پالئوزوئیک در ایران
فصل چهارم- پالئوزوييك در ايران
مقدمه:
پالئوزوييــك با طول مدت 340 ميليون سال (از 570 تا 230 ميليون سال پيش) طولانـيتريـن اراتم (Earathem) هاي فانروزوييك است كه نام آن از دو كلمة يوناني پالئوس ((Palaios به معني ديرينه و زئون ((Zoon به معني موجود زنده مشتق شده و همارز فارسي آن واژة «ديرينهزيستي » است.
بررسيهاي ديرينهجغرافيايي نشان ميدهد كه پس از رخداد كوهزايي كاتانگايي، از زمان پركامبرين پسين تا پايان ترياس مياني، سرزمين ايران، به عنوان يك سكوي با ثبات، با درياي كم ژرفا پوشيده كه گاه با حركت رو به بالاي زمين و پسروي دريا به خشكي تبديل ميشد. به همين دليل، به جز باريكههاي كافتي پرتحرك مانند زون سنندج – سيرجان، در ديگر نواحي ايران سنگهاي پالئوزوييك از نوع رسوبات بر قارهاي (Epicontinental) است. ولي، با وجود شرايط يكسان رسوبي، از تفاوتهاي رخسارهاي و تغييرضخامت رسوبات، چنين استنباط ميشود كه اين رسوبات در حوضههاي رسوبي مستقل و جدا از هم انباشته شدهاند.
توالي سنگهاي پالئوزوييك ايران كامل نيست. به گفتة ديگر در توالي رسوبي اين دوران، نبودهاي چينهشناسي زيادي وجود دارد كه ممكن است بر حسب زمان و مكان بسيار مهم و طولاني باشند. براي نمونه ميتوان به نبود چينهشناسي حدود 40 ميليون سال بين سنگهاي اردويسين – سيلورين و يا نبود رسوبي حدود 70 ميليون سال بين سنگهاي دونين پسين و پرمين پيشين در كوههاي زاگرس اشاره كرد (مطيعي، 1372). نبودهاي چينهشناسي مورد سخن، بيشتر بدون چينخوردگي و به تقريب در همه جا سطوح فرسايشي از نوع دگرشيبي موازي است كه گوياي حركتهاي زمينساختي زمينزا و تغييرات سطح آب درياها، وابسته به دو جنبش كوهزايي كالدونين و هرسينين است.بخش زيرين پوشش سكوي پركامبرين پسين – پالئوزوييك ايران، رخسارة سنگي مشابه با سنگهاي همزمان در كشورهاي افغانستان، پاكستان، تركيه و عربستان دارد. به همين دليل پذيرفته شده كه از زمان پركامبرين پسين تا پالئوزوييك پاياني، ايران قسمتي از سكوي قارهاي آفريقا – عربستان بوده كه در شمال ابرقارة گندوانا قرار داشته است. افزون بر شواهد سنگچينهاي، همخواني و شباهت قطبهاي مغناطيسي ايران مركزي و البرز با قطبهاي مغناطيسي آفريقا – عربستان، دليلي بر اين مطلب است. گفتني است كه وجود رديفهاي مولاس گونة مشابه با سنگهاي پرمين – ترياس صفحة توران در بلنديهاي شمال خاوري ايران سبب شده تا كوههاي هزار مسجد – كپهداغ لبة جنوبي صفحة توران و بخشي از صفحة اوراسيا دانسته شود و چنين تصور شود كه زميندرز تتيس كهن، كوههاي كپهداغ را از بقية سكوي ايران جدا ميكند. ولي، يافتههاي زمينشناسي جديد نشان ميدهد به جز پرمين، سنگهاي پالئوزوييك كپهداغ، رخسارة سنگي مشابه با صفحة ايران (گندوانا) دارند. به همين رو، اين باور قوت ميگيرد كه در زمان پالئوزوييك پهنة كپهداغ همچنان بخشي از سكوي ايران – عربستان بوده و به احتمال خط مفصلي صفحة ايران و صفحة توران، در شمال كپهداغ قرار داشته است (افتخارنژاد و بهروزي، 1370).
با اين حال، از جنوب باختري مشهد تا شمال خاوري فريمان، رخنمونهاي ناپيوستهاي از پوستههاي اقيانوسي و رسوبهاي پلاژيك به سن پرمين وجود دارد كه مبين يك كافت درون قارهاي، همراه با اقيانوسزايي، به سن پرمين است كه كوههاي كپهداغ را از ديگر بخشهاي صفحة ايران جدا ميسازد.سنگهاي كامبرين زيرين ايران، بيشتر رخسارة كولابي – قارهاي دارند. در حالي كه، سنگهاي كامبرين مياني و بالايي كه پس از يك وقفة رسوبي انباشته شدهاند، نشانگر رسوبات كم ژرفاي دريايي هستند. گسترش جغرافيايي رديفهاي شيلي و ماسهسنگي سبز رنگ اردويسين – سيلورين محدود به البرز خاوري و خاور ايران مركزي و جنوب خاوري زاگرس است. نبود اين سنگها، به همراه تواليهاي دونين زيرين در بخشهاي گستردهاي از باختر و شمال باختري ايران، ميتواند معرف حركتهاي رو به بالاي زمين و چرخههاي فرسايشي وابسته به رخداد زمينساختي كالدونين باشد. گستردگي به نسبت زياد سنگهاي دونين بالايي – كربنيفر پاييني، نشانگر برقراري دوبارة شرايط سكويي و چيرگي درياهاي كم ژرفاست ولي، رسوبات كربنيفر بالايي در ايران وجود ندارد و نشانگر يك دورة خشكيزايي وابسته به رويداد زمينساختي هرسينين است.
بر خلاف كربنيفر بالايي، گستردگي بسيار زياد كربناتهاي شيميايي پرمين، معرف دريازا بودن فازهاي پاياني چرخة كوهزايي هرسينين دانسته شده است. در يك نگاه كلي، در بيشتر پالئوزوييك، حوضههاي رسوبي ايران از نوع آواري بودهاند و فقط در اواخر اين دوران حوضههاي رسوبي دريايي، حاوي رديفهاي آهكي شيميايي توسعة بيشتري داشتهاند (شكل 4-1).
در مورد مرز پركامبرين – كامبرين بايد گفت كه اگرچه در گذشته ماسهسنگهاي سُرخ سازند لالون را آغاز چرخة رسوبي پالئوزوييك ايران دانسته و سنگهاي زير اين سازند (سازندهاي بايندور، سلطانيه، باروت و زاگون)، را با عنوان اينفراكامبرين، به طور قراردادي، به پركامبرين پسين نسبت ميدادند ولي، يافتههاي فسيلي جديد (اشتوكلين، 1964، ميير، 1967، صالحي، منتشر نشده، حمدي، 1367)، نشان داده است كه بخش بالايي سازند سلطانيه داراي فسيلهاي كامبرين پيشين است. به طوري كه مرز پركامبرين – پالئوزوييك، بدون هيچگونه نشانهاي از ناآراميهاي زمينساختي و ناپيوستگي از درون سازند سلطانيه ميگذرد.
مرز بالايي پالئوزوييك ايران همچنان قابل بحث است. اگرچه پرمين به عنوان يكي از حركتهاي تاريخ زمين (رويداد پالاتين(Palatian) ) دانسته شده، ولي رخسارههاي سنگي مرز پالئوزوييك و مزوزوييك تفاوت آشكار ندارند و در ايران، همانند پارهاي نقاط جهان، مرز پرمين و ترياس فقط با نبود رسوبي و سطوح فرسايشي مشخص است و حتي در پارهاي نواحي (جلفا، آباده، شهرضا، آمل، 000) ممكن است مرز پرمين به ترياس تدريجي باشد كه با يك زون حدواسط حاوي سنگوارههاي مشترك پرمين و ترياس مشخص ميشود.واقعيتهاي چينهشناسي پالئوزوييك ايران نشان ميدهد كه بر خلاف بسياري از نقاط جهان، تأثير رويدادهاي كوهـزايــي كالدونيـن و هرسينيـن بر سكوي پالئــوزوييك ايران بسيار ناچيـز است، به گونهاي كه به جـــز حركتهاي شاغولي نشانههاي كوهزايي اين رويداد، به جزچند مورد پرسشآميز، شناخته نشده به همين رو سنگهاي آتشفشاني پالئوزوييك ايران، گسترش چندان ندارند و پديدههاي پلوتونيسم و دگرگوني نسبت داده شده به پالئوزوييك ايران نياز به بازنگري دارد. با عنايت به ماهيت رويدادهاي زمينساختي، ميتوان پذيرفت كه پالئوزوييك ايران دوران آرامش نسبي بوده است.براي بررسي ويژگيهاي زمينشناختي پالئوزوييك ايران، ابتدا ويژگيهاي چينهشناختي دورههاي وابسته، و سپس مسائل ماگمازايي و دگرگوني اين دوران بيان خواهد شد.
كامبرين در ايران
مقدمه
پس از شكلگيري سكوي اپيكاتانگايي ايران، از زمان پركامبرين پسين شرايط تشكيل رسوبهاي كم ژرفا و همانند فراهم آمده و محل مناسبي براي انباشت رسوبهاي حاصل از فرسايش فرازمينهاي گرانيتي و سرزمينهاي دگرگوني حاصل از رخداد كاتانگايي بوده است.شرايط كولابي – تبخيري پركامبرين پسين بدون هيچگونه رويداد زمينساختي تا كامبرين پيشين ادامه داشته به همين رو رسوبات كامبرين آغازي ايران بيشتر كولابي – آواري است كه با انباشت رسوبهاي دولوميتي آغاز و با مجموعههاي شيلي ماسهسنگي سُرخرنگ ادامه مييابد.
بخش بالايي نهشتههاي كامبرين پيشين ايران (سازند زاگون، سازند لالون) به رنگ سُرخ ارغواني و نشانگر محيطهاي بسيار كم ژرفاي اكسيدي است. شواهد زمينشناختي موجود نشان ميدهد كه در پايان كامبرين پيشين، پس از پسروي كامل دريا، سرزمين ايران به خشكي گستردهاي تبديل شده ولي در كامبرين مياني – بالايي، بار ديگر شرايط درياي كم ژرفا فراهم آمده و در آن رسوبات دولوميتي، شيلي، سنگآهك و ماسهسنگ انباشته شد. با اين حال، وجود لايههاي ناچيز گچ و لايههاي دولوميتي داراي هم ريختهاي نمكي، نشان ميدهد كه محيط دريايي كامبرين مياني – بالايي ژرفاي چنداني نداشته است فسيلهايي از خانوادة تريلوبيتها، بازوپايان، مرجانها، جلبكها و كنودونتها نشانگر برتري شرايط دريايي كم ژرفا در زمان ياد شده (كامبرين مياني – بالايي) است.
گفتني است كه در پارهاي از نقاط ايران به ويژه در شمال كرمان و جنوب خاوري زاگرس كافتهاي درون قارهاي پركامبرين پسين، تا كامبرين پيشيـن و حتي اوايل كامبرين مياني ادامه داشتهاند. به همين دليل در اينگونه نواحي، تفكيك انباشتههاي تبخيري – آتشفشاني پركامبرين پسين ار رديفهاي كامبرين پيشين امكانپذير نيست.رديفهاي رسوبي كامبرين ايران در بسياري نقاط البرز، ايران مركزي و همچنين برخي نقاط كوههاي زاگرس بيرونزدگي دارند. به دليل تغيير رخسارههاي سنگي و زيستي و همچنين تفاوت نام واحدهاي سنگچينهاي، سنگهاي كامبرين ايران به صورت ناحيهاي توصيف ميشوند.
كامبرين در البرز – آذربايجان
به دليل تفاوتهاي آشكار در نوع رخسارهها و شرايط رسوبي، به ويژه وجود يك ناپيوستگي آشكار، سنگهاي كامبرين البرز – آذربايجان را ميتوان به دو مجموعة كامبرين پيشين و كامبرين مياني – بالايي تقسيم كرد.
كامبرين پيشين در البرز – آذربايجان: تا پيش از سال 1361، ماسهسنگهاي سُرخرنگ سازند لالون را آغاز رسوبات كامبرين پيشين ميدانستند. مطالعات حمدي (1989) نشان داد كه مرز پركامبرين – كامبرين از درون سازند سلطانيه ميگذرد. به همين رو واحدهاي سنگچينهاي كامبرين پيشين البرز – آذربايجان عبارتند از: عضوهاي 3، 4 و 5 سازند سلطانيه، سازند باروت، سازند زاگون و سازند لالون. گفتني است كه توزيع جغرافيايي سازندهاي ياد شده منحصر به البرز – آذربايجان نيست. وجود تواليهاي مشابه در نقاط مختلف ايران مركزي و حتي كوههاي زاگرس در خور توجه است و ميتواند نشانة شرايط يكسان رسوبي در نواحي ياد شده باشد.
« عضوهاي 3، 4 و 5 سازند سلطانيــه »، ويژگيهاي سنگي و سني مشابه ندارند. به عضـو 3 سازند سلطانيه « عضو دولوميت مياني Middle Dolomite Mbr.) )» نام داده شده است كه شامل 40 تا 72 متر سنگهاي كربناتي چهرهساز است كه 40 متر زيرين آن سنگآهكهاي سيليسي خاكستري تيره و بقية آن دولوميت تا دولوميت آهكي روشن رنگ است. سنگوارههايي مانند پروتوكونودونتها، معرف آشكوب مانيكاي(Manykay) از كامبرين پيشين است. عضو 4 سازند سلطانيه، به نام « عضو شيل بالايي ( (Upper Shale Mbr.» شامل 40 تا 212 متر شيلهاي رُسي – سيلتدار آهكي متمايل به سبز است كه به طرف بالا به سنگآهكهاي رُسي خاكستري تيرهرنگ تبديل ميشود. در برش دلير، در پاية اين عضو ميان لايههايي از شيل آهكي فسفاتدار خاكستري تيره تا سياهرنگ با حدود 15 متر ضخامت وجود دارد.
در عضو شيل بالايي انواع گوناگوني از فسيلهاي پوستهدار، شكمپايان، هيوليتيدها، اسفنجها و كونودونتهاي ابتدايي وجود دارد كه تعلق اين عضو را به آشكوب توماتين(Tommatian) قطعي ميسازد.عضو 5 سازند سلطانيه به نام « عضو دولوميت بالايي (Upper Dolomite Mbr.) » شامل 250 تا 790 متر دولوميتهاي تودهاي، متبلور، صخرهساز، با رنگ روشن تا خاكستري روشن است. جلبكهاي استروماتوليتي به ويژه انواع Collenia فراوانترين سنگوارة اين عضو و نشانگر آشكوب آتابانين (Atdabanian) از كامبرين پيشين است.
از نگاه لاسمي (1379)، بخش بيشتر سازند سلطانيه از سنگهاي كربناتي پديد آمده كه در سكوهاي نوع رمپ نهشته شدهاند و شامل دو توالي پسروندة بزرگ است. توالي نخست با پيدايش نهشتههاي پيشروندة كربناتهاي دولوميت پاييني آغاز و با بالا آمدن سطح آب دريا و ژرفتر شدن حوضه، نهشتههاي كربناتي جاي خود را به شيلهاي تيره رنگ داراي چوآريا(Chuaria) ، وابسته به بخش شيل زيرين داده است. پس از پايين افتادن دوبارة سطح آب، رخسارههاي كربناتي سكوي بخش دولوميت مياني بر جاي گذاشته شدهاند. توالي دوم، با شيلهاي تيره رنگ و فسفاتدار عضو شيل بالايي آغاز شده و با دولوميتهاي بالايي پايان مييابد.
گفتني است كه جدا از البرز – آذربايجان، رخنمونهاي مشابهي از سازند سلطانيه در نواحي دامغان، شيرگشت، كاشمر، ازبكوه، خمين، گلپايگان، اراك، تفرش گزارش شده است. در منطقة انارك، با وجود دگرگوني پيشرفته، گروه چاهگربه و مرمرهاي لاك با سازند سلطانيه مقايسه شدهاند. در ناحية عقدا، سازند شيلي هشم (Heshem Fm.) و سنگآهكهاي جلبكساز عقدا (Aghda Fm.) قابل قياس با عضو شيل بالايي و دولوميت بالايي سازند سلطانيه است.سازند باروت(Barut Fm.) : در محل بُرش الگو (17 كيلومتري جنوب باختري زنجان) شامل 714 متر شيلهاي رسي – سيلتي و ماسهاي دانهريز، بسيار ميكادار به رنگ ارغواني، كمي سبز - خاكستري و سياه است كه ميانلايههايي از سنگآهك و دولوميت حاوي چرت و استروماتوليت، دارد. به دليل داشتن گذر تدريجي با سازند سلطانيه (در زير) و سازند زاگون (در بالا)، مقدار ميانلايههاي كربناتي در پايين به مراتب بيشتر از بخش بالايي است، به گونهاي كه باروت را ميتوان سازند حدواسط سلطانيه و زاگون دانست.
در گذشته، سازند باروت بخشي از مجموعة اينفراكامبرين ايران دانسته ميشد، ولي يافتههاي فسيلشناسي جديد، جايگاه چينهشناسي و همچنين وجود انواع گوناگوني از سنگوارهها مانند Biconulites sp.، استروماتوليتها و دينوفلاژلهها سبب شده كه سن قطعي اين سازند آشكوب بوتومين ((Botomian از كامبرين پيشين باشد (حمدي، 1374). گسترش جغرافيايي سازند باروت محدود به البرز – آذربايجان نيست. جنوب سبزوار، شيرگشت، خاور تهران از مناطقي هستند كه سازند باروت گزارش شده است. در شمال شهميرزاد سمنان، سنگهاي منسوب به سازند باروت، چهرة متفاوتي دارند. جدا از افزايش درخور توجه ضخامت، تناوبهاي كربناتي به طور عمده محدود به بخش پاياني سازند است. در ناحية انارك، رديفهاي مقايسه شده با سازند باروت، شيستهاي كلريتي – اپيدوتي هستند كه « واحد پَتيار » نام دارند (الماسيان 1997).
سازند شيلي زاگون (Zagun Shale Fm ) واحد سنگچينهاي همگني از شيلهاي آهكدار، ماسهسنگ ريزدانة آركوزي، سيلت سنگ ميكادار زودفرسا است كه رنگ متمايل به سُرخ ارغواني دارد. در بُرش الگوي معرفي شده توسط آسرتو (1963)، ضخامت اندازهگيري شده در باختر آبادي زاگون، 453 متر است ولي در ديگر بُرشها، ضخامتهاي متفاوتي از سازند زاگون گزارش شده است. به عقيدة اشتوكلين (1964) تغيير ضخامت سازند زاگون ناشي از تغيير رخسارة جانبي و تبديل آن به سازند باروت است. ولي، به احتمال فاز فرسايش پيش از سازند بالايي (لالون)، نقش بيشتري دارد.بخش زيرين سازند زاگون به دليل داشتن گل سنگ و سيلت سنگ سُرخرنگ، تركهاي گلي و قالب بلورهاي تبخيري در يك محيط قارهاي خشك و به گمان قوي در يك محيط پلايايي انباشته شده است. سنگهاي بخش بالايي اين سازند، معرف محيط رودخانة ماندري است (لاسمي، 1369).
سازند زاگون به جز بُرش كالشانه (ناحية شيرگشت)، در ديگر برشها سنگواره ندارد. حمدي (1374) سن اين رسوبات را معادل كامبرين پيشين و درخور مقايسه با سري لنين(Lenian) و به احتمال همارز آشكوب تويونين (Toyonian) ميداند. توزيع جغرافيايي سازند زاگون در البرز – آذربايجان، نواحي گوناگون ايران مركزي و حتي كوههاي زاگرس درخور توجه است. در كافتهاي پركامبرين پسين – كامبرين ايران مركزي و زاگرس، رديفهاي شيلي – سيلتي ارغواني سازند زاگون، بدون داشتن جايگاه چينهشناسي شاخص، از جمله همراهان سريهاي ريزو، دسو و هرمز است.
سازند ماسه سنگي لالون (Lalun Sandstone Fm.): يكي از گستردهترين سازندهاي كامبرين پيشين ايران است كه به تقريب در همه جا تركيب سنگشناسي مشابه دارد. شباهتهاي ظاهري به ويژه رنگ و سنگشناسي اين سازند با ماسهسنگهاي دونين اروپا (ماسه سنگ سُرخ قديمي (Old Red Sandstone) سبب شده بود تا اين سازند به سن دونين دانسته شود. ولي، جايگاه چينهشناسي و نشانههاي فسيلي موجود، تعلق آن را به كامبرين پيشين حتمي ساخته است.در محل بُرش الگو واقع در دامنة خاوري دره لالون، و ديگر نقاط ايران، سازند لالون شامل ضخامت متغيري (600 – 400 متر) از ماسه سنگهاي آركوزي، متوسط دانه، كوارتزي، متراكم، به رنگ سُرخ ارغواني است كه به داشتن چينهبندي متقاطع و موج نقش، شاخص است. با وجود گستردگي زياد، منشأ اين ماسهسنگهاي كوارتزي دانسته نيست. با اين حال، وجود گارنت، آپاتيت، گلوكونيت و فسفات سبب شده تا اين ماسه سنگها نتيجة تخريب تودههاي گرانيتي و سنگهاي دگرگوني دانسته شوند كه در محيطهاي رودخانهاي اكسيده انباشته شدهاند.مرز زيرين ماسه سنگهاي لالون با رديفهاي سيلتي – شيلي زاگون تدريجي است به گونهاي كه گاهي تفكيك اين دو سازند دشوار است. با اين حال، در پارهاي نقاط ايران (كوههاي سلطانيه، پشتبادام، باختركاشان، كرمان و 000) وجود افقهاي كنگلومرايي و يا همبري لالون با رديفهاي كهنتر از سازند زاگون، سبب شده تا يك فاز فرسايشي پيش از لالون حتمي دانسته شود.
حقيپور (1974) به رويداد عامل اين سطح فرسايشي موازي، «زريگانين(Zariganian) » نام داده است. مرز بالايي سازند لالون در همه جا نشانگر يك ايست رسوبي سراسري، وابسته به رخداد ميلايين ((Milaian است.وجود يك عضو شيلي ارغواني و واحدي از ماسهسنگ كوارتزيتي سفيدرنگ (كوارتزيت رويي (Top Quartzite) در بالاي سازند لالون سبب شده بود تا اين سازند به سه عضو تقسيم شود كه در بين آنها ماسهسنگهاي كوارتزي بيشترين سهم را دارند. ولي، هم اكنون پذيرفته شده كه كوارتزيت رويي، مرز ناپيوستهاي با ماسهسنگهاي لالون دارد و رديفهاي پيش روندة كامبرين مياني – بالايي (سازند ميلا) است. در ضمن عضو شيلي ارغواني هم، به لحاظ چرخههاي فرسايشي پيش از كوارتزيت رويي، در همه جا وجود ندارد. لذا، در زمينشناسي ايران « لالون » يادآور ماسهسنگهاي آركوزي سُرخ – ارغواني كامبرين پيشين است. فقط در ناحية كرمان، هوكريده و همكاران (1962) به ماسهسنگهاي مشابه، « سري داهو (DahuSeries) » نام دادهاند، كه با وجود اولويت در نامگذاري، چندان مورد استفاده نيست. به جز نشانههاي فسيلي و آثار پايتريلوبيتهاي گروه ردليچيا (Redlichia) به نام كروزيانا(Cruziana) ، سازند لالون سنگوارة ديگري ندارد. و بنابراين، سن كامبرين پيشين آن بيشتر بر اساس جايگاه چينهشناسي است.تغييرات قائم رخسارههاي رسوبي سازندهاي زاگون و لالون نشان دهندة بخشي از يك ابرتوالي است كه از جايگيري زير محيطهاي گوناگون ساحلي – دلتايي، رودخانة ماندري و پلايايي بر روي يكديگر پديد آمدهاند (لاسمي و همكاران، 1375).
كامبرين مياني - پسين در البرز – آذربايجان : « سازند ميلا »، واحد سنگچينهاي معرف سنگهاي كامبرين مياني – بالايي البرز – آذربايجان و ديگر نواحي ايران (به جز كرمان) است. برش الگوي سازند ميلا توسط روتنر و همكاران (1963)، در ميلا كوه دامغان، به ضخامت 585 متر اندازهگيري و معرفي شده است. نامبردگان به دليل ناهمگنيهاي موجود، سازند ميلا را به 5 عضو تقسيم كردهاند كه كم و بيش در بسياري از نقاط ايران قابل شناسايي است.
« عضو 1 سازند ميلا » : 189 متر دولوميت بدون فسيل همراه با ميانلايههاي مارني و شيلي زردرنگ است.
« عضو 2 سازند ميلا » : 89 متر سنگآهك، لايهلايه، كمي ماسهاي به رنگ قهوهاي تا خاكستري تيره است كه تناوب ناچيزي از مارن و آهك مارني دارد. تريلوبيت، بازوپا و هيوليتيده فراوانترين سنگوارههاي اين عضو هستند.
« عضو 3 سازند ميلا » : به عنوان بارزترين عضو اين سازند، شامل 82 متر سنگآهك دانه درشت روشن رنگ، بلورين گلوكونيتدار است. تريلوبيت (گروه Anomocarella) و بازوپايان (به طور عمده از جنس Billingsella) نشانگر قسمتهاي زيرين و يا مياني كامبرين پسين هستند.
« عضو 4 سازند ميلا » : 96 متر سيلت سنگ، ماسهسنگ، سنگآهك گلوكونيدار درشتدانه و مارن است كه همچنان حاوي تريلوبيتها و هيوليتيده كامبرين پسين است.
« عضو 5 سازند ميلا »: 129 متر شيل بدون فسيل، ماسهسنگ و سنگ آهكهاي نازك لايه است كه يك واحد ماسه سنگ كوارتزي سفيد در قاعدة آن وجود دارد. در ميلا كوه (بُرش الگو) اين عضو سنگواره ندارد ولي، در ديگر نقاط ايران، تعلق عضو 5 به زمان اردويسين حتمي است. به همين دليل، در بسياري از گزارشهاي زمينشناسي از سازند ميلا به عنوان يك واحد سنگچينهاي به سن كامبرين – اردويسين (كامبرو – اردويسين) ياد شده است. فرسايش پس از اردويسين سبب شده تا اين عضو در همه جا وجود نداشته باشد .
لاسمي (1379) با توجه به رخساره و محيط رسوبــي، بر اين باور است كه عضو 5 سازند ميلا در دريايي به نسبت ژرف و در پنجههاي زيردريايي و دشت حوضهاي نهشته شده است. مطالعات ديرينهشناسي سازند ميلا درخور توجه است كه از ميان آنها ميتوان به بررسي تريلوبيتهاي سازند ميلا توسط كوشان (1973) در نواحي ميلاكوه، شهميرزاد، حسنكدر، ابهر و روستاي چپقلو اشاره كرد. در اين مطالعات، كوشان در سازند ميلا 7 زون زيستي جداگانه شناسايي كرده كه مؤيد سن كامبرين مياني تا اردويسين (ترمادوسين) است.
از نظر جغرافيايي، سازند ميلا گستردگي زيادي، در البرز، آذربايجان، ايران مركزي و زاگرس دارد. اما، به نظر ميرسد كه به طرف دامنههاي شمالي البرز، سازند ميلا پس از كاهش ضخامت، به تدريج حذف ميشود. پايداري ويژگيهاي سازند ميلا در نواحي گوناگون ايران ميتواند مؤيد شرايط يكسان رسوبي حوضههاي كامبرين مياني – پسين در گسترههاي وسيعي از ايران باشد. يافتههاي جديد زمينشناسي ايران نشان ميدهد كه:
* با توجه به شواهد روي زمين بستگي كوارتزيت رويي با سازند ميلا بيشتر از سازند لالون است. به همينرو و بنا به توصية كميتة ملي چينهشناسي، كوارتزيت رويي از سازند لالون حذف و رديفهاي آغازين سازند ميلا دانسته ميشود و لذا، بايد يك عضو به سازند ميلا اضافه شود.
* همبري عضو 5 بُرش الگو با ديگر عضوهاي اين سازند ناپيوسته و از نوع دگرشيبي موازي است. به همين دليل و همچنين به دليل داشتن سن اردويسين، توصية كميتة ملي چينهشناسي ايران بر آن است كه عضو 5، از سازند ميلا حذف شود.
* با توجه به افزودن يك عضو (كوارتزيت رويي) به قاعدة سازند ميلا و حذف يك عضو (عضو 5) از رأس اين سازند، واحد سنگي ميلا كماكان داراي 5 عضو خواهد بود، مشروط بر آنكه از عضوهاي 1، 2، 3 و 4 بُرش الگو، با شمارههاي 2، 3، 4 و 5 ياد شود.
كامبرين در ايران مركزي
در گسترههاي وسيعي از ايران مركزي، سنگهاي كامبرين همان ويژگيهاي كامبرين البرز – آذربايجان را دارند. به گونهاي در اين نواحي نيز استفاده از نامهاي سلطانيه، باروت، زاگون، لالون و ميلا امكانپذير است. اما، در حوضههاي كافتي نواحي عقدا، شمال كرمان، بافق و راور، سيما و سنگشناسي سنگهاي كامبرين متفاوت از ديگر نواحي ايران مركزي و البرز – آذربايجان است و همين امر سبب گرديده تا واحدهاي سنگچينهاي متفاوتي شناسايي و معرفي شوند (شكل 4-2) .
در « عَقدا » (بين نايين و يزد)، سنگهاي كامبرين با حدود 650 متر ضخامت با دولوميت آغاز ميشود كه با عضو دولوميت مياني سازند سلطانيه قابل قياس ميباشد. بر روي دولوميتهاي گفته شده، با يك ناپيوستگي چينهاي، رديفي از شيل كربناتي ميكادار به رنگ سبز زيتوني تا خاكستري، به ضخامت 150 تا 180 متر وجود دارد كه نبوي (نقشة يزد) به آن سازند هشــم(Heshem Fm.) نام داده است. سنگآهكهــاي نازك لاية سازند هشم سنگوارههـايي مانند Protohertzina anabarica, Olivoodes multisulcatus دارد كه حمدي (1374) آنها را متعلق به كامبرين پيشين ميداند و لذا سازند هشم را با عضو شيل بالايي سلطانيه قابل قياس ميداند. بر روي سازند هشم، واحد سنگچينهاي ديگري متشكل از سنگ آهكهاي سياه رنگ و كوهساز به نام سازند عقدا (نبوي نقشة يزد) وجود دارد كه ضخامت آن از 35 تا 400 متر متغير است.
از ويژگيهاي سنگآهكهاي عقدا، فراواني جلبكهاي كامبرين است كه ساختار استروماتوليتي از نوع Columnaefacta usatica Schenf دارد. شواهد ديرينهشناسي و جايگاه چينهشناسي سبب شده تا حمدي (1374) بر اين باور باشدكه سازند آهكي عقدا، همارز عضو دولوميت بالايي سازند سلطانيه است و سن آتابانين دارد. در ناحية عقدا، سازندهاي باروت و زاگون وجود ندارد و سازند لالون با ناپيوستگي موازي روي سنگآهكهاي عقدا نشسته است.
در « شمال كرمان »، رديفهاي آغازين كامبرين پيشين (سلطانيه، باروت، زاگون) را بايد در مجموعههاي درهم سري ريزو و سري دسو جستجو كرد. در اين نواحي (ساغند – بافق)، ضخامت سازند زاگون به لحاظ تغيير رخساره و تبديل به سازند لالون متغير است و گاهي به صفر ميرسد. در دنبالة رسوبگذاري زاگون، حجم بزرگي از ماسه سنگهاي سُرخ – ارغواني تشكيل شده كه گاهي درشت دانه و حتي كنگلومرايي است. در شمال كـــرمان به اين ماسهسنگها كه جايگاه چينــهنگاشتي و سنگشناختــي مشابه با سازند لالون دارد، «سري داهو » نام داده شده است (هوكريده، 1962) كه حدود 400 متر ماسه سنگ سُرخ – ارغواني و ميانلايههايي از رُس ماسهاي است. اين سري با واسطة يك زون برشي قاعدهاي به طور محلي و با دگرشيبي زاويهاي بر روي آهكهاي سري دسو قرار ميگيرد. بخش بالايي اين سري با كوارتزيتي سفيدرنگ، اغلب با قلوههايي از چرت سياه پوشيده ميشود كه همارز كوارتزيت رويي ديگر نواحي است. در كامبرين مياني، پس از يك ايست رسوبي آشكار، در اثر فرونشيني تدريجي كف حوضة رسوبي، درياي كم ژرفاي كامبرين مياني – بالايي بر نواحي شمال كرمان حاكم شده است. در شمال كرمان رسوبات كربناتي كامبرين مياني – بالايي با تغييرات ناچيز سنگشناختي و افزايش لايههاي شيلي سُرخرنگ، كم و بيش با يك افق ماسهسنگ كوارتزي سفيد آغاز ميشود و به دنبال آن رديفهاي كربناتي حاوي Redlichia ميآيد. سنگشناسي اين مجموعه شباهت نزديكــي با سازند ميلا دارد، ولي در شمال كـرمان براي اين سنگها، نـام « سازند كوهبنان (Kuhbanan Fm.) » انتخاب شده است (هوكريده و همكاران، 1962).
اگرچه سازند كوهبنان ناحية كرمان با سازند ميلا قياس شده، اما ولفارت (1974) و حمدي (1374) بر اين باورند كه تغييرات سني سازند كوهبنان از اواخر كامبرين پيشين تا كامبرين مياني است. گسترش جغرافيايي سازند كوهبنان محدود به نواحي كرمان، كوهبنان، راور و رفسنجان است.
در « ناحية شيرگشت » (شمال طبس)، رديفهاي كامبرين پيشين مشابه سازندهاي سلطانيه، باروت، زاگون و لالون ديگر نواحي ايران است. ولي، در اين ناحيه، روتنر و همكاران (1964)، در روي رديفهاي كامبرين پيشين، يك واحد سنگچينهاي در مرتبة گروه معرفي كردهاند كه شامل سه سازند كالشانه، درنجال و شيرگشت است. دو سازند كالشانه و درنجال به سن كامبرين مياني – پسين و سازند شيرگشت به سن اردويسين است.
سازند كالشانه (Kalshaneh Fm.) : مجموعة درهمي از سنگهاي رسوبي (دولوميت، سنگآهك، شيل، ماسهسنگ- گچ) و سنگهاي آتشفشاني (بيشتر دياباز) است كه فاقد نظم چينهاي است به همين دليل، بُرش الگو ندارد و ضخامت آن حدود 1000 متر برآورد شده است. جايگاه چينهشناسي ظاهري سازند كالشانه سبب شده تا اين مجموعة درهم به سن كامبرين مياني دانسته شود ولي عناصر سازنده، سيماي ظاهري و ساخت پيچيدة آن يادآور مجموعة دسو، به سن پركامبرين پسين – كامبرين، است.
سازند درنجال : در محل بُرش الگو، شامل 823 متر سنگآهكهاي نازك لايه با هوازدگي كرم – قهوهاي روشن همراه با ميانلايههايي از آهكهاي اسپاري، مارن و سيلت سنگ است كه گاهي تركهاي گلي و بلورهاي دروغين نمك دارد. مرز زيرين سازند درنجال به خوبي توصيف نشده است. مرز بالايي آن با يك لاية كليدي راهنمــا از سنگآهك، به ضخامت حـــدود 20 متر، مشخص ميشود كه به داشتن بـازوپـايــان فــراوان مشخص است. در ناحيـــة شيـرگشت به دليل تدريجــــي بودن گذر كامبــرين به اردويسيـــن، اين لاية كليـــدي حاوي بازوپا، به عنــوان مرز دو سيستم كامبـــرين و اردويسيــن انتخاب شده است. انواعي از تريلوبيتها (Saukia sp., Idahoia sp, Iranaspis sp. و 000) و همچنين نمونههايي از بازوپايان (Obolus sp. Billingsella sp. و 000) معرف زمان كامبرين مياني – پسين و نشانگر همارزي سازند درنجال، به ويژه با عضوهاي 2، 3 و 4 سازند ميلا است (كوشان، 1973).
ali fazeli= egeology.blogfa.com
این وبلاگ تمامی موضوعات و مقالات و اطالاعات تخصصی زمین شناسی را که از سایتهای علمی جهان برگرفته شده در اختیار بازدیدکنندگان محترم قرار می دهد.گفتنی است که مطالب موجود در این وبلاگ در نوع خود بی نظیر بوده و از هیچ وبلاگ ایرانی ای کپی برداری نشده است و اگر هم شده منبع آن به طور کامل ذکر شده است.