق همه بررسی‏‌های با هم) روی سنگ‏‌های گوناگون منطقه، به شناخت جایگاه زمین‏‌ساختی و ژئودینامیک این مجموعه در زمین‏‌شناسی ایران پرداخته می‌شود.

بررسی‏‌های صحرایی و سنگ‏‌نگاری واحدهای گوناگون سنگی

کمپلکس تکاب به سه بخش شمالی (کمپلکس خیرآباد)، مرکزی (کمپلکس ماهنشان) و جنوبی (کمپلکس امیرآباد) رده‌بندی شده است. این رده‌بندی در شکل 2- a دیده می‏‌شود (برپایة نقشة 250000/1 تکاب، سازمان زمین‏‌شناسی کشور). محل نمونه‏‌برداری‌‌ها در همة بررسی‏‌های انجام‌شده در کمپلکس تکاب (شکل 2- a)، در بخش شمالی (شکل 2- b) و در بخش مرکزی (شکل 2- c) آن بوده است. در شمال روستای آ‌ق‌کند، لایه‏‌های ستبری از گنیس به‌همراه میان‌لایه‏‌هایی از آمفیبولیت رخنمون دارند. از دیدگاه سنگ‏‌نگاری، این توالی در شمال روستای بلندپرچین تغییر می‏‌کند و دربردارندة انواع شیست‌سبز، آمفیبولیت، متاپلیت‏‌ها (تا رخسارة آمفیبولیت)، بیوتیت‌گنیس، گرانیت‌گنیس و لوکوگرانیت است. این توالی‏‌ها نه‌تنها فابریک میلونیتی نشان می‏‌دهند، بلکه یک سری شیستوزیته غالب با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری در همه آنها دیده می‏‌شود. از سوی دیگر، تکامل این سنگ‏‌ها از شیست‌سبز تا آلکالی‌گرانیت نشان‌دهندة نشانه‌هایی از دگرگونی پیشرونده در کمپلکس تکاب است که با پدیدة نهایی آناتکسی پایان یافته و پیدایش گرانیت‏‌ها را به‌دنبال داشته است. گرانیت‏‌ها به‌صورت پراکنده درون سنگ‏‌های دگرگونی دیده می‏‌شوند. گنیس‏‌ها در شمال و جنوب کمپلکس دیده می‏‌شوند؛ اما آمفیبولیت‏‌ها در بخش شمالی بیشتر هستند (شکل 2- b). سنگ‏‌های الترامافیک دگرگون‌شده به‌صورت لایه‏‌های نازک و کشیده و توده‏‌های کوچک و ناپیوسته درون آمفیبولیت‏‌ها دیده می‏‌شوند و در ارتباط با سنگ‏‌های دمای بالا پسرونده و کالک‏‌سیلیکات‏‌ها هستند. همبری میان سنگ‏‌ها بیشتر زمین‏‌ساختی است. اندازه دانه‏‌ها در همة سنگ‏‌ها متوسط تا درشت است.

1) سنگ‏‌های رسی دگرگون‌شده (شیست‏‌ها): بیشتر سنگ‏‌های دگرگونی بیشتر از یک مرحله دگرریختی و یا دگرگونی را نشان می‏‌دهند. با بررسی دقیق سیماهای کانی‏‌شناسی و بافتی سنگ از پیوند میان فازهای گوناگون درک درستی به‌دست آورده می‌شود و چگونگی ارتباط آنها را با رویدادهای دگرگونی و دگرریختی ویژه دریافت می‌شود. کانی‏‌های کلریت، مسکوویت، بیوتیت، گارنت، استارولیت، آندالوزیت، کیانیت و سیلیمانیت در هنگام رویداد فازهای گوناگون در این سنگ‏‌ها پدید آمده‏‌اند. مجموعه کانی‏‌های اوج دگرگونی دربردارندة بیوتیت، گارنت، سیلیمانیت به‌همراه کوارتز و پلاژیوکلاز است (Saki et al., 2012).

2) گنیس‏‌ها و گرانیتوییدها: گرانیتوییدها (آلکالی‌گرانیت پدیدآمده از ذوب مسکوویت اولیه) سفید تا خاکستری روشن و پورفیروبلاستیک بیوتیت گنیس (گنیس چشمی) هستند. گنیس‏‌ها خاستگاه آذرین دارند و به گفتة دیگر، ارتوگنیس هستند. نبود مسکوویت اولیه و کانی‏‌های آلومینوسیلیکاته در این سنگ‏‌ها و داشتن اسفن فراوان نشان‏‌دهندة درستی این نکته‌اند. ازآنجایی‌که در صحرا مرز این سنگ‏‌ها با یکدیگر شناخته نمی‌شود، تفکیک آنها به‌آسانی امکان‌پذیر نیست و در نقشة زمین‏‌شناسی به نام سنگ‏‌های آذرین نامیده شده‏‌اند. گنیس‏‌ها در نمونة ماکروسکوپی به‌صورت درشت دانه با چشم‏‌های درشت فلدسپار و با فابریک گنیسوزیته کامل گنیسی دیده می‏‌شوند. این نوع سنگ‏‌ها در منطقه گسترده‌ای از مرکز ناحیه (کمپلکس ماهنشان) بررسی‌شده رخنمون دارند؛ مانند: روستاهای آق‌کند، آلمالو، قره ناز. بیوتیت، پتاسیم‌فلدسپار، پلاژیوکلاز و کوارتز از کانی‏‌های اصلی این سنگ‏‌ها و تیتانیت، زیرکن و گارنت از کانی‏‌های فرعی آنها هستند.

گرانیتوییدها از کانی‏‌های کوارتز، پلاژیوکلاز، پتاسیم فلدسپار، گارنت، بیوتیت و مسکوویت ساخته شده‌‏‌اند. گارنت و بیوتیت فراوان‌ترین کانی‏‌های مافیک هستند. برخی رگه‏‌ها پورفیروبلاست‏‌های گارنت‌هایی با قطر 5/1 سانتیمتر (روستای آق‌کند) دارند. این گرانیتوییدها معمولاً ساب‌سالوس هستند؛ به‌گونه‌ای‌که پلاژیوکلاز و آلکالی‌فلدسپار به‌صورت جداگانه از هم پدید آمده‌‏‌اند. این سنگ‏‌ها معمولاً بافت هیپ‌ایدیومورف گرانولار از خود نشان می‏‌دهند. پلاژیوکلازها و مسکوویت‏‌ها در این گرانیتویید‌ها کینک (چین‌خورده) شده‌اند. اندازة پلاژیوکلازها در این سنگ‏‌ها بیشتر از یک میلیمتر است و در برخی نمونه‏‌ها به‌صورت پورفیروبلاست‏‌های بزرگ تا اندازه 10 میلیمتر دیده می‌شود. این کانی‏‌ها به کانی‏‌های رسی تجزیه‌شدگی نشان می‌دهند. آلکالی‌فلدسپار در این سنگ‏‌ها با ماکل مشبک دیده می‌شود و به کانی‏‌های رسی تجزیه شده است. بررسی‏‌های صحرایی و سنگ‏‌نگاری این سنگ‏‌ها نشان می‏‌دهد با گرانیت‏‌های نوع S شباهت دارد و کانی تیتانیت در این سنگ‏‌ها دیده نمی‏‌شود. گرانیتویید‌ها در این محل بسیار هوازده شده‏‌اند.

3) کالک‏‌سیلیکات‏‌ها و متاالترامافیک‏‌ها: کانی‏‌های سیلیکاته اصلی در سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته دربردارندة گارنت، اسکاپولیت، کلینوپیروکسن، پلاژیوکلاز و هورنبلند هستند؛ اما کلسیت و کوارتز سازنده‏‌های فرعی هستند. بلورهای تیغه‏‌ای و کشیده هورنبلند بافت سنگ را می‌سازد. سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته در منطقه تکاب برپایة مجموعه کانی‏‌ها رده‌بندی می‏‌شوند (Moazzen et al., 2009) و عبارتند از: کالک‌سیلیکات‏‌های بی‌اسکاپولیت، سنگ‏‌های کالک‌سیلیکاته کلینوپیروکسن- گارنت‌دار.

سنگ‏‌های متاالترامافیک بیشتر در بخش شمالی کمپلکس تکاب رخنمون دارند و در ارتباط با دیگر سنگ‏‌های دگرگونی منطقه‌اند. برپایة مجموعه فراوان‌ترین‌ کانی‏‌ها آنها به سه دسته رده‌بندی می‏‌شوند (Hajalioghli et al., 2007): متاپریدوتیت‏‌ها، سنگ‏‌های تالک- سرپانتین و سرپانتینیت‏‌ها. سنگ‏‌مادر پریدوتیت‏‌ها بیشتر اسپینل- هرزبورگیت و دونیت است. سنگ‏‌های تالک- سرپانتین در شرایط دگرگونی دمای کم پدید آمده‏‌اند و لیزاردیت/ کریزوتیل + تالک+ کلسیت/دولومیت از مجموعه کانی‏‌های آنهاست. بافت‏‌های دروغین (سودومورف) به‌جای کانی‏‌های الیوین و پیروکسن در این سنگ‏‌ها دیده می‏‌شوند.

بحث

برای بازسازی پهنة زمین‏‌ساختی کمپلکس تکاب نیاز است نخست جایگاه این مجموعه در زمین‏‌شناسی ایران شناخته شود. برای دستیابی به این هدف باید دید سن مجموعه و سنگ‌های آن به کدام‌یک از پهنه‌های ساختاری ایران شبیه هستند؛ ازاین‌رو:

-  سن سنگ‏‌مادر گنیس‏‌های کمپلکس تکاب برپایة سن U/Pb زیرکن نزدیک‌به 560 میلیون سال پیش به‌دست‌ آمده است (Stockli et al., 2004)؛

-  سن سنگ‏‌مادر گنیس‏‌های کمپلکس تکاب مشابه با داده‏‌های U/Pb به‏‌دست‏‌آمده برای سنگ‏‌های پی‏‌سنگ منطقه ساغند در ایران‏‌مرکزی است (Ramezani and Tucker, 2003)؛

-    درجة دگرگونی و فازهای دگرریختی در سنگ‏‌های دگرگونی منطقه تکاب با ایران‏‌مرکزی مشابه است؛

-    سازند کهر در منطقه تکاب هم‌ارز با سازند تاشک در پهنة ایران‏‌مرکزی است (Ramezani and Tucker, 2003)؛

-  سن نسبی کمپلکس دگرگونی تکاب در نقشة تخت- سلیمان (Babakhani and Ghalamghash, 1990; Lotfi, 2001) پرکامبرین- پالئوزوییک پیشین دانسته شده است؛

-  مرمرهای درون کمپلکس تکاب سنگواره‏‌هایی به سن پرکامبرین بالایی دارند (Hamdi, 1995)؛ مانند: Latouchella sp.، Bemella sp. و Halkiera stenobasis. این سنگواره‌ها همانند سنگواره‏‌های درون مرمرهای سرخک در پهنة ایران‏‌مرکزی هستند؛

-  روند سنگ‏‌ها الترامافیک در منطقه تکاب مشابه با روند آنها در پهنة ایران‏‌مرکزی است (روند این سنگ‏‌ها شمال‌باختری به جنوب‌خاوری است)؛

-  سن‌سنجی کمپلکس سورسات که در نزدیکی مجموعه تکاب است (Jamshidi Badr et al., 2013) گویای درستی سن‏‌های به‏‌دست‌آمده است (540 میلیون سال پیش).

برپایة آنچه گفته شد و همچنین، با نگاهی به پژوهش‌های Nadimi (2007)، Stampfli (2000) و Stampfli و Borel (2003)، منطقة بررسی‌شده در پهنة ایران‏‌مرکزی جای دارد. ازاین‌رو، سرگذشت زمین‏‌ساختی و زمین‏‌شناسی آن مانند پهنة ایران‏‌مرکزی است؛ به‌گونه‌ای‌که کمپلکس تکاب احتمالاً در پاسخ به همگرایی میان پلت‏‌های عربی (گندوانا) و توران (اورازیا) در هنگام فاز کوهزایی پان‌آفریکن مانند پهنة ایران‏‌مرکزی با سن مشابه (نئوپروتروزوییک- کامبرین؛ Ramezani و Tucker، 2003) پدید آمده است. به گفتة دیگر، این مجموعه بخشی از سیستم کوهزایی بزرگ نئوپروتروزوییک- پالئوزوییک پیشین است که در طول حاشیه پروتوتتیس ابرقاره گندوانا فعال بوده است (شکل 3). برای اثبات بیشتر این نکته از زمین‏‌شیمی سنگ‏‌های آذرین و دگرگونی کمپلکس تکاب و همچنین، از تکامل دگرگونی آن بهره گرفته شده است که در زیر به آن پرداخته می‌شود.

شکل 3- بازسازی سرزمین‏‌های گندوانایی در پرکامبرین پیشین برپایة تصویرهای مولیواید (Mollweide) از پلیت‏‌های زمین‏‌ساختی در Ma 540 در پروژه PLATES (1999). کراتون‌های پرکامبرین با حروف برجسته نشان داده شده است (Ramezani and Tucker, 2003). ستاره‏‌ها کمان آتشفشانی مرتبط با فرورانش پوستة پروتوتتیس را نشان می‏‌دهند. جایگاه پهنة ایران‏‌مرکزی و کمان آتشفشانی آن با پیکان نشان داده شده است.

1- زمین‏‌شیمی ارتوگنیس‏‌ها

تجزیة شیمیایی گنیس‏‌های کمپلکس تکاب در جدول 1 آورده شده ‏‌است (داده‏‌ها از Saki (a2010) هستند). برپایة نمودار نورماتیو Ab-An-Or (شکل 4- a)، ترکیب سنگ‏‌ها در بخش گرانیت و گرانودیوریت جای گرفته است. برپایة نمودار AFM، سنگ‏‌ها ترکیب کالک‌آلکالن دارند (شکل 4- a). نمودار دوتایی SiO₂ دربرابر Zr (شکل 4- c) نشان‏‌دهندة اینست که گنیس‏‌ها از نوع I هستند. همچنین، برپایة شاخص اشباع آلومینیم (ASI) (Shand, 1947; Chappell and White, 1974)، گنیس‏‌های تکاب کمی پرآلومینوس هستند و به نوع I گرایش دارند (شکل 4- d). نمودار شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی (Batchelor and Bowden, 1985) برای بررسی جایگاه زمین‏‌ساختی این سنگ‏‌ها به‌کار برده شد. برپایة این نمودار، جایگاه این سنگ‏‌ها پیش از برخورد و همزمان با برخورد (pre-plate to syn-collision) است (شکل 4- e). افزون‌براین، برپایة رده‌بندی پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1996)، این سنگ‏‌ها در منطقه گرانیت‏‌های مرتبط با کمان جای گرفته‌اند (شکل 4- f).

جدول 1- تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی)، فرعی و کمیاب (برپایة ppm) گنیس‏‌های کمپلکس تکاب (تجزیة سنگ کل از: Saki، a2010)

شکل 4 - ترکیب شیمیایی گنیس‏‌های تکاب در: a) نمودار نورماتیو Ab-An-Or (Barker, 1979)؛ b) نمودار AFM؛ c) نمودار دوتایی SiO₂ دربرابر Zr؛ d) نمودار شاخص اشباع‌شدگی؛ e) نمودار شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی (Batchelor and Bowden, 1985)؛ f) نمودار رده‌بندی پیشنهادیِ Pearce و همکاران (1996) (بخشی از این نمودارها برگرفته از Saki (a2010) هستند)

2- سنگ خاستگاه گنیس‏‌ها و سنگ‏‌های رسی دگرگون‌شده

داده‏‌های تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی و فرعی نمونه‏‌های شیست‏‌ و گنیس‏‌های کمپلکس تکاب در جدول 1 تا 2 آورده شده‌اند. برای به‌دست‌آوردن خاستگاه گنیس‏‌ها، نمونه‏‌های بررسی‌شده روی نمودار CaO/(MgO+FeO_t) دربرابر K₂O/Na₂O بررسی شده‏‌اند. برپایة این نمودار، خاستگاه این سنگ‏‌ها از ذوب‌بخشی متابازالت‏‌ها و متاآندزیت‏‌ها پدید آمده است (شکل 5- a). برپایة بررسی‌های Altherr و Siebel (2002)، بالابودن مقدار CaO، MgO و FeO_t و کم‌بودن مقدار K₂O/Na₂O نشان‌دهندة خاستگاه متابازیک برای این گنیس‏‌هاست. ازاین‌رو، بازالت و مقدار کمی گری‌وک سنگ‏‌مادر خوبی برای پیدایش ماگما در منطقه تکاب بوده است (شکل‌های 5- b و 5- c).

جدول 2- تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی) و فرعی و کمیاب (برپایة ppm) متاپلیت‏‌های کمپلکس تکاب (تجزیة سنگ کل از Saki، a2010)

در نمودار شناسایی log(SiO₂/Al₂O₃) دربرابر log(Fe₂O_3t/K₂O) (شکل 5- d)، سنگ‌مادر متاپلیت‏‌های کمپلکس تکاب ترکیب شیلی دارد و تنها دو نمونه از آنها ترکیب شیل آهن‏‌دار نشان می‌دهند. این داده‏‌ها با نسبت متمایزکنندة تجربی 100TiO₂/Zr (wt%/ppm) (Garcia et al., 1991; Häussinger et al., 1993) که برای شناسایی رسوب‌های رسی و نیمه‏‌رسی به‌کار برده می‏‌شود تایید شده است؛ به‌گونه‌ای‌که بیشتر نمونه‏‌ها نسبت بالای 4/0 دارند و ازاین‌رو، خاستگاه رسی (پلیتی) نشان‌می‌دهند؛ اما نسبت‏‌های کمتر از 4/0 نشان‌دهندة خاستگاه نیمه‌رسی هستند. نمودار SiO₂ دربرابر log(K₂O/Na₂O) (شکل 5- e). نشان می‏‌دهد سنگ‏‌مادر متاپلیت‏‌های کمپلکس تکاب در مرز فعال قاره‏‌ای نهشته شده است.

شکل 5- ترکیب متاپلیت‏‌های کمپلکس تکاب در: a) نمودار CaO/(MgO+FeO_t) مولار دربرابر K₂O/Na₂O مولار (Gerdes et al., 2000)؛ b) نمودار CaO/(MgO+FeO_t) دربرابر Na₂O؛ c) نمودار ASI دربرابر K₂O/Na₂O؛ d) نمودار رده‌بندی پیشنهادی Herron (1988)؛ e) نمودار SiO₂ دربرابر log(K₂O/Na₂O) (Roser and Korsch, 1986)

3- زمین‏‌شیمی گرانیتوییدها

داده‏‌های تجزیة شیمیایی گرانیتوییدها در جدول 3 آورده شده است (داده‏‌ها از Saki, 2010b هستند). همچنین، ترکیب شیمیایی سنگ‏‌ها در نمودار آلکالن‏‌ها دربرابر سیلیس (Middlemost, 1994) آورده شده است (شکل 6- a). برپایة این نمودار، نمونه‏‌ها در محدودة گرانیت‌ها جای گرفته‌اند. در نمودار SiO₂ دربرابر K₂O نیز نمونه‏‌ها در ناحیه پتاسیم متوسط تا بالا جای گرفته‌اند (شکل 6- b). برپایة شاخص اشباع‌شدگی از آلومینیم (ASI) (Shand, 1947; Chappell and White, 1974) گرانیتویید‏‌های تکاب پرآلومینوس هستند و به گرانیت‌های نوع S گرایش دارند (شکل 6- c). نمودار SiO₂ دربرابر K₂O+Na₂O-CaO (Frost et al., 2001) گرانیتوییدها از نوع S هستند (شکل 6- d). افزون‌بر زمین‏‌شیمی، ویژگی‌های سنگ‏‌نگاری (داشتن گارنت و مسکوویت اولیه) و صحرایی (رخنمون سنگ‏‌های دگرگونی درجه بالا) نیز گویای درستی این نکته‌اند. برای شناسایی جایگاه زمین‏‌ساختی این سنگ‏‌ها نمودار شناسایی پهنة زمین‏‌ساختی (Batchelor and Bowden, 1985) به‌کار برده شد. برپایة این نمودار جایگاه این سنگ‏‌ها همزمان و پس از برخورد (syn- تا post-collision) است (شکل 6- e). نمودار سه‏‌تایی Hf-Nb/10-Ta*3 (Harris et al., 1986) نشان می‏‌دهد این نمونه‏‌ها در ارتباط با پهنة برخوردی هستند (شکل 6- f).

جدول 3- تجزیة شیمیایی عنصرهای اصلی (برپایة درصدوزنی)، فرعی و کمیاب (برپایة ppm) گرانیتوییدهای کمپلکس تکاب. (تجزیة سنگ کل از: Saki، b2010)

جدول 3- ادامه

تکامل دگرگونی کمپلکس تکاب

برای پی‌بردن به سری دگرگونی و مسیر P- T از داده‏‌ها و روش‌های به‌دست‌آوردن دما و فشار در سنگ‏‌های رسی دگرگون‌شده یا متاپلیت‏‌ها (Saki et al., 2011) و سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته (Moazzen et al., 2009) بهره گرفته شد. با دردست‌داشتن دما و فشار دگرگونی گرادیان زمین‌گرمایی برای هر یک از فازهای دگرگونی به‌دست‌ آورده می‌شود. میانگین دما و فشار تقریبی دگرگونی M_1b (اوج دگرگونی) در سنگ‏‌های متاپلیتی به‌ترتیب 600 درجه سانتیگراد و 6 کیلوبار است (شکل 7- a). اوج دگرگونی M_1b، در شرایط دمای بالا و فشار میانگین، یا به‌گفتة دیگر، دگرگونی نوع باروین رخ داده است و نشان‌دهندة شار دمایی بالا در این بخش از پوستة کمپلکس تکاب است. گرادیان زمین‌گرمایی در این بخش نزدیک‌به 30 درجه سانتیگراد بر کیلومتر (°Ckm^{- 1}30) است و نشان‏‌دهندة نرخ میانگین شار حرارتی در پوستة بالایی کمپلکس تکاب است (شکل 7- b). این منطقه از دیدگاه پهنة زمین‏‌ساختی، بخشی از مناطق پوستة قاره‏‌ای (continental crust) به‌شمار می‌رود. سنگ‏‌های دگرگونی کمپلکس تکاب از دیدگاه رده‌بندی فشار برپایة رده‌بندی Spear (1993) بی‌گمان از دگرگونی‏‌های فشار متوسط هستند.

شکل 6- گرانیتوییدهای کمپلکس تکاب در: a) نمودار رده‌بندی TAS؛ b) نمودار SiO₂ دربرابر K₂O برای شناسایی سری گرانیتوییدها؛ c) نمودار A/CNK دربرابر A/NK برای شناسایی نوع گرانیتوییدها؛ d) نمودار SiO₂ دربرابر Na₂O+K₂O-CaO (Frost et al., 2001) برای شناسایی نوع گرانیتوییدها؛ e، f) نمودارهای شناسایی پهنه‌های زمین‏‌ساختی ( توضیح در متن)

برپایة شکل 8- a، منحنی P-T از میدان پایداری و تبلور کیانیت- آندالوزیت (خط واکنشی) آغاز می‌شود و سپس از میدان پایداری و تبلور سیلیمانیت گذر می‌کند و در پایان به میدان پایداری آندالوزیت وارد می‌شود. همان‌گونه‌که در شکل دیده می‏‌شود، در سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته نیز دگرگونی در منطقه‏‌ای که بر گرادیان حرارتی کمربندهای کوهزایی قاره‏‌ای منطبق است، قرار می‏‌گیرد و با دگرگونی متاپلیت‏‌ها مشابه است. نکتة دیگری که از دگرگونی سنگ‏‌های متاپلیتی در شکل 7 و سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته در شکل 8 دریافت می‌شود تکامل دگرگونی در جهت عقربه‏‌های ساعت است که شاخصه همة پهنه‌های کوهزایی در دنیاست.

شکل 7- سنگ‏‌های رسی دگرگون شده تکاب در: a) نمودار شرایط P-T و مسیر دگرگونی (Saki et al., 2008)؛ b) نمودار گرادیان زمین‌گرمایی سنگ‏‌های رسی دگرگون‌شده و جایگاه زمین‏‌ساختی آنها

شکل 8- شرایط P- T و مسیر دگرگونی در سنگ‏‌های کالک‏‌سیلیکاته (Moazzen et al., 2009)