مقاله گسل pdf دارای 35 صفحه می باشد و دارای تنظیمات در microsoft word می باشد و آماده پرینت یا چاپ است
فایل ورد مقاله گسل pdf کاملا فرمت بندی و تنظیم شده در استاندارد دانشگاه و مراکز دولتی می باشد.
توجه : در صورت مشاهده بهم ریختگی احتمالی در متون زیر ،دلیل ان کپی کردن این مطالب از داخل فایل ورد می باشد و در فایل اصلی مقاله گسل pdf،به هیچ وجه بهم ریختگی وجود ندارد
گسل
مقدمه:
پروسه تغیر شکل، ریختها و ترکیبهای مختلفی از سنگها را در مقیاسهای متفاوت ایجاد میکند. در یک سمت کوههای عظیم کره زمین قرار دارند و در سوی دیگر تنشهای موضعی باعث ایجاد ترکهای بسیار ریز در سنگ کف می¬گردد. از تمام این پدیده ها تحت عنوان “ساختارهای سنگی” یاد می¬شود. زمانی که یک مطالعه در منطقه انجام می¬پذیرد، زمین شناس ساختار غالب را تشخیص و توصیف می¬نماید. یک ساختار معمولا آنقدر عظیم است که فقط قسمت بسیار کوچکی از آن توسط یک
بیننده، قابل مشاهده است. اغلب موارد، بیشتر سنگ کف توسط نباتات و یا رسوبات اخیر پنهان شده است. در نتیجه تهیه ساختار زمین شناسی باید بر اساس رخ نمودهای بسیار محدود که شامل مکانهایی است که کف سنگی در سطح زمین نمایان می¬باشد، انجام پذیرد. برخلاف تمام این مشکلات، برخی تکنیکهای ترسیم زمین شناسان را قادر به شناخت ساختارهای کنونی می¬سازد. در سالهای اخیر، این مسیر با کمک عکس برداری هوایی، تصویربرداری ماهواره¬ای و توسعه سیستم مکانیابی جهانی (GPS) هموارتر گردیده است. علاوه بر این تهیه پروفیل زمین با روش انعکاس لرزه¬ای و نیز حفر گمانه ها، در مورد ترکیب و ساختار سنگهای در عمق داده¬های زیادی را فراهم می-نماید.
در مکانهایی که سنگهای رسوبی موجود می¬باشند، تهیه ساختار سنگها ساده¬تر می¬گردد چرا که لایه¬های رسوبی معمولا بصورت افقی تشکیل می¬شوند. در صورتی که لایه¬ها بصورت افقی باقی مانده باشد، نشان میدهد منطقه احتمالا تحت تنش و تغییر شکل نیست. ولی اگر لایه ها خمیده، مایل، یا شکسته شده باشند، نشان دهنده تغییر شکل پس از رسوبگذاری است.
گسلها
گسلها شکستگیهایی در پوسته زمین هستند که در طول آنها تغییر شکلهای قابل توجهی ایجاد شده است. گاهی اوقات گسلهای کوچک در ترانشه های جاده، جائی که لایه های رسوبی چند متر جابجا شده اند، قابل تشخیص هستند. گسلهایی در این مقیاس و اندازه معمولا بصورت تک گسیختگی جدا اتفاق می¬افتد. در مقابل گسلهای بزرگ، شامل چندین صفحه گسل درگیر می¬باشند. این منطقه های گسله، می¬توانند چندین کیلومتر پهنا داشته باشند و معمولا از روی عکسهای هوایی راحتتر قابل تشخیص هستند تا سطح زمین.
در واقع حضور گسل در یک منطقه نشان می¬دهد که در یک زمان گذشته، در طول آن جابجایی رخ داده است. این جابجایی¬ها می-توانسته یا بصورت جابجائی آرام باشد که هیچ گونه لرزشی در زمین ایجاد نمی¬کند و یا اینکه بصورت ناگهانی اتفاق بیفتد که جابجایی های ناگهانی در طول گسلها عامل ایجاد اغلب زلزله ها می¬باشد. بیشتر گسلها غیر فعال هستند، و باقیمانده¬ای از تغییر شکلهای گذشته می¬باشند. در امتداد گسلهای فعال، حین جابجائی فرسایشی دو قطعه پوسته¬ای در کنار هم، سنگها شکسته و فشرده می¬شوند. در سطح صفحات گسلی، سنگها بشدت صیقلی و شیاردار می¬شوند. این سطوح صیقلی و شیاردار به زمین شناسان در شناخت جهت آخرین جابجایی ایجادشده در طول گسل کمک می¬کند. که زمین شناسان بر اساس جهت حرکت گسلها، آنها را به انواع مختلفی تقسیم بندی می¬کنند که در قسمت انواع گسلها به این تقسیم بندی می¬پردازیم.
مشخصات گسلها
برای تعریف گسلها، از مشخصات هندسی آنها، یعنی موقعیت قرارگیری آنها در یک فضای سه بعدی، استفاده می¬شود که عمده¬ترین این مشخصات هندسی راستا و شیب می¬باشند. شناخت این پارامترها در سطح، زمین شناسان را قادر می¬سازد تا ساختار سنگها و گسلها را در زیر زمین و قسمتهای دور از دیدشان، پیشبینی نمایند.
راستا[1]: جهت و راستای خط تلاقی صفحه گسل با افق تحت عنوان راستا شناخته می¬شود. راستا معمولا بصورت زاویه¬ای با شمال مشخص می¬گردد. برای مثال عبارت N20E نشان می¬دهد که راستای گسل 20 درجه به سمت شرق نسبت به جهت شمال متمایل است.
شیب[2]: عبارتست از شیب سطح یک توده سنگی یا صفحه گسل، نسبت به صفحه افق. شیب شامل زاویه انحراف و نیز جهت آن میباشد. جهت متصور شدن شیب یک گسل، بخاطر سپاری این نکته است که آب همیشه در صفحه موازی با شیب گسل به سمت پایین جاری خواهد شد.
شکل: نمایش خط راستا و شیب و نیز جهت شیب
شکل: نمایش خط راستا و شیب و نیز جهت شیب
برای نمایش گسلها بر روی نقشه¬های زمین شناسی، بدین ترتیب عمل می¬شود که با یک خط راستای گسل را نشان میدهند و با یک خط کوتاهتر و عمود بر خط قبلی، جهت شیب را مشخص کرده و درجه شیب را در کنار آن مینویسند.
انواع گسلها
تقسیم بندی گسلها فقط بر اساس هندسه و جهت جابجائی نسبی ایجاد شده در آنها صورت می¬پذیرد. گسلهای راستا لغز و گسلهای شیب لغز دو تقسیم بندی کلی گسلها میباشند که در زیر تعاریف مربوط به آنها آورده می¬شود.
گسلهای امتداد لغز
گسلهایی که امتداد اصلی لغزش در امتداد راستای گسل باشد، گسل امتداد لغز نامیده میشوند. بر اساس جهت حرکت در امتداد راستای گسل، گسلهای چپ گرد و یا راست گرد را میتوان تشخیص داد. نحوه تشخیص بدین ترتیب است که اگر در یک سمت از گسل بایستیم و حرکت سمت دیگر را نظاره نماییم، اگر حرکت آن از سمت چپ به راست باشد، گسل راست گرد و در حالت برعکس چپ گرد خواهد بود. بعنوان مثال شکل زیر یک گسل امتداد لغز راست گرد را نشان میدهد.
گسلهای شیب لغز:
گسلهایی که امتداد اصلی لغزش موازی جهت شیب گسل باشد، گسلهای شیب لغز نامیده می¬شوند. گسلهای شیب لغز نرمال[3] و معکوس[4] بر اساس جهت حرکت دو قطعه نسبت به هم تعریف میشوند. در صورتی که نیروی وارده فشاری بوده و دو قطعه را به هم نزدیک کند، گسل شیب لغز معکوس و در صورت دو شدن دو قطعه از هم گسل شیب لغز نرمال نامیده میشود.
بر اساس حرکتهای قائم دو قطعه نسبت به هم، فرا دیواره و فرو دیواره قابل تشخیص است. در زبان انگلیسی به فرا دیواره Hanging wall ( دیواره آوریز ) و به فرو دیواره Footwall اطلاق میشود. دلیل این نامگذاری برمیگردد به معدنکارانی که در معادن زیر زمینی کار میکردند. چون غالبا معادن در محل تقاطع دو قطعه قرار دارند، فرا دیواره سقف معادن را تشکیل میدهد که محل آویزان کردن چراغها در داخل معادن بود (Hanging wall) و فرو دیواره کف معدن یا محلی که پا بر روی آن قرار میگیرد است که به آن Footwall اطلاق می شود. در زبان فارسی از دو اصطلاح فرا دیواره و فرو دیواره برای نامگذاری استفاده میشود.
شکل: فرا دیواره و فرو دیواره در گسل معکوس
در عمل لغزش گسل، ترکیبی از شیب لغز و راستا لغز می¬باشد که گسل مایل نامیده میشود. در شکل زیر تمام حالتهای ممکن به نمایش گذاشته شده است.
گسلها شكستگیهایی همراه با تغییر مكان نسبی اند كه در آن ها به موازات سطح گسل جابه جایی دیده نمیشود. طول و جابجایی گسلها بین چند سانتی متر تا چندین كیلومتر متغیر است.
عناصر گسل
امتداد : شیب وامتداد گسل ها همانند شیب و امتداد طبقات، اندازه گیری می شود . بنابراین امتداد گسل امتداد خطی افقی در سطح گسل است كه مقدار آن بابیان زاویه ای نسبت به شمال مشخص می شود.
شیب : زاویهی بین سطح افق و سطح گسل راشیب گسل می نامندشیب گسلها اغلب بسیار متغیراست به طوری كه شیب زیاد یك گسل در سطح زمین می تواند در اعماق كم شده و حتی به صفر نزدیك شود. تغییرات شیب تابع ناهمگنی سنگها و نوع آن هاست . انغطاف پذیری سنگها موجب كاهش شیب می شود .
كمر بالا و كمر پایین : قطعهی روی سطح گسل را كمر بالا و قطعهی زیرین آن را كمر پایین مینامند.
انواع گسل
بر اساس نحوه و میزان حركت نسبی در امتداد گسلها كه ناشی از نحوه تشكیل آنها است، گسلها را به رده هایی زیر تقسیم می نمایند.
گسل عادی normal fault
گسل معكوس reverse fault
گسل امتداد لغز strick slip fault
گسل امتداد لغز strick slip fault
در گسل های امتداد لغز جابه جایی به موازات امتداد گسل روی می دهد و بر اساس جهت حركت قطعات طرفین گسل نسبت به شخص ناظر به دو دسته ی راست لغز و چپ لغز تقسیم می شود.اگر در امتداد طبقه جابه جا شده به سطح گسل نگاه كنید ، در صورتی كه قطعه فوق به طرف راست حركت كرده باشد راستگرد و در حالت عكس چپ گرد نامیده می شود.
گسل معكوس revers fault
گسلی را معكوس نامند كه در آن كمر بالا به طرف بالا حركت كرده و شیب آن بیش از 45 درجه باشد گسل معكوس به حالت راندگی و رواندگی دیده می شود.
راندگی Trust fault
گسل معكوس كه شیب آن كمتر از 45 درجه و بیشتر از 10 درجه باشد ، را راندگی گویند. در راندگی ممكن است كمر بالا به طرف بالا حركت كرده و كمر پایین ثابت مانده باشد و یا كمر پایین به طرف بالا حركت نماید و كمر بالا ثابت مانده باشد.
رواندگی overthrust fault
گسل روراندگی ، نوعی گسل معكوس است كه شیب آن زاویه ای كمتر از 10 درجه دارد. و لغزش كلی آن زیاد است .
گسل عادی
گسلی را عادی گویند كه كمر بالا نسبت به كمر پایین به طرف پایین حركت نموده باشد . شیب متوسط گسلهای عادی بین;.تا;درجه متغیر است كه ممكن است كمتر نیز باشد . در گسل عادی گاهی ممكن است كه شیب سطح گسل در جهت شیب طبقات باشد ولی گاهی نیز شیب گسل در خلاف جهت شیب طبقات است . در گسلهای عادی گاهی پدیده های پایین افتادگی و یا بالا آمدگی نیز دیده می شود .
پایین افتادگی Graben
اگر بر اثر دو گسل عادی با لغزش نسبتاً مساوی، قطعهای از زمین از نواحی اطراف پایینتر قرار گیرد به آن پایین افتادگی یا گرابن گویند.
بالا افتادگی Horst
اگر بر اثر دو گسل عادی با لغزش تقریباً مساوی، قطعهای از زمین نسبت نواحی اطراف خود بالاتر قرار گیرد، به آن هورست یا بالا آمدگی میگویند.
A. راندگی B. گسل معمولی C. گسل امتدادلغز
به گسیختگی و یا شکست بخشی از پوسته زمین که به جابجایی چینههای آن میانجامد گُسَل یا گُسَله گفته میشود.
گسلهای بزرگ در پوسته زمین نتیجه حرکت برشی زمین هستند و زمینلرزهها نیز نتیجه نیروی رهاشده در حین لغزش سریع لبههای یک گسل به هم است. بزرگترین نمونههای گسل، مرزهای میان ورقههای زمینساختی کره زمین است. از آنجا که یک گسل معمولاً از یک شیار مستقیم و مرتب تشکیل نشده و ناحیهای از تغییر شکلهای پیچیده زمین را در بر میگیرد معمولاً بجای گسل از «منطقه گسلی» صحبت میکنند.
گونهها
طبقهبندی زایشی گسلها
• گسل معکوس (RERVERSE) :
گسلی است که در آن کمر بالا(فرادیواره) به طرف بالا حرکت کرده باشد.
گسل معکوسیکه شیب آن کمتر از 45 درجه و بیشتر از 10 درجه باشد را گسل راندگی(THRUST) گویندو اگر شیب گسل کمتر از 10 درجه باشد ان را رورانده(OVER THRUST)مینامیم. توجه:گسل های رورانده ای که وسعت زیادی دارند را NAPPE (سفره)هم مینامند.
• گسل امتدادلغز (Strike Slip Fault یا Transcurrent Fault).
در این گسلها جابجایی کلی (لغزش کلی) در راستای امتداد گسل است، یعنی لغزش امتدادی بر لغزش شیبی برتری دارد. این نوع گسل دو حالت راستلغز(DEXTRAL) و چپلغز(SINISTRAL) دارد. گسل نرمال(NORMAL): در این نوع از گسل فرا دیواره به سمت پایین حرکت میکند توجه:گسل های نرمال کم شیب را گاهی اوقات LAG هم مینامند
طبقه بندی براساس شیب سطح گسل
• گسلهای پرشیب (High angle faults)
• گسلهای کم شیب (Low angle faults)
• گسلهای قائم (Vertical faults)
طبقهبندی براساس حالت گسل نسبت به چینهبندی
• گسل چینهای (Bedding Fault) (طبقهای)
• گسل مطابق و نامطابق
طبقهبندی براساس وضعیت گسل نسبت به طبقات اطراف
• گسل امتدادلغز (Strike Slip Fault)
• گسل موربلغز (Oblique Slip Fault)
• گسل طولی (Longitudinal Fault)
• گسل عرضی (Transvers Fault)
• گسل شیبلغز (Dip Slip Fault)
• گسل چرخشی (Pivotal Fault) یا محوری
طبقهبندی گسلها براساس طرح آنها
در این روش گسلها را بر مبنای وضعیت آنها نسبت به یکدیگر طبقهبندی میکنند. در این تقسیمبندی:
• گسلهای موازی (Parallel Fault)
• گسلهای محیطی (Peripheral Fault)
• گسلهای پَرمانند (Feather Fault)
• گسلهای پوششی (En Echelon Fault) (پلهای)
• گسلهای شعاعی (Radial Fault)
در مورد زمین شناسى شمالغرب کشور میتوان گفت فلات آذربایجان ازدید بیشتر زمین شناسان ادامه زون البرز غربى – آذربایجان است ولى اشتوکلین ( 1968 ) بخش اعظم آذربایجان را ادامه زون ایران مرکزى دانسته ومى نویسد که رشته کوه البرز وزاگرس درانتهایى ترین بخش نواحى آذربایجان به یکدیگرمى رسند وآذربایجان ازنظر جغرافیائى , قسمتى ازایران مرکزى محسوب شده وازنظر ساختمان زمین شناختى نیزخصوصیات زون ایران مرکزى را دارست . به باور ( ج . افتخارنژاد 1359 ) دوشکستگى مهم سلطانیه – تبریز , زرینه رود – ارومیه عامل اصلى ناهمسانى بسیار مشخص رخساره ها درآذربایجان شده است . ایشان مى نویسد که خطواره زرینه رود– ارومیه جداکننده کمربندهاى فلیشى خاور دریاچه ونهشته هاى سکوى قاره اى ایران مرکزى است. ریخت امــــرزى این فلات , مــــــشابه سایرنقاط ایران وابــــــسته به فازهاى آلپى جوان میباشد که عمده ترین عامل شکل گیرى ساختمانى منطقه است ولى بطور کلى میتوان گفت که فلات آذربایجان ازنظر ساختمانى با فعالیت شدید آتشفشانى درسنوزوئیک ( ترسیر وکواترنر) مشخص میگردد, که این فــــعالیت ازائوسن تا کواترنر درپهنه اى گســــترده درفلات آذربایـــجان نمایان میباشد . برپایه اطلاعات نقشه هاى زمین شناسى منطقه ولکانیک هاى آذربایجان با ترکیب شیمیایى آلکالن ونبود گدازه هاى تیپیک کالک آلکالن و وجود کانى هاى آنالیسم دراین گدازه ها چهره شاخص این کمربند ولکانیکى است که قابل مقایسه با ولکانیک هاى ارمنستان وقفقاز کوچک میباشد. تاثیرات تکتونیکى , برپایى عظیم آتشفشانهاى سبلان وسهند , دراواخرترسیر وکواترنر, یکى ا زمشخصه هاى مهم این فلات است . گدازه هاى بازالتى آتشفشان بزرگ آرارات که درکشور ترکیه واقع شده , بخشى ازدشت هاى شمالغربى آذربایجان ( ماکو ) را پوشانده که گواهى برآخرین فعالیت هاى آتشفشانى دراین فلات میباشد. بلندترین نقطه این فلات درقله سبلان داراى ارتفاعى 4814 متربوده وگودترین منطقه این فلات نیزدرحوضه رسوبى دشت مغان که خود بخشى اززون فرو افتاده کورا – ارس که آنهم احتمالاً باقیمانده حوضه بزرگ رسوبى اقیانوس تتیس بوده واقع شده است که داراى ارتفاعى حدود 50 متربالاتراز سطح دریاى آزاد میباشد.حوضه رسوبى – ساختارى آذربایجان حوادث بسیارزیادى را پشت سرگذاشته که آثار آن ازپرکامبرین تا به امـــــروز قابل مــــشاهده است . درمنطقه آذربایجان برونزدهایى ازســــــنگ هاى رسوبى دگرگونه وسنگ هاى رسوبى
بدون دگرگونه ( سازند کهر ) متعلق به زمان پرکامبرین وجود دارد . به باورشمارى اززمین شناسان سنگهاى دگرگونه ازنگاه چینه شناسى درزیرقدیمى ترین رسوبات , نادگرگونه قراردارند که درون آنها توده هاى نفوذى وسنگهاى آتشفشانى پرکامبرین پسین دیده میشود . رسوبات پلاتفرمى پرکامبرین بالایى و کامبرین دربرگیرنده سازندهاى سلطانیه , باروت , زاگون , لالو
ن ومیلا درسطح بسیاروسیعى ازآذربایجان رخنمون دارند . ولى دربخش عمده اى ازمناطق آذربایجان نبود چینه اى طولانى درطى دوره هاى اردویسین , سیلورین , دونین و کربونیفر مشاهده میشود که علت اصلى واساسى این نبود طولانى را به جنبش هاى خشکى زائى کالدونین و هرسینین نسبت میدهند. حال آنکه نهشته هاى پرمین در منطقه آذربایجان ازگسترش بسیارزیادى برخوردارند که اغلب بطور پیشرونده برروى واحدهاى کهن قرارمى گیرند وعلت آنرا حرکات خشکى زایى وارسکین مى دانند که با واحدهاى آوارى شروع شده وبه سنگ آهک هاى کربناته ختم مى گردند. هرچند که درخیلى ازمناطق آذربایجان , خصوصاً در مناطق غربى وجنوبى نهشته هاى کربناته پرمین توسط گسل هاى تراستى کم شیب برروى واحدهاى
مختلف کهن وجوانتررانده شده اند . تداوم رسوبگذارى پرمین به تریاس نیز درپاره اى ازمناطق آذربایجان قابل مشاهده است که یکى ازکامل ترین برش ها دراین زمان درمنطقه مرزى جلفا ازسال 1878 تاکنون درخورتوجه است . نهشته هاى متعلق به زمان مزوزوئیک وسنوزوئیک , بطور گسترده درمناطق مختلف شمالغرب ایــــــران برونزد دارند ولى اثرات فاز چین خوردگى کیمرین را درناهمسازى قاعده رسوبات ژوراسیک ( سازند شمشک ) وکرتاسه زیرین ( نئوکومین ) ونیزناپیوستگى بین سنگ هاى کرتاسه زیرین وکرتاسه بالا را درخیلى ازمناطق آذربایجان میتوان مشاهده نمود . حد بین کرتاسه زیرین با کرتاسه بالایى
را به فاز کوهزایى استرین ( اتریشى ) مربوط میدانند. درخاتمه کرتاسه ودرحدفاصل آن با ترشیارى , حرکات کوهزایى مربوط به فاز لارامین ( لارامید) درمنطقه شمالغرب ایران تاثیرگذاشته وعمدتاً دگرشیبى زاویه دارى را میان این دو دوره ( کرتاسه – ترسیر) به جا گذاشته است ومتعاقب آن فعالیت آتشفشانى شدیدى با گسترش زیاد سنگ هاى آتشفشانى همراه است که درترشیارى نیزادامه مى یابد. وجود دگرشیبى و کنگلومراى قاعده اى ائوسن رانیزمیتوان به حرکات کوهزایى پیرنه ( 37- 40 میلیون سال قبل ) نسبت داد درنقاط مختلفى دگرشیبى دیگرى درقاعده رسوبات الیگوسن دیده میشود. ونیزدگرشیبى پى میوسن که دراغلب نقاط آذربایجان دیده میشود میتوان به این حرکات نسبت داد.رسوبات سازند قرمزفوقانى ( میوسن میانى – فوقانى ) بطورناپیوسته ودربعضى نقاط با دگرشیبى برروى رسوبات سازند قم ( به سن الیگو – میوسن ) قرارگرفته است که مى تواند درارتباط با فاز استرین ( 17-22 میلیون سال قبل ) باشد . نهشته هاى زمان پلیوسن نیزاغلب درهمه جاى آذربایجان با دگرشیبى زاویه دار برروى واحدهاى قدیمىتر جاى گرفته اند که درارتباط با جنبش هاى کوهزایى آلپى جوان میباشد. بلاخره اثرات فازپاسادانین درفاصله زمانى پلیو- پلئیستوسن ( 8/1 -2 میلیو ن سال ) باعث چین خوردگى رسوبات پلیوسن گردیده ومتعاقب آن فعالیت ولکانیکى تجدید شده دراکثرنقاط آذربایجان قابل مشهود است . بخش به نسبت گسترده اى ازمنطقه غرب آذربایجان را که ( م . ح . نبوى 1355) آنرا زیرعنوان زون خوى – مهاباد اززون البرز – آذربایجان جدا نموده است , ملانژ افیولیتى پوشش میدهد که هرکدام ازسنگ هاى تشکیل دهنده این زون سرگذشت جداگانه اى دارند ودرطى فرآیندهاى ویژه زمین ساختى ورسوبى درکنار یکدیگرجاى گرفته اند, که متشکل ازسنگ هاى اولترابازیک , بیشترسرپانتینیت , پریدوتیت , گابرو, بازالت , دیوریت , آندزیت وسنگ هاى دگرگونه شیست سبز , آمفیبولیت به همراه سنگ هاى رسوبى نواحى ژرف , مانند چرت هاى رادیولاریتى وسنگ آهک پلاژیک است .گسل هاى پرشمار وفراوانى درمنطقه آذربایجان وجود
دارد که بیشترآنها به سبب عملکرد هایشان ازاهمیت ویژه اى برخوردارند . برخى ازاین گسله ها , آبرفت هاى کواترنرراگسسته وفعال هستند وشمارى ازاین گسل ها نیزبسیارژرف هستند ودنباله آنها تا پى سنگ منطقه نیزکشیده میشود.افتخارنژاد مى نویسد که دوشکستگى مهم سلطانیه – تبریز و زرینه رود – ارومیه عامل ناهمسانى بسیارمشخص رخساره ها درآذربایجان شده اند.در مورد البرزغربى – آذربایجان ، در یک بررسى دقیق تراز دیدگاه زمین شناسى ایران میتوان گفت :
پرکامبرین پسین در البرز – آذربایجان :
با توجه به یافتههاى جدید، سنگهاى پرکامبرین پسین البرز – آذربایجان منحصر به سازند بایندور و دو عضو زیرین سازند سلطانیه است. سازند هزارچال که گاه به سن پرکامبرین پسین و گاهى به کامبرین منسوب شده، یک واحد سنگچینهاى پرسشآمیز است که نیاز به بازنگرى دارد.
سازند بایندور توسط اشتوکلین و همکاران (1964) در کوه بایندور واقع در جنوب خاورى زنجان، به ضخامت 498 متر، مطالعه و معرفى شده است. این سازند، شامل ماسهسنگهاى ارغوانى، شیلهاى میکادار سیلتى و شیلهاى ماسهاى دانه ریز است که میان لایههایى از دولومیتهاى قهوهاى استروماتولیتدار دارد. جلبکهاى استروماتولیتى و آرکئوسیاتیدها تنها سنگوارههاى موجود است که فقط در میانلایههاى دولومیتى دیده مىشوند که به طور عموم به نوپروتروزوییک پسین
(وندین) نسبت داده شدهاند.مرز زیرین سازند بایندور با گرانیت دوران از نوع دگرشیبى آذرین پى است ولى گاه (در قرهداغ) بایندور با سازند کهر ارتباط ناپیوسته دارد. در بالا، سازند بایندور به طور همشیب و پیوسته با سازند سلطانیه پوشیده مىشود.گسترش جغرافیایى سازند بایندور محدود به کوههاى سلطانیه زنجان و شمال باخترى آذربایجان (کوههاى مورو، میشو، مهاباد، غرب ارومیه) است. اگرچه در پارهاى از نقاط البرز مرکزى (دماوند، فیروزکوه، دامغان) بعضى از ردیفهاى سنگى را با سازند بایندور مقایسه کردهاند، ولى در این مورد اطمنیان چندانى وجود ندارد.گفتنى است که حمدى (1374) سازند بایندور را به سن ژوراسیک – کرتاسه مىداند ولى مطالعات پالینولوژى قویدل (1374 ) همچنان مؤید سن نوپروتروزوییک پسین (Late Riphean) است که قابل قبولتر است.
« عضوهاى 1 و 2 سازند سلطانیه »، در محل بُرش الگو (کوههاى سلطانیه)، سازند سلطانیه از سه عضو دولومیت پایینى (123متر)، شیل چَپُقلو (247 متر) و دولومیت بالایى (790متر) تشکیل شده است. مطالعات بعدى (حمدى، 1372) نشان داد که سازند سلطانیه را مىتوان به 5 عضو تقسیم کرد و در ضمن مرز پرکامبرین – کامبرین به تقریب در لایههاى آغازین سومین عضو این سازند قرار دارد. به همین رو، بخشى از سازند سلطانیه که سن پرکامبرین پسین دارد، منحصر به عضوهاى 1 (دولومیت پایینى) و 2 (شیل پایینى) این سازند است.
« عضو دولومیت پایینیLower Dolomite Mbr.) )»، شامل تا 25 متر دولومیت لایهاى چرتدار، خاکسترى تیره حاوى فسیلهاى پوستهدار است این عضو در بیشتر نقاط وجود ندارد و سلطانیه با عضو شیل پایینى آغاز میشود.
« عضو شیل پایینى (Lower Shale Mbr.) »، شامل 120 متـر شیلهاى رُسى – سیلتـى میکادار و گاهى ماسهدار ریز دانه است که حـاوى عدسىهایى از سنگآهک سیـلتدار است Chuaria circularis Walcot و آکریتارکها ((Acritachs از سنگوارههاى شاخص این عضو است که سن وندین را نشان میدهند.
جدا از سازند بایندور و عضوهاى 1و 2 سازند سلطانیه، در بعضى از نقاط آذربایجان (مهاباد، تکاب و غرب ارومیه) در مرز میان سازند کهر (در زیر) و سازند بایندور (در بالا )، یک واحد سنگ چینــهاى آتشفشانى – رسوبى، به ضخامت حــدود 1140 متر وجود دارد که به نام «سازند قرهداش» نامگذارى شده که بیشتر شامل گدازههاى ریولیتى قلیایى، توفهاى اسیدى، شیلهاى ماسهاى میکادار ارغوانـى است. این گدازهها معـادل خروجــى فاز گرانیتزایى رخـداد کاتانـگایـى « گرانیت دوران » هستند و لذا به رغم جایگاه چینهشناسى (بین کهر و بایندور)، شایسته است از مجموعه پرکامبرین جدا باشند
کامبرین در البرز – آذربایجان:
به دلیل تفاوتهاى آشکار در نوع رخسارهها و شرایط رسوبى، به ویژه وجود یک ناپیوستگى آشکار، سنگهاى کامبرین البرز – آذربایجان را میتوان به دو مجموعه کامبرین پیشین و کامبرین میانى – بالایى تقسیم کرد.
کامبرین پیشین در البرز – آذربایجان:
تا پیش از سال 1361، ماسهسنگهاى سُرخرنگ سازند لالون را آغاز رسوبات کامبرین پیشین میدانستند. مطالعات حمدى (1989) نشان داد که مرز پرکامبرین – کامبرین از درون سازند سلطانیه میگذرد. به همین رو واحدهاى سنگچینهاى کامبرین پیشین البرز – آذربایجان عبارتند از: عضوهاى 3، 4 و 5 سازند سلطانیه، سازند باروت، سازند زاگون و سازند لالون. گفتنى است که توزیع جغرافیایى سازندهاى یاد شده منحصر به البرز – آذربایجان نیست. وجود توالیهاى مشابه در نقاط مختلف ایران مرکزى و حتى کوههاى زاگرس در خور توجه است و میتواند نشانه شرایط یکسان رسوبى در نواحى یاد شده باشد.
« عضوهاى 3، 4 و 5 سازند سلطانیــه »، ویژگیهاى سنگى و سنى مشابه ندارند. به عضـو 3 سازند سلطانیه « عضو دولومیت میانى Middle Dolomite Mbr.) )» نام داده شده است که شامل 40 تا 72 متر سنگهاى کربناتى چهرهساز است که 40 متر زیرین آن سنگآهکهاى سیلیسى خاکسترى تیره و بقیه آن دولومیت تا دولومیت آهکى روشن رنگ است. سنگوارههایى مانند پروتوکونودونتها، معرف آشکوب مانیکاى(Manykay) از کامبرین پیشین است. عضو 4 سازند سلطانیه، به نام « عضو شیل بالایى ( (Upper Shale Mbr.» شامل 40 تا 212 متر شیلهاى رُسى – سیلتدار آهکى متمایل به سبز است که به طرف بالا به سنگآهکهاى رُسى خاکسترى تیرهرنگ تبدیل میشود. در برش دلیر، در پایه این عضو میان لایههایى از شیل آهکى فسفاتدار خاکسترى تیره تا سیاهرنگ با حدود 15 متر ضخامت وجود دارد. در عضو شیل بالایى انواع گوناگونى از فسیلهاى پوستهدار، شکمپایان، هیولیتیدها، اسفنجها و کونودونتهاى ابتدایى وجود دارد که تعلق این عضو را به آشکوب توماتین(Tommatian) قطعى میسازد.عضو 5 سازند سلطانیه به نام « عضو دولومیت بالایى (Upper Dolomite Mbr.) » شامل 250 تا 790 متر دولومیتهاى تودهاى، متبلور، صخرهساز، با رنگ روشن تا خاکسترى روشن است. جلبکهاى استروماتولیتى به ویژه انواع Collenia فراوانترین سنگواره این عضو و نشانگر آشکوب آتابانین (Atdabanian) از کامبرین پیشین است.از نگاه لاسمى (1379)، بخش بیشتر سازند سلطانیه از سنگهاى کربناتى پدید آمده که در سکوهاى نوع رمپ نهشته شدهاند و شامل دو توالى پسرونده بزرگ است. توالى نخست با پیدایش نهشتههاى پیشرونده کربناتهاى دولومیت
پایینى آغاز و با بالا آمدن سطح آب دریا و ژرفتر شدن حوضه، نهشتههاى کربناتی جاى خود را به شیلهاى تیره رنگ داراى چوآریا(Chuaria) ، وابسته به بخش شیل زیرین داده است. پس از پایین افتادن دوباره سطح آب، رخسارههاى کربناتى سکوى بخش دولومیت میانى بر جاى گذاشته شدهاند. توالى دوم، با شیلهاى تیره رنگ و فسفاتدار عضو شیل بالایى آغاز شده و با دولومیتهاى بالایى پایان مییابد. گفتنى است که جدا از البرز – آذربایجان، رخنمونهاى مشابهى از سازند سلطانیه
در نواحى دامغان، شیرگشت، کاشمر، ازبکوه، خمین، گلپایگان، اراک، تفرش گزارش شده است. در منطقه انارک، با وجود دگرگونى پیشرفته، گروه چاهگربه و مرمرهاى لاک با سازند سلطانیه مقایسه شدهاند. در ناحیه عقدا، سازند شیلى هشم (Heshem Fm.) و سنگآهکهاى جلبکساز عقدا (Aghda Fm.) قابل قیاس با عضو شیل بالایى و دولومیت بالایى سازند سلطانیه است.
سازند باروت(Barut Fm.) : در محل بُرش الگو (17 کیلومترى جنوب باخترى زنجان) شامل 714 متر شیلهاى رسى – سیلتى و ماسهاى دانهریز، بسیار میکادار به رنگ ارغوانى، کمى سبز – خاکسترى و سیاه است که میانلایههایى از سنگآهک و دولومیت حاوى چرت و استروماتولیت، دارد. به دلیل داشتن گذر تدریجى با سازند سلطانیه (در زیر) و سازند زاگون (در بالا)، مقدار میانلایههاى کربناتى در پایین به مراتب بیشتر از بخش بالایى است، به گونهاى که باروت را میتوان سازند حدواسط سلطانیه و زاگون دانست.در گذشته، سازند باروت بخشى از مجموعه اینفراکامبرین ایران دانسته میشد، ولى یافتههاى
فسیلشناسى جدید، جایگاه چینهشناسى و همچنین وجود انواع گوناگونى از سنگوارهها مانند Biconulites sp.، استروماتولیتها و دینوفلاژلهها سبب شده که سن قطعى این سازند آشکوب بوتومین ((Botomian از کامبرین پیشین باشد (حمدى، 1374).گسترش جغرافیایى سازند باروت محدود به البرز – آذربایجان نیست. جنوب سبزوار، شیرگشت، خاور تهران از مناطقى هستند که سازند باروت گزارش شده است. در شمال شهمیرزاد سمنان، سنگهاى منسوب به سازند باروت، چهره متفاوتى دارند. جدا از افزایش درخور توجه ضخامت، تناوبهاى کربناتى به طور عمده محدود به بخش پایانى سازند است. در ناحیه انارک، ردیفهاى مقایسه شده با سازند باروت، شیستهاى کلریتى – اپیدوتى هستند که « واحد پَتیار » نام دارند (الماسیان 1997).
کامبرین میانى – پسین در البرز – آذربایجان :
« سازند میلا »، واحد سنگچینهاى معرف سنگهاى کامبرین میانى – بالایى البرز – آذربایجان و دیگر نواحى ایران (به جز کرمان) است. برش الگوى سازند میلا توسط روتنر و همکاران (1963)، در میلا کوه دامغان، به ضخامت 585 متر اندازهگیرى و معرفى شده است. نامبردگان به دلیل ناهمگنیهاى موجود، سازند میلا را به 5 عضو تقسیم کردهاند که کم و بیش در بسیارى از نقاط ایران قابل شناسایى است.
« عضو 1 سازند میلا » : 189 متر دولومیت بدون فسیل همراه با میانلایههاى مارنى و شیلى زردرنگ است.
« عضو 2 سازند میلا » : 89 متر سنگآهک، لایهلایه، کمى ماسهاى به رنگ قهوهاى تا خاکسترى تیره است که تناوب ناچیزى از مارن و آهک مارنى دارد. تریلوبیت، بازوپا و هیولیتیده فراوانترین سنگوارههاى این عضو هستند.
« عضو 3 سازند میلا » : به عنوان بارزترین عضو این سازند، شامل 82 متر سنگآهک دانه درشت روشن رنگ، بلورین گلوکونیتدار است. تریلوبیت (گروه Anomocarella) و بازوپایان (به طور عمده از جنس Billingsella) نشانگر قسمتهاى زیرین و یا میانى کامبرین پسین هستند.
« عضو 4 سازند میلا » : 96 متر سیلت سنگ، ماسهسنگ، سنگآهک گلوکونیدار درشتدانه و مارن است که همچنان حاوى تریلوبیتها و هیولیتیده کامبرین پسین است.
« عضو 5 سازند میلا »: 129 متر شیل بدون فسیل، ماسهسنگ و سنگ آهکهاى نازک لایه است که یک واحد ماسه سنگ کوارتزى سفید در قاعده آن وجود دارد. در میلا کوه (بُرش الگو) این عضو سنگواره ندارد ولى، در دیگر نقاط ایران، تعلق عضو 5 به زمان اردویسین حتمى است. به همین دلیل، در بسیارى از گزارشهاى زمینشناسى از سازند میلا به عنوان یک واحد سنگچینهاى به سن کامبرین – اردویسین (کامبرو – اردویسین) یاد شده است. فرسایش پس از اردویسین سبب شده تا این عضو در همه جا وجود نداشته باشد لاسمى (1379). با توجه به رخساره و محیط رسوبــى، بر این باور است که عضو 5 سازند میلا در دریایى به نسبت ژرف و در پنجههاى زیردریایى و دشت حوضهاى نهشته شده است.
مطالعات دیرینهشناسى سازند میلا درخور توجه است که از میان آنها میتوان به بررسى تریلوبیتهاى سازند میلا توسط کوشان (1973) در نواحى میلاکوه، شهمیرزاد، حسنکدر، ابهر و روستاى چپقلو اشاره کرد. در این مطالعات، کوشان در سازند میلا 7 زون زیستى جداگانه شناسایى کرده که مؤید سن کامبرین میانى تا اردویسین (ترمادوسین) است.از نظر جغرافیایى، سازند میلا گستردگى زیادى، در البرز، آذربایجان، ایران مرکزى و زاگرس دارد. اما، به نظر میرسد که به طرف دامنههاى شمالى البرز، سازند میلا پس از کاهش ضخامت، به تدریج حذف میشود. پایدارى ویژگیهاى سازند میلا در نواحى گوناگون ایران میتواند مؤید شرایط یکسان رسوبى حوضههاى کامبرین میانى – پسین در گسترههاى وسیعى از ایران باشد. یافتههاى جدید زمینشناسى ایران نشان میدهد که:
* با توجه به شواهد روى زمین بستگى کوارتزیت رویى با سازند میلا بیشتر از سازند لالون است. به همینرو و بنا به توصیه کمیته ملى چینهشناسى، کوارتزیت رویى از سازند لالون حذف و ردیفهاى آغازین سازند میلا دانسته میشود و لذا، باید یک عضو به سازند میلا اضافه شود.
* همبرى عضو 5 بُرش الگو با دیگر عضوهاى این سازند ناپیوسته و از نوع دگرشیبى موازى است. به همین دلیل و همچنین به دلیل داشتن سن اردویسین، توصیه کمیته ملى چینهشناسى ایران بر آن است که عضو 5، از سازند میلا حذف شود.
* با توجه به افزودن یک عضو (کوارتزیت رویى) به قاعده سازند میلا و حذف یک عضو (عضو 5) از رأس این سازند، واحد سنگى میلا کماکان داراى 5 عضو خواهد بود، مشروط بر آنکه از عضوهاى 1، 2، 3 و 4 بُرش الگو، با شمارههاى 2، 3، 4 و 5 یاد شود.
سازند شیلى زاگون (.(Zagun Shale Fm واحد سنگچینهاى همگنى از شیلهاى آهکدار، ماسهسنگ ریزدانه آرکوزى، سیلت سنگ میکادار زودفرسا است که رنگ متمایل به سُرخ ارغوانى دارد. در بُرش الگوى معرفى شده توسط آسرتو (1963)، ضخامت اندازهگیرى شده در باختر آبادى زاگون، 453 متر است ولى در دیگر بُرشها، ضخامتهاى متفاوتى از سازند زاگون گزارش شده است. به عقیده اشتوکلین (1964) تغییر ضخامت سازند زاگون ناشى از تغییر رخساره جانبى و تبدیل آن به سازند باروت است. ولى، به احتمال فاز فرسایش پیش از سازند بالایى (لالون)، نقش بیشترى دارد.بخش زیرین سازند زاگون به دلیل داشتن گل سنگ و سیلت سنگ سُرخرنگ، ترکهاى گلى و قالب بلورهاى تبخیرى در یک محیط قارهاى خشک و به گمان قوى در یک محیط پلایایى انباشته شده است. سنگهاى بخش بالایى این سازند، معرف محیط رودخانه ماندرى است (لاسمى، 1369).سازند زاگون به جز بُرش کالشانه (ناحیه شیرگشت)، در دیگر برشها سنگواره ندارد. حمدى (1374) سن این رسوبات را معادل کامبرین پیشین و درخور مقایسه با سرى لنین(Lenian) و به احتمال همارز آشکوب تویونین (Toyonian) میداند. توزیع جغرافیایى سازند زاگون در البرز – آذربایجان، نواحى گوناگون ایران مرکزى و حتى کوههاى زاگرس درخور توجه است. در کافتهاى پرکامبرین پسین – کامبرین ایران مرکزى و زاگرس، ردیفهاى شیلى – سیلتى ارغوانى سازند زاگون، بدون داشتن جایگاه چینهشناسى شاخص، از جمله همراهان سریهاى ریزو، دسو و هرمز است.
سازند ماسه سنگى لالون ((Lalun Sandstone Fm.: یکى از گستردهترین سازندهاى کامبرین پیشین ایران است که به تقریب در همه جا ترکیب سنگشناسى مشابه دارد. شباهتهاى ظاهرى به ویژه رنگ و سنگشناسى این سازند با ماسهسنگهاى دونین اروپا (ماسه سنگ سُرخ قدیمى (Old Red Sandstone) سبب شده بود تا این سازند به سن دونین دانسته شود. ولى، جایگاه چینهشناسى و نشانههاى فسیلى موجود، تعلق آن را به کامبرین پیشین حتمى ساخته است.
در محل بُرش الگو واقع در دامنه خاورى دره لالون، و دیگر نقاط ایران، سازند لالون شامل ضخامت متغیرى (600 – 400 متر) از ماسه سنگهاى آرکوزى، متوسط دانه، کوارتزى، متراکم، به رنگ سُرخ ارغوانى است که به داشتن چینهبندى متقاطع و موج نقش، شاخص است. با وجود گستردگى زیاد، منشأ این ماسهسنگهاى کوارتزى دانسته نیست. با این حال، وجود گارنت، آپاتیت، گلوکونیت و فسفات سبب شده تا این ماسه سنگها نتیجه تخریب تودههاى گرانیتى و سنگهاى دگرگونى دانسته شوند که در محیطهاى رودخانهاى اکسیده انباشته شدهاند.
مرز زیرین ماسه سنگهاى لالون با ردیفهاى سیلتى – شیلى زاگون تدریجى است به گونهاى که گاهى تفکیک این دو سازند دشوار است. با این حال، در پارهاى نقاط ایران (کوههاى سلطانیه، پشتبادام، باخترکاشان، کرمان و 000) وجود افقهاى کنگلومرایى و یا همبرى لالون با ردیفهاى کهنتر از سازند زاگون، سبب شده تا یک فاز فرسایشى پیش از لالون حتمى دانسته شود. حقیپور (1974) به رویداد عامل این سطح فرسایشى موازى، «زریگانین(Zariganian) » نام داده است. مرز بالایى سازند لالون در همه جا نشانگر یک ایست رسوبى سراسرى، وابسته به رخداد میلایین ((Milaian است.
وجود یک عضو شیلى ارغوانى و واحدى از ماسهسنگ کوارتزیتى سفیدرنگ (کوارتزیت رویى (Top Quartzite) در بالاى سازند لالون سبب شده بود تا این سازند به سه عضو تقسیم شود که در بین آنها ماسهسنگهاى کوارتزى بیشترین سهم را دارند. ولى، هم اکنون پذیرفته شده که کوارتزیت رویى، مرز ناپیوستهاى با ماسهسنگهاى لالون دارد و ردیفهاى پیش رونده کامبرین میانى – بالایى (سازند میلا) است. در ضمن عضو شیلى ارغوانى هم، به لحاظ چرخههاى فرسایشى پیش از کوارتزیت رویى، در همه جا وجود ندارد. لذا، در زمینشناسى ایران « لالون » یادآور ماسهسنگهاى آرکوزى سُرخ – ارغوانى کامبرین پیشین است. فقط در ناحیه کرمان، هوکریده و همکاران (1962) به ماسهسنگهاى مشابه، « سرى داهو (DahuSeries) » نام دادهاند، که با وجود اولویت در نامگذارى، چندان مورد استفاده نیست به جز نشانههاى فسیلى و آثار پایتریلوبیتهاى گروه ردلیچیا (Redlichia) به نام کروزیانا(Cruziana) ، سازند لالون سنگواره دیگرى ندارد. و بنابراین، سن کامبرین پیشین آن بیشتر بر اساس جایگاه چینهشناسى است.تغییرات قائم رخسارههاى رسوبى سازندهاى زاگون و لالون نشان دهنده بخشى از یک ابرتوالى است که از جایگیرى زیر محیطهاى گوناگون ساحلى – دلتایى، رودخانه ماندرى و پلایایى بر روى یکدیگر پدید آمدهاند (لاسمى و همکاران، 1375).
اردویسین در البرز – آذربایجان:
در البرز –آذربایجان، نهشتههاى اردویسین رخنمون متعدد، ولى گسترش محدود دارند و در همه جا پس از یک ایست رسوبى، به طور همشیب، بر روى سنگهاى کامبرین و یا قدیمیتر قرار دارند. در این نواحى (البرز – آذربایجان) سه واحد سنگچینهاى « لشکرک »، «عضو 5 سازند میلا » و « سازند قلى » نشانگر ردیفهاى اردویسین اندکه از میان آنها سازند لشکرک کاربرد بیشترى دارد.
سازند لشکرک : با 175 متر ضخامت، توسط گانسر و هوبر (1962) شناسایى و توسط گلاس (1965)، در خاور قله لشکرک (شمال طالقان، باختر کلاردشت) مطالعه و معرفى شده که مرز زیرین آن با سازند لالون گسلى و در بالا با سازند آهکى مبارک (کربنیفر) پوشیده میشود. بُرش الگوى سازند لشکرک متشکل از سه واحد زیر است.
1- 95 متر، شیل و ماسه سنگ با یک افق 60 مترى از دولومیت زرد تا سُرخ چرتدار بدون فسیل در قاعده.
2- 25 متر، سنگآهک گرهدار به رنگ سُرخ همراه با تناوبى از مارن، داراى تریلوبیت، سیستویید و بازوپا.
3- 55 متر، تناوبى از شیل و ماسهسنگ همراه با لایههاى نازکى از سنگآهک بى فسیل (در بالا).
دولومیتهاى چرتدار واحد پایینى با ردیفى از ماسهسنگ کوارتزى پوشیده میشود و با تناوبهاى شیل و ماسهسنگ ادامه مییابد. 60 متر دولومیت چرتدار بُرش الگو در همه جا وجود ندارد و به دو طرف، پس از نازک شدن از بین میرود و سازند لشکرک بیشتر با افق ماسهسنگ کوارتزى سفیدرنگ آغاز میشود. به نظر میرسد دولومیتهاى چرتدار مورد سخن بخشى از سنگهاى کامبرین (سازند میلا) هستند و لذا شایسته است از سازند لشکرک حذف گردند.
بر اساس سنگوارههاى موجود، به ویژه Orthia, Michelinoceras sp., Orthoceras sp., Endoceras sp. سن سازند لشکرک اردویسین پیشین تا میانى است.
« عضو 5 سازند میلا »، 129 متر شیل، ماسهسنگ و سنگآهکهاى نازک لایه است که با افقى از کوارتزیت سفیدرنگ آغاز میشود و ارتباط ناپیوستهاى با عضوهاى کهنتر سازند میلا دارد. ویژگیهاى سنگى و سنى این عضو مشابه سازند لشکرک است به همینرو، کمیته ملى چینهشناسى ایران استفاده از واژه عضو 5 سازند میلا را توصیه نمیکند و نظر بر این است که در تمام نقاط البرز – آذربایجان به سنگهاى اردویسین، سازند لشکرک گفته شود.
سازند قلى ((Qelli Fm. : در 50 کیلومترى جنوب باخترى شهرستان بجنورد، در زیر شیلها و ماسهسنگهاى سبزرنگ اردویسین حدود 160 متر آگلومرا به رنگ سبز روشن همراه با سنگهاى آتشفشانى قلیایى وجود دارد. حضور آتشفشانیهاى یاد شده سبب گردیده تا افشار حرب (1373) از نام سازند قلى استفاده کند که شامل سه بخش جداگانه است:
بخش پایینى با 262 متر ضخامت شامل آگلومرا، سنگهاى آتشفشانى قلیایى، سنگآهک، شیل و شیل آهکى است.
بخش میانى با 412 متر ضخامت شامل شیل، ماسهسنگ، سیلت سنگ قهوهاى، سیلت آهکى و شیل میکادار است.
بخش بالایى با 224 متر ضخامت شامل شیل سیلتى، ماسهسنگ، سیلت ماسهسنگى و شیل است. جدا از بُرش الگو (روستاى قلى – باختر اسفراین) سازند قلى را میتوان در نواحى سالوگ، گزن، جلگه شقان، جنوب خاورى گرگان دید. در بین روستاهاى خوش ییلاق و تیلآباد (در امتداد راه شاهرود به آزادشهر) 115 متر تناوب شیل و ماسهسنگ میکادار به رنگ خاکسترى زیتونى وجود دارد که در قاعده آن 65 متر بازالت و آگلومرا دیده میشود (اشتامفلى، 1974). میتوان این مجموعه را با سازند قلى مقایسه کرد. ساختهاى رسوبى، دانهبندى تدریجى، قالب حفر شدگیهاى قاشقى و شیارى، لایهبندى مورب، چینهاى لغزشى، لایهبندى پیچیده و چرخههاى کامل و ناقص بوما سبب شده تا لاسمى (1379)، انباشتگى سازند قلى را در یک دریاى ژرف و توسط جریانهاى توربیدیتى بداند.لازم به ذکر است که گدازههاى اردویسین محدود به البرز خاورى نیست. در ناحیه کلور از توابع خلخال، گدازههاى زیردریایى، به رنگ سبز تیره، وجود دارد که تناوبهاى کربناتى درون آن حاوى کنودونتهاى اردویسین است
دونین در البرز – آذربایجان:
در البرز- آذربایجان، سنگهاى دونین چند رخساره سنگى متفاوت دارند. گوناگونى رخسارهها به حدى است که تغییرات جانبى رخسارهها را منتفى میسازد و وجود حوضههاى مستقل با شرایط رسوبى متفاوت، میتواند قابل قبولتر باشد. جدا از رخساره سنگى، آغاز و پایان توالیها و حتى پدیده ماگمایى در این سنگها متفاوت است. در البرز خاورى سازندهاى پادها و خوش ییلاق، در البرز مرکزى سازند جیرود و در البرز غربى (ماکو ) سازندهاى مولى و ایلان قره معرف سنگهاى دونین هستند.
دونین در البرز خاورى : در البرز خاورى دو سازند پادها و خوشییلاق معرف سنگهاى دونیناند.
سازند ماسهسنگى پادها : ضمن داشتن ویژگیهاى سنگچینهاى مشابه با ایران مرکزى بین بازالتهاى سلطان میدان (در زیر) و سازند خوشییلاق (در بالا) قرار دارد (شکل 4-5).
سازند خوشییلاق : به عنوان الگوى سنگهاى دونین میانى – بالایى البرز خاورى، یکى از ستبرترین ردیفهاى دونین البرز است که میان سازند آوارى پادها (در زیر) و سازند آهکى مبارک (در بالا) قرار دارد و بُرش الگوى آن توسط بزرگنیا (1973) در گردنه خوشییلاق مطالعه و معرفى شده است. جدا از توصیف لایه به لایه بُرش الگو، در یک نگاه کلى توالیهاى این سازند را میتوان به چهار عضو زیر تقسیم کرد.
* واحد آوارى پایینى، شامل تناوب کنگلومرا، ماسهسنگ، سیلت سنگ و شیل که درون لایههاى تیرهرنگى از سنگآهک دارد ( این واحد به طور عموم با واریزههاى سطحى پوشیده است و لذا برونزد محدود دارد).
* واحد کربناتهاى پایینى، شامل سنگآهکهاى پرفسیل، آهکهاى ارژیلى – سیلتى، سنگآهکهاى زیستآوارى و آهکهاى دولومیتی.
* واحد آوارى بالایى متشکل از ماسهسنگ سُرخ – قهوهاى که سیماى لایه کلیدى دارد.
* واحد کربناتهاى بالایى، شامل تناوبى از سنگآهکهاى پرفسیل، سنگآهکهاى زیستآوارى، شیل آهکى و سنگآهک رُسی.
فراوانى انواع گوناگونى از بازوپایان، کنودونت، تانتاکولیتس، تریلوبیت، مرجان، پالینومورف و مهرهداران، تعیین سن دقیق سازند خوش ییلاق را ممکن ساخته است. ولى سن لایههاى دریایى آغازین این سازند مورد بحث دیرینه شناسان بوده و هست. ودیگ (1984)، با تکیه بر کنودونتها، سن ایفلین پسین – ژیوسین را براى بخش زیرین سازند خوش ییلاق معرفى کرده و به یک نبود چینهاى به سن ایفلین باور دارد. ( این هیــاتـوس در بسیارى نقاط ایـــران سراسرى است). گـروهـــى از دیرینـهشناسان لایههاى آغازین سازند خوشییلاق را به سن دونین میانى (آشکوب ایفلین) میدانند. ولى، احمدزاده هروى، حمدى- ژانویه و گلشنى، دیرینهشناسانى هستند که آغاز سازند خوش ییلاق را آشکوب امزین ((Emsian از دونین پیشین میداند.دیدگاه قویدل سیوکى (1994)، با دیگر دیرینهشناسان تفاوت آشکار دارد. نامبرده با استناد به مطالعات پالینولوژى، در سازندهاى پادها و خوش ییلاق سه زون زیستى شناسایى و معرفى کرده است . به باور قویدل:
* زون زیستى 1، به سن فرازنین پیشین است که بخش زیرین سازند پادها را شامل میشود.
* زون زیستى 2، به سن فرازنین میانى که در بخش بالاى پادها و قسمت بیشتر سازند خوش ییلاق شناسایى شده است.
* زون زیستى 3، به سن فرازنین پسین – فامنین پیشین که شامل بخش بالایى سازند خوش ییلاق است.
نتایج مطالعات پالینولوژى بُرش الگوى سازند خوش ییلاق مشابه نتایج حاصل از سازند جیرود در البرز مرکزى (حسنک در، امامزاده هاشم) با سن دونین پسین است. در حالى که، پارهاى از بازوپایان دونین میانى گزارش شده در سازند خوش ییلاق همانهایى است که در سازند جیرود هم وجود دارد.
از نظر جغرافیایى، گسترش سازند خوش ییلاق محدود به محل بُرش الگو نیست. رسوبهاى دریایى دونین نواحى جاجرم، کوه کورخود، بجنورد، رباط قرهبیل نیز با سازند خوش ییلاق مقایسه شدهاند. اصیلیان مهابادى (1374) با بررسى سنگشناسى و محیط رسوبى خوش ییلاق در کوه اُزوم و در رباطقرهبیل، بر این باور است که سازند خوش ییلاق دو رخساره کربناتى و تخریبى دارد که در برگیرنده محیطهاى فراکشندى و میان کشندى، تالاب، سد زیستآوارى و بخش ژرفتر سکو است. در این مدل، در هنگام پایین بودن سطح آب دریا و یا هنگام پیشروى آن، رخسارههاى تخریبى جایگزین رخسارههاى کربناتى میشدند.
دونین در البرز مرکزى : در البرز مرکزى، سنگهاى دونین پایینى و میانى وجود ندارد و سنگهاى کامبرین – اردویسین، پس از یک چرخه فرسایشى طولانى با ردیفهاى پیشرونده دونین بالایى به نام سازند جیرود پوشیده شدهاند.
سازنـــد جیـــرود ((Geirud (Jeirud) Fm. : در محل بُرش الگــو (روستاى جیـــرود – شمال خاورى تهــــران) چهار عضـــو (D, C, B, A) و 760 متر ضخامت دارد. از عضوهاى چهارگانه سازند جیرود فقط عضو A به سن دونین پسین است که با یک واحد آوارى، به ضخامت 20 متر از دیگر عضوها (D, C, B) و به سن کربنیفر پیشین جدا میشود. مرز پایینى عضو A ، با واحد سنگچینه پایینى (سازند میلا) از نوع دگرشیبى موازى و بسیار شاخص است ولى در مورد مرز بالایى آن اتفاق نظر وجود ندارد.
آسرتو و همکار (1964)، در مطالعات اولیه، عضو A، با 355 متر ضخامت، را به سن دونین پسین دانستند که شامل 140 متر ماسهسنگ و آهک ماسهاى در پایین، 140 متر بازالت پلاژیوکلازدار در وسط و 55 متر ماسهسنگ، گنگلومرا و سنگآهک فسیلدار در بالا بود. حضور حدود 2 متر شیل خاکسترى حاوى اکریتارک، گرده و هاگهاى متعلق به آخرین آشکوب دونین (استرونین) در مرز زیرین گدازههاى بازالتى سبب شد تا در سال 1966، گدازههاى بازالتى مرز دونین و کربنیفر دانسته شود و ستبراى ردیفهاى دونین بالایى از 335 متر به 140 متر کاهش یابد. ولى، علوى نایینى (1372) و زمینشناسان B.R.G.M ، بر این باورند که پیشنهاد اولیه آسرتو پذیرفتنیتر است. دادههاى فسیلى و منطقهاى و حذف جانبى گدازههاى بازالتى تأییدى بر این نظر است. چرا که در نواحى که سازند جیرود (عضوA ) وجود ندارد، کربنیفر با کوارتزیتهاى عضو B آغاز میشود.
گفتنى است که بنا به توصیه کمیته ملى چینهشناسى ایران، در حال حاضر واژه « سازند جیرود » تنها همارز با عضو A بُرش الگو است که معرف سنگهاى دونین بالایى البرز مرکزى و باخترى است. عضوهاى B ، C و D به سن کربنیفر، قابل قیاس با سازند مبارک است و لذا کاربرد ندارند.
لازم به ذکر است که یکى از ویژگیهاى سازند جیرود داشتن آپاتیتهاى کربناتى کلردار (فرانکولیت) است که به صورت دانهاى و یا سیمان به ویژه در لایههاى آوارى و شیلهاى تیرهرنگ لایههاى زیرین سازند دیده میشود. در دره شمشک عیار لایههاى فسفاتدار 8 تا 20 درصد P2O5 است. اگرچه ذخیره لایههاى فسفاتدار اقتصادى است ولى فرآورى آنها دشوار است. جدا از دره شمشک، دیگر بُرشهاى سازند جیرود (فیروزکوه، دلیر، مبارکآباد) همچنان نشانههایى از فسفات دارد که با لایههاى فسفاتدار ایران مرکزى، زاگرس و حتى پارهاى از کشورهاى همسایه قابل قیاس است.
دونین در آذربایجان ( ماکو ) : گسترههاى وسیعى از آذربایجان عارى از سنگهاى دونین است، و به نظر میرسد که در زمان دونین، آذربایجان بخشى از خشکى کالدونى بوده است. در ناحیه ماکو – پُلدشت توالى به نسبت ستبرى از سنگهاى دونین وجود دارد که سنگ رخسارهاى به نسبت متفاوت از دیگر نواحى ایران دارند و توسط علوى نایینى و بلورچى (1973 ) به دو واحد سنگچینهاى غیر رسمى زیر تقسیم شدهاند.
سازند مولى ( (Muli Fm. : حدود 1200 متر ستبرا و دو عضو دارد. عضو پایینى (75 متر)،کوارتزیت سُرخ با سیمان سیلیسى است و عضو بالایى (1175 متر) به طور عمده از دولومیت با میانلایههایى از ماسهسنگ کوارتزى سُرخ – سفید و سنگآهکهاى دولومیتى ساخته شده است.
سنگوارههاى سازند مولى (بازوپایان، شکمپایان، کرینویید) قابل نامگذارى نیستند. اما بر اساس جایگاه چینهشناسى (روى اردویسین دگرگونى – زیر دونین بالایى) این سازند به سن دونین پیشین تا میانى تصور شده است. بر خلاف بُرش الگو، در ناحیه پُلدشت (کنار رودخانه ارس) سازند مولى داراى سنگوارههاى دونین میانى و قابل قیاس با سازندهاى سیبزار و بهرام در ایران مرکزى است.
سازند ایلان قره (Ilanqareh Fm.) : با 1300 متر ستبرا، در روى سازند مولى (دونین پیشین – میانى) و در زیر سازند روته (پرمین بالایى) قرار دارد و شامل دولومیت ماسهاى به رنگ روشن، آهکهاى نازک لایه شیلى، شیل و آهکهاى ماسهاى است. این سازند داراى چهار عضو است. سنگوارههاى سه عضو زیرین ) a, b, c ( معرف آشکوب فرازنین از دونین پسین و عضو چهارم (d) وابسته به کربنیفر پیشین است. (حمزه پور 1990)
پرمین در البرز – آذربایجان:
در البرز – آذربایجان برونزدهاى گستردهاى از سنگهاى پرمین وجود دارد. در این مناطق، سه واحد سنگچینهاى به نامهاى سازند دورود (در زیر)، روته (در وسط) و نسن (در بالا) معرف توالیهاى پرمین است. این سازندها هر یک به تنهایى یک چرخه رسوبى کامل است که میان دو سطح فرسایشى جاى دارند. به جز حالتهاى استثنایى، چرخههاى رسوبى سه گانه پرمین البرز – آذربایجان،کامل نیست و شواهد زمینشناسى موجود نشان میدهد که پارهاى نواحى البرز – آذربایجان با پیشرویهاى بعدى و جوانتر دریاى پرمین پوشیده شدهاند. به همین دلیل، قرارگیرى سنگهاى چرخه سوم (سازند نسن) در روى ردیفهاى کهنتر از پرمین دور از انتظار نیست (در مبارکآباد، سازند نسن، روى سازند آهکى مبارک است). در بین سه سازند یاد شده، به ویژه در البرز باخترى و آذربایجان، چرخه دوم پرمین (سازند روته) بیشترین رخنمون را دارد و چنین استنباط میشود که در زمان رسوبگذارى سازند روته، دریاى پرمین بیشترین گسترش را داشته است. گفتنى است که در البرز – آذربایجان:
* تفکیک ردیفهاى پسرونده سازند دورود از افقهاى پیشرونده سازند روته ساده نیست و در پارهاى نقاط این دو واحد آوارى سُرخرنگ، یکى پسرونده و دیگرى پیشرونده، از یکدیگر تفکیک نشدهاند.
* در جاهایى که آخرین ردیفهاى آوارى سازند دورود و لایههاى آوارى آغازین سازند روته، قابل تفکیک نبودهاند (نشدهاند)، سازند روته یک واحد کربناتى محض فرض شده است.
* در نقاطى که ردیفهاى پرمین با سازند روته (دومین چرخه رسوبى) آغاز میشود، رسوبهاى آوارى سُرخرنگ آغازین سازند روته، به عنوان سازند دورود فرض شدهاند.
سازند دورود : سازند دورود، به عنوان نخستین چرخه رسوبى پرمین البرز – آذربایجان، در سال 1963، توسط آسرتو، در بالا دست دره جاجرود (دوراهى دورود – شمشک) مطالعه و معرفى شده است. در بُرش الگو، سازند روته با 150 متر ستبرا، شامل بر چهار واحد سنگى است، که از پایین به بالا، عبارتند از:
* واحد (1)، ردیفى از مارن رُسى زرد – خاکسترى، همراه با سنگآهکهاى مارنى و لایههاى نازکى از کوارتزیت سُرخرنگ است.
* واحد (2)، حدود 25 متر کنگلومراى ضخیم لایه و شیلهاى رنگین است.
* واحد (3)، تا 50 متر ستبرا دارد و شامل سنگآهکهاى فوزولیندار، متراکم و ضخیم لایه است که روزنهداران، بازوپایان، کنودونتها و جلبکهاى آن، سن پرمین پیشین (آسلین – ساکمارین) را نشان میدهند.
* واحد (4)، حدود 55 متر، سیلت سنگ سُرخ همراه با شیلهاى سُرخ – سبز و ماسهسنگهاى سُرخرنگ است که با یک افق (70 تا 120 سانتیمتر) از ماسهسنگ کوارتزى سفیدرنگ پایان مییابد. گفتنى است که بُرش الگوى سازند دورود نیاز به بازنگرى دارد زیرا:
* واحد (1) بُرش الگو، در همه جا وجود ندارد و به دو سو، پس از نازک شدن، حذف میشود.
* واحد (1)، اگر چه به عنوان ردیفهاى آغازین پرمین دانسته شده ولى داراى کنودونت نوع Prioniodoniagela (احمدزاده هروى، 1971) و روزنهداران نوع Globivalvulina (بزرگنیا، 1973) است که تعلق آن را به ویزئن تا نامورین زیرین (کربنیفر) مسجل میسازد.
* بر پایه گزارشهاى موجود، در دره کرج و در باختر قُلقُل چشمه، سازند دورود با واحد (2) آغاز میشود.
این نکات نشان میدهد که واحد 1 (ردیفهاى کربنیفر) با واحد 2، ارتباط ناپیوسته دارد و لذا شایسته است تا از بُرش الگو حذف شود. بدین ترتیب سازند دورود، دو واحد آوارى دارد که توسط واحدى از سنگآهک فوزولیندار از یکدیگر جدا شدهاند.
مناطق رامیان ( در این محل در قاعده سازند دورود، لایههاى توف و بازالت گزارش شده است، (درویشزاده، 1370)،)
دره علیاى چالوس، خوش ییلاق، آوج، زنجان، سمنان، فیروزکوه، کوههاى سلطانیه، کبودرآهنگ، مهاباد، باختر دریاچه ارومیه و 000 مناطقى از البرز – آذربایجان هستند که سازند دورود گزارش شده است.
بر اساس مطالعات سنگشناسى، علیزاده کتک لاهیجانى (1370)، با توجه به همراهى کربناتهاى بخش میانى سازند دورود باماسهسنگهاى کوارتزى، محیط پیدایش تخریبیهاى این سازند را دریایى مشخص کرده است. ولى لاسمى (1379)، با توجه به رنگ، سنگشناسى و توالى قائم، بیشتر این آواریها (زیرین و زبرین) را متعلق به محیط غیردریایى و زیر نفوذ رودخانه میداند.
سازند آهکى روته : به عنوان دومین چرخه رسوبى پرمین البرز – آذربایجان، در سال 1963، توسط آسرتو، در دره روته (شمال خاورى روستاى روته)، به ضخامت 230 متر، مطالعه و معرفى شده است.
سازند آهکى روته را میتوان در گسترههاى وسیعى از البرز خاورى (خوش ییلاق، تیلآباد، خاور گرگان و 000)، البرز مرکزى (روته، دلیچاى، دربندسر، آمل، گدوک و 000) و آذربایجان (ماکو، مراغه، تکاب، شاهیندژ، زنجان، بوکان، ارومیه، مهاباد و 000) دید. در بیشتر این نواحى، بدون در نظر گرفتن ردیفهاى آوارى پایه، سازند آهکى روته ردیفهاى به نسبت همگنى از سنگآهکهاى لایهاى، خاکسترى تا تیره با تناوبهایى از لایههاى نازک مارن دانسته شده است. به طور معمول در همه جا « روته » فقط یادآور سنگهاى خاکسترى چهرهساز است، در حالى که افزودن ردیفهاى آوارى به پایه این سازند، ضرورى است.
بر خلاف باور آسرتو (1964)، مرز زیرین سازند روته در همه جا ناپیوسته ولى همشیب و ممکن است به سنگهاى گوناگونى باشد. همشیب و تدریجى دانستن مرز دو سازند دورود (در زیر) و روته، در برش الگو و کوههاى بیبى شهربانو، به طور یقین نتیجه نداشتن شناخت روشن از ردیفهاى آوارى سازند روته و نسبت دادن آنها به سازند دورود است. جدا از سطوح فرسایشى، بین سازند درود (در زیر) و روته، یک واحد لاتریتى وجود دارد که اشتامفلى (1978) آن را به نبود آرتنسکین مربوط میداند. سطوح پایانى سنگ آهکهاى روته همواره نشانگر یک سطح فرسایشى – کارستى است که ممکن است با گدازههاى آتشفشانى (دره چالوس) و یا عدسیهاى بوکسیت – لاتریت (بوکان، آوج، کبودرآهنگ، بیبى شهربانو) مشخص باشد. در بیشتر نواحى البرز جنوبى، سطح بالایى سازند روته، به سازند الیکا (تریاس) و یا سازند شمشک (تریاس – ژوراسیک) است، ولى در البرز شمالى، سنگآهکهاى روته با ردیفهاى جوانتر پرمین (سازند نسن) فصل مشترک ناپیوسته دارد.از نظر دیرینهشناسى، سازند روته یکى از پرفسیلترین واحدهاى سنگى پرمین البرز – آذربایجان است به همین دلیل، مرجانها، بازوپایان، جلبکها و روزنهداران سازند به خوبى مطالعه شده و معرف بخش زیرین پرمین بالایى (مرغابین) دانسته شدهاند. ولى به باور بزرگنیا (1973)، 25 متر آخر این سازند به سن جُلفین است و باید آن را معادل سازند نسن دانست .سازند روته را میتوان با سازند جمال در ایران مرکزى و یا لایههاى گنیشیک در کوههاى جلفا مقایسه کرد (شکل 4-8).لاسمى (1379)، محیط رسوبى سازند روته را همسان محیطهاى کربناتى عهد حاضر، به ویژه سواحل جنوبى کنونى خلیجفارس میداند که چهار رخساره دریایى باز، سدى، تالابى و پهنههاى کشندى دارد.
سازند آهکى نسن : گلوس (1964)، بُرش الگوى سازند آهکى نسن را، به عنوان سومین چرخه رسوبى پرمین البرز – آذربایجان، در دره نور، مطالعه و معرفى کرد.در بُرش الگو، سازند نسن با 230 متر ضخامت روى گدازههاى ملافیرى سازند روته و در زیر نخستین ردیفهاى منسوب به تریاس (سازند الیکا) قرار دارد. هر دو مرز زیرین و زبرین آن ناپیوسته ولى همشیب است.گلوس بُرش الگوى نسن را به دو بخش پایینى و بالایى تقسیم کرده است. « نسن پایینى » با 85 متر ضخامت شامل ردیفهاى ماسهسنگى در پایین و حدود 64 متر سنگآهک سیاه رنگ مارنى – شیلى ریزدانه در بالا است. « نسن بالایى »، با 144 متر ستبرا شامل تناوبى از شیلهاى مارنى سیاهرنگ و سنگآهکهاى گرهکدار تیرهرنگ در پایین و سنگآهکهاى ضخیملایه حاوى قلوههاى چرت در بالا است.نسن پایینى داراى روزنهدارانى است که زون زیستى پارافولیناى بالایى را از زمان گودالوپین پسین (مُرغابین پسین) مشخص میکنند. نسن بالایى از پایین به بالا، شامل زیستزونهاى: (بالا) Permophricodothyris – Ohdhamina, Tylopecta, Spinomarginifera و Reichellia (پایین)این چهار زون زیستى، نشانگر آشکوب جلفین هستند. بدینسان، تغییرات سنى سازند نسن از گوادالوپین تا جلفین است. سن گوادالوپین لایههاى نسن پایینى و همارزى زمانى آن با بخش بالایى روته سبب شده تا گروهى از دیرینهشناسان بر این باور باشند که نسن پایینى همان سازند روته است و لذا واژه سازند نسن را تنها به 144 متر نسن بالایى اختصاص میدهند. ولى، با توجه به این که نسن پایینى در روى ناپیوستگى روته قرار گرفته و همچنین به لحاظ این که در واحدهاى سنگچینهاى، زمان چندان سرنوشتساز نیست، لذا شایسته است که نسن پایینى از برش الگو حذف نشود و به تمام سنگهاى بین دو ناپیوستگى روته و الیکا (تریاس)، نسن نام داده شود.گسترش جغرافیایى سازند نسن، بیشتر در دامنههاى شمالى البرز است، با این حال، در گردنه امامزاده هاشم، دره مبارکآباد و همچنین منطقه آوج و کبودرآهنگ (بلورچى، 1977)، ضخامتهاى ناچیزى از سازند نسن گزارش شده است.از نگاه سنگشناسى و محیطهاى رسوبى، در سازند نسن دو دسته رخساره گلسنگ حوضهاى و کربنات سکویى تشخیص داده شده است (مختارپور، 1376). رخساره دسته اول معرف دریاى باز و رخساره دسته دوم نشانگر رخسارههاى دریایى باز، سدى و تالابى است لاسمى (1379). از نظر چینهشناسى توالى، بر این باور است که در سازند نسن، دو توالى قابل تشخیص است. توالى نخست با لایههاى آوارى پایه سازند نسن آغاز و پس از یک پیشروى ناگهانى رخساره بخش ژرفتر رَمپ کربناتى پدید آمده و سپس رخسارههاى پسرونده سدى و تالابى شکل گرفتهاند. توالى دوم دربر گیرنده دسته رسوبى پیشرونده حوضهاى تا سکویى است که با مرز پیوسته از توالى زیرین جدا میشود و به ناپیوستگى لاتریتى / کارستى زیر سازند الیکا (تریاس) پایان میپذیرد.
کرتاسه در آذربایجان:
در گسترههاى وسیعى از آذربایجان، کهنترین سنگهاى کرتاسه، ردیفهاى کربناتى اُربیتولیندار، به سن بارمین- آپتین با رخنمون محدود و بسیار پراکنده است که به طور دگرشیب زمینهاى گوناگون به ویژه رسوبهاى زغالدار و دگرشکل شده گروه شمشک را میپوشانند.ردیفهاى آلبین و جوانتر بیشتر نواحى آذربایجان نهشتههاى شیلى – مارنى فلیش گونه هستند که به طور عموم، همراهانى از گدازههاى بازیک زیردریایى دارند و به نهشت آنها در گودالهاى پویاى فروبوم، محدود به زونهاى گسلى، اشاره دارند که از میان آنها، سه فرونشست زنجان – مراغه، فرونشست شمال تبریز – جلفا و فرونشست باختر ارومیه (ماکو- مهاباد) بارزتر است. در بیشتر فرونشستهاى فروبومى، به ویژه در شمال تبریز و باختر دریاچه ارومیه، در زمان سنونین پسین با سرانجام گرفتن حوضههاى فلیشى، شرایط آرام و سکویى، دوباره چیره شده است.
در « فرونشست زنجان – مراغه » بخش ناچیزى از توالى کرتاسه شامل سنگآهکهاى اُربیتولیندار آپتین است که به طور عمده در جنوب خاورى سلطانیه، باختر زنجان (500 تا 600 متر)و همچنین در بخش خاورى دریاچه ارومیه مانند دربند، دیزج و 000 برونزد دارند. در این فرونشست، گسترههاى باختر زنجان (حد فاصل کَرَسف تا سعیدآباد) همچنین از خاور میاندوآب تا بندر رحمانلو و زینتلو و نیز در جزایر اسپیر، قویونداغى و اشک، سنگهاى کرتاسه از تناوب لایههاى شیل و ماسه سنگ کوارتزى به رنگ هوازده خاکسترى تیره تا سیاه به شدت چینخورده تشکیل شده که در بین آنها سنگهاى آتشفشانى از نوع نیمه بازیک تا بازیک دیده میشود. به نظر شهرابى (1373)، همبرى ردیفهاى شبه فلیشى کرتاسه با سنگآهکهاى اُربیتولیندار آپتین (سازند تیزکوه) تدریجى است. در این رسوبات فلیشى، سنگواره کمیاب است. در کوه محمود (ناحیه مراغه) تنها آمونیت موجود را سیدامامى از نوع Pusania sp. به سن آلبین دانسته است (شهرابى، 1373). ولى در باختر زنجان (فلتوق)، در میان آهکهاى مارنى و آهک ماسهاى موجود در رسوبات شبه فلیشى، آمونیت، بلمنیت و میکروفسیلهاى پلانکتون شاخص، سن تورونین را براى این نهشتهها اثبات میکند ولى سن بالایى این توالى دانسته نیست (صادقى، 1378).
در « فرونشست شمال تبریز » توالى کرتاسه پیشین، به ویژه در کوه مورو، با رسوبهاى آوارى سُرخ روشن به ستبراى حدود 30 متر آغاز میشود و به تدریج به حدود 45 متر سنگآهکهاى خاکسترى رنگ با لایهبندى منظم، داراى دوکفهاى و اُربیتولین فراوان، به سن آپتین – آلبین میرسد.در شمال تبریز، توالى فلیش کرتاسه بالا از شیل و ماسهسنگ همراه با لایههاى آهکى تشکیل شده و آندزیتهاى زیردریایى نیز بخش مهمى از این توالى را تشکیل میدهند. اسدیان (1372)، نمونههایى را که از بخشهاى مختلف این واحد گرفته، به سن ماستریشتین میداند. در کرتاسه پسین، شرایط دریایى کم عمق نوع سکو، جانشین حوضههاى عمیق فروبوم شده. رسوبات این دریاى کم عمق، به ویژه در شمال آذربایجان در منطقه بین خوى و جلفا، حدود 700 تا 6000 متر مارن و آهکهاى مارنى داراى گلوبوترونکا است که عدسیهایى از سنگآهکهاى ریفى با فسیل رودیست، اینوسراموس و آمونیت دارد. مارن و آهکهاى گلوبوترونکادار نیز خود با دگرشیبى مهم در زیر توالى پالئوژن قرار میگیرد (شمیرانى، 1363).
« فرونشست باختر دریاچه ارومیه » بخش شمال باخترى اولاکوژن سنندج – سیرجان است که ردیفهاى کرتاسه آن در گودالهاى پویاى مزوزوییک شکل گرفتهاند به همینرو، نهشتههاى کرتاسه آن رخساره فلیش توربیدایت دارند که به داشتن اولیستولیتهاى کربناتى، جریانهاى آشفته و به ویژه حجمهاى زیاد سنگهاى آتشفشانى شاخص است. بخشى از ردیفهاى کرتاسه بالایى این فرونشست، رسوبهاى پلاژیک کرتاسه بالایى، به ویژه ماستریشتین است که با مجموعههاى افیولیتى همراهاند.
در باختر دریاچه ارومیه، حقیپور (1367)، رخسارههاى فلیشى کرتاسه را با شیلهاى بیابانک و شیلهاى سنندج قابل قیاس دانسته و ستبراى آنها را بیش از 2000 متر برآورد میکندکه به طور عمده شامل شیل، شیلهاى سیلتى – اسلیتى و کوارتزیتى شده (دگرگونى خفیف) و میان لایههاى ماسهسنگ، سیلت سنگ، عدسیها و لایههاى سنگآهک، سنگآهک کنگلومرایى یا کنگلومرا با سیمان کربناتى است که تناوبهایى از سنگهاى آتشفشانى آندزیتى / داسیتى نیز به همراه دارد. میکروفسیلهاى لایههاى کربناتى، تغییرات سنى از تریاس پسین –تا آپتین دارد و به نظر میرسد که شرایط فلیشى آغاز شده از تریاس پسین، تا کرتاسه ادامه داشته است.سنگهاى کرتاسه بالاى باختر دریاچه ارومیه، بخشى از آمیزه افیولیتى محور ماکو – مهاباد است که ویژگى عمومى آمیزههاى رنگین کرتاسه پسین ایران را دارند و به طور دگرشیب با توالى ستبرى (بیش از 1000 متر) از ماسه سنگ، شیل و کنگلومرا به رنگهاى سبز تیره، خاکسترى تیره و سُرخ تیره پوشیده شدهاند. اینها به دلیل داشتن گونههاى متنوعى از گلوبوترونکانا، به سن ماستریشتین هستند ولى احتمال دارد که داراى بخشهاى جوانتر مانند پالئوسن – ائوسن نیز باشند. آمیزههاى افیولیتى و مجموعههاى فلیشى کرتاسه پسین باختر دریاچه ارومیه، یادآور مجموعههاى افیولیتى – فلیشى خاور ایران است.
« در فرونشست سنندج » توالى کرتاسه پایین، مجموعهاى بُر خورده از شیلهاى تیرهرنگ، ماسهسنگ، سنگآهکهاى داراى اُربیتولین و سنگهاى آتشفشانى از گونه حدواسط تا بازیک و بدون نظم چینهاى هستند و حتى به طور محلى رسوبها و محیطهاى آشفته را تداعى میکنند. اُربیتولینهاى آپتین شاخصترین سنگواره واحدهاى کربناتى است. سیدامامى دو آمونیت پیدا شده در واحدهاى شیلى این مجموعه را از نوع Prodeshaysites tenuicostatms (KOENEN) و Pseudohaploceras sp به سن آپتین دانسته است (زاهدى 1985).نهشتههاى کرتاسه بالایى ناحیه سنندج، همچنان فلیش گونه و شامل مجموعه ستبرى (1700 متر) از شیلهاى تیرهرنگ هستند که لایههاى چندى از سنگآهک، کنگلومرا و آتشفشانى دارند و شهر سنندج بر روى آن ساخته شده است و به همینرو « شیل سنندج » نامیده شده است. واحدهاى کنگلومرایى توصیف شده در این مجموعه، شامل کوارتزیت، سنگآهک، اتشفشانى و شیل است. سنگآهکها کمى گرد شده و سنگهاى آتشفشانى بیشتر گوشه هستند. خمیره کنگلومرا، آهک رُسى با دانههاى کوارتزیت و تکههاى شیل سیاه فراوان است که به روشنى به جریانهاى آشفته زیردریایى اشاره دارد. نسبت دادن این شیلها به زمان کرتاسه پسین، به دلیل تناوبهاى آهکى داراى روزنهداران گلوبوترونکانا، دوکفههاى اینوسراموس، آمونیت است که همگى آنها از آن کرتاسه پسین (سنونین) اند.
گسل تبریز:
برای دریافت اینجا کلیک کنید
تعداد کل پیام ها : 0