توضیحات

توجه : به همراه فایل word این محصول فایل پاورپوینت (PowerPoint) و اسلاید های آن به صورت هدیه ارائه خواهد شد

 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


بخشی از متن مقاله گسل pdf :

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

سوالات و نظرات شما

برچسب ها

سایت پروژه word, دانلود پروژه word, سایت پروژه, پروژه دات کام,
Copyright © 2014 icbc.ir