دانلود مقاله گسل

بخشی از مقاله

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 شكستگي‌هايي همراه با تغيير مكان نسبي اند كه در آن ها به موازات سطح گسل جابه جايي ديده نمي‌شود. طول و جابجايي گسلها بين چند سانتي متر تا چندين كيلومتر متغير است.
عناصر گسل
امتداد : شيب وامتداد گسل ها همانند شيب و امتداد طبقات، اندازه گيري مي شود . بنابراين امتداد گسل امتداد خطي افقي در سطح گسل است كه مقدار آن بابيان زاويه اي نسبت به شمال مشخص مي شود.
شيب : زاويه‌ي بين سطح افق و سطح گسل راشيب گسل مي نامندشيب گسلها اغلب بسيار متغيراست به طوري كه شيب زياد يك گسل در سطح زمين مي تواند در اعماق كم شده و حتي به صفر نزديك شود. تغييرات شيب تابع ناهمگني سنگها و نوع آن هاست . انغطاف پذيري سنگها موجب كاهش شيب مي شود .
كمر بالا و كمر پايين : قطعه‌ي روي سطح گسل را كمر بالا و قطعه‌ي زيرين آن را كمر پايين مي‌نامند.


انواع گسل
بر اساس نحوه و ميزان حركت نسبي در امتداد گسل‌ها كه ناشي از نحوه تشكيل آنها است، گسل‌ها را به رده هايي زير تقسيم مي نمايند.
گسل عادي normal fault
گسل معكوس reverse fault
گسل امتداد لغز strick slip fault

گسل امتداد لغز strick slip fault
در گسل هاي امتداد لغز جابه جايي به موازات امتداد گسل روي مي دهد و بر اساس جهت حركت قطعات طرفين گسل نسبت به شخص ناظر به دو دسته ي راست لغز و چپ لغز تقسيم مي شود.اگر در امتداد طبقه جابه جا شده به سطح گسل نگاه كنيد ، در صورتي كه قطعه فوق به طرف راست حركت كرده باشد راستگرد و در حالت عكس چپ گرد ناميده مي شود.


گسل معكوس revers fault
گسلي را معكوس نامند كه در آن كمر بالا به طرف بالا حركت كرده و شيب آن بيش از 45 درجه باشد گسل معكوس به حالت راندگي و رواندگي ديده مي شود.

راندگي Trust fault
گسل معكوس كه شيب آن كمتر از 45 درجه و بيشتر از 10 درجه باشد ، را راندگي گويند. در راندگي ممكن است كمر بالا به طرف بالا حركت كرده و كمر پايين ثابت مانده باشد و يا كمر پايين به طرف بالا حركت نمايد و كمر بالا ثابت مانده باشد.
رواندگي overthrust fault
گسل روراندگي ، نوعي گسل معكوس است كه شيب آن زاويه اي كمتر از 10 درجه دارد. و لغزش كلي آن زياد است .

گسل عادي
گسلي را عادي گويند كه كمر بالا نسبت به كمر پايين به طرف پايين حركت نموده باشد . شيب متوسط گسل‌هاي عادي بين....تا...درجه متغير است كه ممكن است كمتر نيز باشد . در گسل عادي گاهي ممكن است كه شيب سطح گسل در جهت شيب طبقات باشد ولي گاهي نيز شيب گسل در خلاف جهت شيب طبقات است . در گسلهاي عادي گاهي پديده هاي پايين افتادگي و يا بالا آمدگي نيز ديده مي شود .

پايين افتادگي Graben
اگر بر اثر دو گسل عادي با لغزش نسبتاً‌ مساوي، قطعه‌اي از زمين از نواحي اطراف پايين‌تر قرار گيرد به آن پايين افتادگي يا گرابن گويند.
بالا افتادگي Horst
اگر بر اثر دو گسل عادي با لغزش تقريباً مساوي، قطعه‌اي از زمين نسبت نواحي اطراف خود بالاتر قرار گيرد، به آن هورست يا بالا آمدگي مي‌گويند.

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 ۴۵ درجه و بیشتر از ۱۰ 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 زمين شناسى شمالغرب کشور ميتوان گفت فلات آذربايجان ازديد بيشتر زمين شناسان ادامه زون البرز غربى – آذربايجان است ولى اشتوکلين ( 1968 ) بخش اعظم آذربايجان را ادامه زون ايران مرکزى دانسته ومى نويسد که رشته کوه البرز وزاگرس درانتهايى ترين بخش نواحى آذربايجان به يکديگرمى رسند وآذربايجان ازنظر جغرافيائى , قسمتى ازايران مرکزى محسوب شده وازنظر ساختمان زمين شناختى نيزخصوصيات زون ايران مرکزى را دارست . به باور ( ج . افتخارنژاد 1359 ) دوشکستگى مهم سلطانيه – تبريز , زرينه رود – اروميه عامل اصلى ناهمسانى بسيار مشخص رخساره ها درآذربايجان شده است . ايشان مى نويسد که خطواره زرينه رود– اروميه جداکننده کمربندهاى فليشى خاور درياچه ونهشته هاى سکوى قاره اى ايران مرکزى است. ريخت امــــرزى اين فلات , مــــــشابه سايرنقاط ايران وابــــــسته به فازهاى آلپى جوان ميباشد که عمده ترين عامل شکل گيرى ساختمانى منطقه است ولى بطور کلى ميتوان گفت که فلات آذربايجان ازنظر ساختمانى با فعاليت شديد آتشفشانى درسنوزوئيک ( ترسير وکواترنر) مشخص ميگردد, که اين فــــعاليت ازائوسن تا کواترنر درپهنه اى گســــترده درفلات آذربايـــجان نمايان ميباشد . برپايه اطلاعات نقشه هاى زمين شناسى منطقه ولکانيک هاى آذربايجان با ترکيب شيميايى آلکالن ونبود گدازه هاى تيپيک کالک آلکالن و وجود کانى هاى آناليسم دراين گدازه ها چهره شاخص اين کمربند ولکانيکى است که قابل مقايسه با ولکانيک هاى ارمنستان وقفقاز کوچک ميباشد. تاثيرات تکتونيکى , برپايى عظيم آتشفشانهاى سبلان وسهند , دراواخرترسير وکواترنر, يکى ا زمشخصه هاى مهم اين فلات است . گدازه هاى بازالتى آتشفشان بزرگ آرارات که درکشور ترکيه واقع شده , بخشى ازدشت هاى شمالغربى آذربايجان ( ماکو ) را پوشانده که گواهى برآخرين فعاليت هاى آتشفشانى دراين فلات ميباشد. بلندترين نقطه اين فلات درقله سبلان داراى ارتفاعى 4814 متربوده وگودترين منطقه اين فلات نيزدرحوضه رسوبى دشت مغان که خود بخشى اززون فرو افتاده کورا – ارس که آنهم احتمالاً باقيمانده حوضه بزرگ رسوبى اقيانوس تتيس بوده واقع شده است که داراى ارتفاعى حدود 50 متربالاتراز سطح درياى آزاد ميباشد.حوضه رسوبى – ساختارى آذربايجان حوادث بسيارزيادى را پشت سرگذاشته که آثار آن ازپرکامبرين تا به امـــــروز قابل مــــشاهده است . درمنطقه آذربايجان برونزدهايى ازســــــنگ هاى رسوبى دگرگونه وسنگ هاى رسوبى

بدون دگرگونه ( سازند کهر ) متعلق به زمان پرکامبرين وجود دارد . به باورشمارى اززمين شناسان سنگهاى دگرگونه ازنگاه چينه شناسى درزيرقديمى ترين رسوبات , نادگرگونه قراردارند که درون آنها توده هاى نفوذى وسنگهاى آتشفشانى پرکامبرين پسين ديده ميشود . رسوبات پلاتفرمى پرکامبرين بالايى و کامبرين دربرگيرنده سازندهاى سلطانيه , باروت , زاگون , لالو

ن وميلا درسطح بسياروسيعى ازآذربايجان رخنمون دارند . ولى دربخش عمده اى ازمناطق آذربايجان نبود چينه اى طولانى درطى دوره هاى اردويسين , سيلورين , دونين و کربونيفر مشاهده ميشود که علت اصلى واساسى اين نبود طولانى را به جنبش هاى خشکى زائى کالدونين و هرسينين نسبت ميدهند. حال آنکه نهشته هاى پرمين در منطقه آذربايجان ازگسترش بسيارزيادى برخوردارند که اغلب بطور پيشرونده برروى واحدهاى کهن قرارمى گيرند وعلت آنرا حرکات خشکى زايى وارسکين مى دانند که با واحدهاى آوارى شروع شده وبه سنگ آهک هاى کربناته ختم مى گردند. هرچند که درخيلى ازمناطق آذربايجان , خصوصاً در مناطق غربى وجنوبى نهشته هاى کربناته پرمين توسط گسل هاى تراستى کم شيب برروى واحدهاى

مختلف کهن وجوانتررانده شده اند . تداوم رسوبگذارى پرمين به ترياس نيز درپاره اى ازمناطق آذربايجان قابل مشاهده است که يکى ازکامل ترين برش ها دراين زمان درمنطقه مرزى جلفا ازسال 1878 تاکنون درخورتوجه است . نهشته هاى متعلق به زمان مزوزوئيک وسنوزوئيک , بطور گسترده درمناطق مختلف شمالغرب ايــــــران برونزد دارند ولى اثرات فاز چين خوردگى کيمرين را درناهمسازى قاعده رسوبات ژوراسيک ( سازند شمشک ) وکرتاسه زيرين ( نئوکومين ) ونيزناپيوستگى بين سنگ هاى کرتاسه زيرين وکرتاسه بالا را درخيلى ازمناطق آذربايجان ميتوان مشاهده نمود . حد بين کرتاسه زيرين با کرتاسه بالايى

را به فاز کوهزايى استرين ( اتريشى ) مربوط ميدانند. درخاتمه کرتاسه ودرحدفاصل آن با ترشيارى , حرکات کوهزايى مربوط به فاز لارامين ( لاراميد) درمنطقه شمالغرب ايران تاثيرگذاشته وعمدتاً دگرشيبى زاويه دارى را ميان اين دو دوره ( کرتاسه – ترسير) به جا گذاشته است ومتعاقب آن فعاليت آتشفشانى شديدى با گسترش زياد سنگ هاى آتشفشانى همراه است که درترشيارى نيزادامه مى يابد. وجود دگرشيبى و کنگلومراى قاعده اى ائوسن رانيزميتوان به حرکات کوهزايى پيرنه ( 37- 40 ميليون سال قبل ) نسبت داد درنقاط مختلفى دگرشيبى ديگرى درقاعده رسوبات اليگوسن ديده ميشود. ونيزدگرشيبى پى ميوسن که دراغلب نقاط آذربايجان ديده ميشود ميتوان به اين حرکات نسبت داد.رسوبات سازند قرمزفوقانى ( ميوسن ميانى – فوقانى ) بطورناپيوسته ودربعضى نقاط با دگرشيبى برروى رسوبات سازند قم ( به سن اليگو – ميوسن ) قرارگرفته است که مى تواند درارتباط با فاز استرين ( 17-22 ميليون سال قبل ) باشد . نهشته هاى زمان پليوسن نيزاغلب درهمه جاى آذربايجان با دگرشيبى زاويه دار برروى واحدهاى قديمى‌تر جاى گرفته اند که درارتباط با جنبش هاى کوهزايى آلپى جوان ميباشد. بلاخره اثرات فازپاسادانين درفاصله زمانى پليو- پلئيستوسن ( 8/1 -2 ميليو ن سال ) باعث چين خوردگى رسوبات پليوسن گرديده ومتعاقب آن فعاليت ولکانيکى تجديد شده دراکثرنقاط آذربايجان قابل مشهود است . بخش به نسبت گسترده اى ازمنطقه غرب آذربايجان را که ( م . ح . نبوى 1355) آنرا زيرعنوان زون خوى – مهاباد اززون البرز – آذربايجان جدا نموده است , ملانژ افيوليتى پوشش ميدهد که هرکدام ازسنگ هاى تشکيل دهنده اين زون سرگذشت جداگانه اى دارند ودرطى فرآيندهاى ويژه زمين ساختى ورسوبى درکنار يکديگرجاى گرفته اند, که متشکل ازسنگ هاى اولترابازيک , بيشترسرپانتينيت , پريدوتيت , گابرو, بازالت , ديوريت , آندزيت وسنگ هاى دگرگونه شيست سبز , آمفيبوليت به همراه سنگ هاى رسوبى نواحى ژرف , مانند چرت هاى راديولاريتى وسنگ آهک پلاژيک است .گسل هاى پرشمار وفراوانى درمنطقه آذربايجان وجود

دارد که بيشترآنها به سبب عملکرد هايشان ازاهميت ويژه اى برخوردارند . برخى ازاين گسله ها , آبرفت هاى کواترنرراگسسته وفعال هستند وشمارى ازاين گسل ها نيزبسيارژرف هستند ودنباله آنها تا پى سنگ منطقه نيزکشيده ميشود.افتخارنژاد مى نويسد که دوشکستگى مهم سلطانيه – تبريز و زرينه رود – اروميه عامل ناهمسانى بسيارمشخص رخساره ها درآذربايجان شده اند.در مورد البرزغربى - آذربايجان ‏، در يک بررسى دقيق تراز ديدگاه زمين شناسى ايران ميتوان گفت :

پرکامبرين پسين در البرز – آذربايجان :
با توجه به يافته‌هاى جديد، سنگ‌هاى پرکامبرين پسين البرز - آذربايجان منحصر به سازند بايندور و دو عضو زيرين سازند سلطانيه است. سازند هزارچال که گاه به سن پرکامبرين پسين و گاهى به کامبرين منسوب شده، يک واحد سنگ‎چينه‎اى پرسش‎آميز است که نياز به بازنگرى دارد.

سازند بايندور توسط اشتوکلين و همکاران (1964) در کوه بايندور واقع در جنوب خاورى زنجان، به ضخامت 498 متر، مطالعه و معرفى شده است. اين سازند، شامل ماسه‎سنگ‎هاى ارغوانى، شيل‌هاى ميکادار سيلتى و شيل‌هاى ماسه‌اى دانه ريز است که ميان لايه‌هايى از دولوميت‌هاى قهوه‌اى استروماتوليت‌دار دارد. جلبک‌هاى استروماتوليتى و آرکئوسياتيدها تنها سنگواره‌هاى موجود ‌است که فقط در ميان‌لايه‌هاى دولوميتى ديده مى‌شوند که به طور عموم به نوپروتروزوييک پسين

(وندين) نسبت داده شده‌اند.مرز زيرين سازند بايندور با گرانيت دوران از نوع دگرشيبى آذرين پى است ولى گاه (در قره‌داغ) بايندور با سازند کهر ارتباط ناپيوسته دارد. در بالا، سازند بايندور به طور هم‎شيب و پيوسته با سازند سلطانيه پوشيده مى‌شود.گسترش جغرافيايى سازند بايندور محدود به کوه‌هاى سلطانية زنجان و شمال باخترى آذربايجان (کوه‌هاى مورو، ميشو، مهاباد، غرب اروميه) است. اگرچه در پاره‌اى از نقاط البرز مرکزى (دماوند، فيروز‌کوه، دامغان) بعضى از رديف‌هاى سنگى را با سازند بايندور مقايسه کرده‌اند، ولى در اين مورد اطمنيان چندانى وجود ندارد.گفتنى است که حمدى (1374) سازند بايندور را به سن ژوراسيک – کرتاسه مى‌داند ولى مطالعات پالينولوژى قويدل (1374 ) همچنان مؤيد سن نوپروتروزوييک پسين (Late Riphean) است که قابل قبول‌تر است.

« عضو‌هاى 1 و 2 سازند سلطانيه »، در محل بُرش الگو (کوه‌هاى سلطانيه)، سازند سلطانيه از سه عضو دولوميت پايينى (123متر)، شيل چَپُقلو (247 متر) و دولوميت بالايى (790متر) تشکيل شده است. مطالعات بعدى (حمدى، 1372) نشان داد که سازند سلطانيه را مى‌توان به 5 عضو تقسيم کرد و در ضمن مرز پرکامبرين - کامبرين به تقريب در لايه‌هاى آغازين سومين عضو اين سازند قرار دارد. به همين رو، بخشى از سازند سلطانيه که سن پرکامبرين پسين دارد، منحصر به عضوهاى 1 (دولوميت پايينى) و 2 (شيل پايينى) اين سازند است.
« عضو دولوميت پايينيLower Dolomite Mbr.) )»، شامل تا 25 متر دولوميت لايه‌اى چرت‌دار، خاکسترى تيره حاوى فسيل‎هاى پوسته‎دار است اين عضو در بيشتر نقاط وجود ندارد و سلطانيه با عضو شيل پايينى آغاز مي‎شود.
« عضو شيل پايينى (Lower Shale Mbr.) »، شامل 120 متـر شيل‌هاى رُسى – سيلتـى ميکا‌دار و گاهى ماسه‌دار ريز دانه است که حـاوى عدسى‌هايى از سنگ‎آهک سيـلت‌دار است Chuaria circularis Walcot و آکريتارک‎ها ((Acritachs از سنگواره‎هاى شاخص اين عضو است که سن وندين را نشان مي‎دهند.

جدا از سازند بايندور و عضوهاى 1و 2 سازند سلطانيه، در بعضى از نقاط آذربايجان (مهاباد، تکاب و غرب اروميه) در مرز ميان سازند کهر (در زير) و سازند بايندور (در بالا )، يک واحد سنگ چينــه‌اى آتشفشانى – رسوبى، به ضخامت حــدود 1140 متر وجود دارد که به نام «سازند قره‌داش» نام‎گذارى شده که بيشتر شامل گدازه‌هاى ريوليتى قليايى، توف‌هاى اسيدى، شيل‌هاى ماسه‌اى ميکادار ارغوانـى است. اين گدازه‌ها معـادل خروجــى فاز گرانيت‌زايى رخـداد کاتانـگايـى « گرانيت دوران » هستند و لذا به رغم جايگاه چينه‌شناسى (بين کهر و بايندور)، شايسته است از مجموعة پرکامبرين جدا باشند
کامبرين در البرز - آذربايجان:

به دليل تفاوت‎هاى آشکار در نوع رخساره‎ها و شرايط رسوبى، به ويژه وجود يک ناپيوستگى آشکار، سنگ‎هاى کامبرين البرز – آذربايجان را مي‎توان به دو مجموعة کامبرين پيشين و کامبرين ميانى – بالايى تقسيم کرد.
کامبرين پيشين در البرز – آذربايجان:

تا پيش از سال 1361، ماسه‎سنگ‎‎هاى سُرخ‎رنگ سازند لالون را آغاز رسوبات کامبرين پيشين مي‎دانستند. مطالعات حمدى (1989) نشان داد که مرز پرکامبرين – کامبرين از درون سازند سلطانيه مي‎گذرد. به همين رو واحدهاى سنگ‎چينه‎اى کامبرين پيشين البرز – آذربايجان عبارتند از: عضوهاى 3، 4 و 5 سازند سلطانيه، سازند باروت، سازند زاگون و سازند لالون. گفتنى است که توزيع جغرافيايى سازندهاى ياد شده منحصر به البرز – آذربايجان نيست. وجود توالي‎هاى مشابه در نقاط مختلف ايران مرکزى و حتى کوه‎هاى زاگرس در خور توجه است و مي‎تواند نشانة شرايط يکسان رسوبى در نواحى ياد شده باشد.
« عضوهاى 3، 4 و 5 سازند سلطانيــه »، ويژگي‎هاى سنگى و سنى مشابه ندارند. به عضـو 3 سازند سلطانيه « عضو دولوميت ميانى Middle Dolomite Mbr.) )» نام داده شده است که شامل 40 تا 72 متر سنگ‎هاى کربناتى چهره‎ساز است که 40 متر زيرين آن سنگ‎آهک‎هاى سيليسى خاکسترى تيره و بقية آن دولوميت تا دولوميت آهکى روشن رنگ است. سنگواره‎هايى مانند پروتوکونودونت‎ها، معرف آشکوب ماني‎کاى(Manykay) از کامبرين پيشين است. عضو 4 سازند سلطانيه، به نام « عضو شيل بالايى ( (Upper Shale Mbr.» شامل 40 تا 212 متر شيل‎هاى رُسى – سيلت‎دار آهکى متمايل به سبز است که به طرف بالا به سنگ‎آهک‎هاى رُسى خاکسترى تيره‎رنگ تبديل مي‎شود. در برش دلير، در پاية اين عضو ميان لايه‎هايى از شيل آهکى فسفات‎دار خاکسترى تيره تا سياه‎رنگ با حدود 15 متر ضخامت وجود دارد. در عضو شيل بالايى انواع گونا‎گونى از فسيل‎هاى پوسته‎دار، شکم‎پايان، هيوليتيدها، اسفنج‎ها و کونودونت‎هاى ابتدايى وجود دارد که تعلق اين عضو را به آشکوب توماتين(Tommatian) قطعى مي‎سازد.عضو 5 سازند سلطانيه به نام « عضو دولوميت بالايى (Upper Dolomite Mbr.) » شامل 250 تا 790 متر دولوميت‎هاى توده‎اى، متبلور، صخره‎ساز، با رنگ روشن تا خاکسترى روشن است. جلبک‎هاى استروماتوليتى به ويژه انواع Collenia فراوان‎ترين سنگوارة اين عضو و نشانگر آشکوب آتابانين (Atdabanian) از کامبرين پيشين ‎است.از نگاه لاسمى (1379)، بخش بيشتر سازند سلطانيه از سنگ‎هاى کربناتى پديد آمده که در سکو‎هاى نوع رمپ نهشته شده‎اند و شامل دو توالى پسروندة بزرگ است. توالى نخست با پيدايش نهشته‎هاى پيشروندة کربنات‎هاى دولوميت

پايينى آغاز و با بالا آمدن سطح آب دريا و ژرف‎تر شدن حوضه، نهشته‎هاى کربناتي‎ جاى خود را به شيل‎هاى تيره‎ رنگ داراى چوآريا(Chuaria) ، وابسته به بخش شيل زيرين داده است. پس از پايين افتادن دوبارة سطح آب، رخساره‎هاى کربناتى سکوى بخش دولوميت ميانى بر جاى گذاشته شده‎اند. توالى دوم، با شيل‎هاى تيره رنگ و فسفات‎دار عضو شيل بالايى آغاز شده و با دولوميت‎هاى بالايى پايان مي‎يابد. گفتنى است که جدا از البرز – آذربايجان، رخنمون‎هاى مشابهى از سازند سلطانيه

در نواحى دامغان، شيرگشت، کاشمر، ازبکوه، خمين، گلپايگان، اراک، تفرش گزارش شده است. در منطقة انارک، با وجود دگرگونى پيشرفته، گروه چاه‎گربه و مرمرهاى لاک با سازند سلطانيه مقايسه شده‎اند. در ناحية عقدا، سازند شيلى هشم (Heshem Fm.) و سنگ‎آهک‎هاى جلبک‎ساز عقدا (Aghda Fm.) قابل قياس با عضو شيل بالايى و دولوميت بالايى سازند سلطانيه ‎است.

سازند باروت(Barut Fm.) : در محل بُرش الگو (17 کيلومترى جنوب باخترى زنجان) شامل 714 متر شيل‎هاى رسى – سيلتى و ماسه‎اى دانه‎ريز، بسيار ميکادار به رنگ ارغوانى، کمى سبز - خاکسترى و سياه است که ميان‎لايه‎هايى از سنگ‎آهک و دولوميت حاوى چرت و استروماتوليت، دارد. به دليل داشتن گذر تدريجى با سازند سلطانيه (در زير) و سازند زاگون (در بالا)، مقدار ميان‎لايه‎هاى کربناتى در پايين به مراتب بيشتر از بخش بالايى است، به گونه‎اى که باروت را مي‎توان سازند حدواسط سلطانيه و زاگون دانست.در گذشته، سازند باروت بخشى از مجموعة اينفراکامبرين ايران دانسته مي‎شد، ولى يافته‎هاى

فسيل‎شناسى جديد، جايگاه چينه‎شناسى و همچنين وجود انواع گونا‎گونى از سنگواره‎ها مانند Biconulites sp.، استروماتوليت‎ها و دينوفلاژله‎ها سبب شده که سن قطعى اين سازند آشکوب بوتومين ((Botomian از کامبرين پيشين باشد (حمدى، 1374).گسترش جغرافيايى سازند باروت محدود به البرز – آذربايجان نيست. جنوب سبزوار، شيرگشت، خاور تهران از مناطقى هستند که سازند باروت گزارش شده است. در شمال شهميرزاد سمنان، سنگ‎هاى منسوب به سازند باروت، چهرة متفاوتى دارند. جدا از افزايش درخور توجه ضخامت، تناوب‎هاى کربناتى به طور عمده محدود به بخش پايانى سازند است. در ناحية انارک، رديف‎هاى مقايسه شده با سازند باروت، شيست‎هاى کلريتى – اپيدوتى هستند که « واحد پَتيار » نام دارند (الماسيان 1997).
کامبرين ميانى - پسين در البرز – آذربايجان :
« سازند ميلا »، واحد سنگ‎چينه‎اى معرف سنگ‎هاى کامبرين ميانى – بالايى البرز – آذربايجان و ديگر نواحى ايران (به جز کرمان) است. برش الگوى سازند ميلا توسط روتنر و همکاران (1963)، در ميلا کوه دامغان، به ضخامت 585 متر اندازه‎گيرى و معرفى شده است. نامبردگان به دليل ناهمگني‎هاى موجود، سازند ميلا را به 5 عضو تقسيم کرده‎اند که کم و بيش در بسيارى از نقاط ايران قابل شناسايى است.
« عضو 1 سازند ميلا » : 189 متر دولوميت بدون فسيل همراه با ميان‎لايه‎هاى مارنى و شيلى زردرنگ است.
« عضو 2 سازند ميلا » : 89 متر سنگ‎آهک، لايه‎لايه، کمى ماسه‎اى به رنگ قهوه‎اى تا خاکسترى تيره است که تناوب‎ ناچيزى از مارن و آهک مارنى دارد. تريلوبيت، بازوپا و هيوليتيده فراوان‎ترين سنگواره‎هاى اين عضو هستند.
« عضو 3 سازند ميلا » : به عنوان بارزترين عضو اين سازند، شامل 82 متر سنگ‎آهک دانه درشت روشن رنگ، بلورين گلوکونيت‎دار است. تريلوبيت (گروه Anomocarella) و بازوپايان (به طور عمده از جنس Billingsella) نشانگر قسمت‎هاى زيرين و يا ميانى کامبرين پسين هستند.
« عضو 4 سازند ميلا » : 96 متر سيلت سنگ، ماسه‎سنگ، سنگ‎آهک گلوکوني‎دار درشت‎دانه و مارن است که همچنان حاوى تريلوبيت‎ها و هيوليتيده کامبرين پسين است.
« عضو 5 سازند ميلا »: 129 متر شيل بدون فسيل، ماسه‎سنگ و سنگ ‎آهک‎هاى نازک لايه است که يک واحد ماسه سنگ کوارتزى سفيد در قاعدة آن وجود دارد. در ميلا کوه (بُرش الگو) اين عضو سنگواره ندارد ولى، در ديگر نقاط ايران، تعلق عضو 5 به زمان اردويسين حتمى است. به همين دليل، در بسيارى از گزارش‎هاى زمين‎شناسى از سازند ميلا به عنوان يک واحد سنگ‎چينه‎اى به سن کامبرين – اردويسين (کامبرو – اردويسين) ياد شده است. فرسايش‎ پس از اردويسين سبب شده تا اين عضو در همه جا وجود نداشته باشد لاسمى (1379). با توجه به رخساره و محيط رسوبــى، بر اين باور است که عضو 5 سازند ميلا در دريايى به نسبت ژرف و در پنجه‎هاى زيردريايى و دشت حوضه‎اى نهشته شده است.
مطالعات ديرينه‎شناسى سازند ميلا درخور توجه است که از ميان آنها مي‎توان به بررسى تريلوبيت‎هاى سازند ميلا توسط کوشان (1973) در نواحى ميلاکوه، شهميرزاد، حسنک‎در، ابهر و روستاى چپقلو اشاره کرد. در اين مطالعات، کوشان در سازند ميلا 7 زون زيستى جداگانه شناسايى کرده که مؤيد سن کامبرين ميانى تا اردويسين (ترمادوسين) است.از نظر جغرافيايى، سازند ميلا گستردگى زيادى، در البرز، آذربايجان، ايران مرکزى و زاگرس دارد. اما، به نظر مي‎رسد که به طرف دامنه‎هاى شمالى البرز، سازند ميلا پس از کاهش ضخامت، به تدريج حذف مي‎شود. پايدارى ويژگي‎هاى سازند ميلا در نواحى گوناگون ايران مي‎تواند مؤيد شرايط يکسان رسوبى حوضه‎هاى کامبرين ميانى – پسين در گستره‎هاى وسيعى از ايران باشد. يافته‎هاى جديد زمين‎شناسى ايران نشان مي‎دهد که:
* با توجه به شواهد روى زمين بستگى کوارتزيت رويى با سازند ميلا بيشتر از سازند لالون است. به همين‎رو و بنا به توصية کميتة ملى چينه‎شناسى، کوارتزيت رويى از سازند لالون حذف و رديف‎هاى آغازين سازند ميلا دانسته مي‎شود و لذا، بايد يک عضو به سازند ميلا اضافه شود.
* همبرى عضو 5 بُرش الگو با ديگر عضوهاى اين سازند ناپيوسته و از نوع دگرشيبى موازى است. به همين دليل و همچنين به دليل داشتن سن اردويسين، توصية کميتة ملى چينه‎شناسى ايران بر آن است که عضو 5، از سازند ميلا حذف شود.
* با توجه به افزودن يک عضو (کوارتزيت رويى) به قاعدة سازند ميلا و حذف يک عضو (عضو 5) از رأس اين سازند، واحد سنگى ميلا 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 ياد شود.
سازند شيلى زاگون (.(Zagun Shale Fm واحد سنگ‎چينه‎اى همگنى از شيل‎هاى آهک‎دار، ماسه‎سنگ ريزدانة آرکوزى، سيلت سنگ ميکادار زودفرسا است که رنگ متمايل به سُرخ ارغوانى دارد. در بُرش الگوى معرفى شده توسط آسرتو (1963)، ضخامت اندازه‎گيرى شده در باختر آبادى زاگون، 453 متر است ولى در ديگر بُرش‎ها، ضخامت‎هاى متفاوتى از سازند زاگون گزارش شده است. به عقيدة اشتوکلين (1964) تغيير ضخامت سازند زاگون ناشى از تغيير رخسارة جانبى و تبديل آن به سازند باروت است. ولى، به احتمال فاز فرسايش پيش از سازند بالايى (لالون)، نقش بيشترى دارد.بخش زيرين سازند زاگون به دليل داشتن گل سنگ و سيلت سنگ سُرخ‎رنگ، ترک‎هاى گلى و قالب بلورهاى تبخيرى در يک محيط قاره‎اى خشک و به گمان قوى در يک محيط پلايايى انباشته شده است. سنگ‎هاى بخش بالايى اين سازند، معرف محيط رودخانة ماندرى است (لاسمى، 1369).سازند زاگون به جز بُرش کالشانه (ناحية شيرگشت)، در ديگر برش‎ها سنگواره ندارد. حمدى (1374) سن اين رسوبات را معادل کامبرين پيشين و درخور مقايسه با سرى لنين(Lenian) و به احتمال هم‎ارز آشکوب تويونين (Toyonian) مي‎داند. توزيع جغرافيايى سازند زاگون در البرز – آذربايجان، نواحى گوناگون ايران مرکزى و حتى کوه‎هاى زاگرس درخور توجه است. در کافت‎هاى پرکامبرين پسين – کامبرين ايران مرکزى و زاگرس، رديف‎هاى شيلى – سيلتى ارغوانى سازند زاگون، بدون داشتن جايگاه چينه‎شناسى شاخص، از جمله همراهان سري‎هاى ريزو، دسو و هرمز است.
سازند ماسه سنگى لالون ((Lalun Sandstone Fm.: يکى از گسترده‎ترين سازندهاى کامبرين پيشين ايران است که به تقريب در همه جا ترکيب سنگ‎شناسى مشابه دارد. شباهت‎هاى ظاهرى به ويژه رنگ و سنگ‎شناسى اين سازند با ماسه‎سنگ‎‎هاى دونين اروپا (ماسه سنگ سُرخ قديمى (Old Red Sandstone) سبب شده بود تا اين سازند به سن دونين دانسته شود. ولى، جايگاه چينه‎شناسى و نشانه‎هاى فسيلى موجود، تعلق آن را به کامبرين پيشين حتمى ساخته است.
در محل بُرش الگو واقع در دامنة خاورى دره لالون، و ديگر نقاط ايران، سازند لالون شامل ضخامت متغيرى (600 – 400 متر) از ماسه سنگ‎‎هاى آرکوزى، متوسط دانه، کوارتزى، متراکم، به رنگ سُرخ ارغوانى است که به داشتن چينه‎بندى متقاطع و موج نقش، شاخص ‎است. با وجود گستردگى زياد، منشأ اين ماسه‎سنگ‎هاى کوارتزى دانسته نيست. با اين حال، وجود گارنت، آپاتيت، گلوکونيت و فسفات سبب شده تا اين ماسه سنگ‎‎ها نتيجة تخريب توده‎هاى گرانيتى و سنگ‎هاى دگرگونى دانسته شوند که در محيط‎هاى رودخانه‎اى اکسيده انباشته شده‎اند.
مرز زيرين ماسه سنگ‎‎هاى لالون با رديف‎هاى سيلتى – شيلى زاگون تدريجى است به گونه‎اى که گاهى تفکيک اين دو سازند دشوار است. با اين حال، در پاره‎اى نقاط ايران (کوه‎هاى سلطانيه، پشت‎بادام، باخترکاشان، کرمان و 000) وجود افق‎هاى کنگلومرايى و يا همبرى لالون با رديف‎هاى کهن‎تر از سازند زاگون، سبب شده تا يک فاز فرسايشى پيش از لالون حتمى دانسته شود. حقي‎پور (1974) به رويداد عامل اين سطح فرسايشى موازى، «زريگانين(Zariganian) » نام داده است. مرز بالايى سازند لالون در همه جا نشانگر يک ايست رسوبى سراسرى، وابسته به رخداد ميلايين ((Milaian است.
وجود يک عضو شيلى ارغوانى و واحدى از ماسه‎سنگ کوارتزيتى سفيدرنگ (کوارتزيت رويى (Top Quartzite) در بالاى سازند لالون سبب شده بود تا اين سازند به سه عضو تقسيم شود که در بين آنها ماسه‎سنگ‎‎هاى کوارتزى بيشترين سهم را دارند. ولى، هم اکنون پذيرفته شده که کوارتزيت رويى، مرز ناپيوسته‎اى با ماسه‎سنگ‎هاى لالون دارد و رديف‎هاى پيش روندة کامبرين ميانى – بالايى (سازند ميلا) است. در ضمن عضو شيلى ارغوانى هم، به لحاظ چرخه‎هاى فرسايشى پيش از کوارتزيت رويى، در همه جا وجود ندارد. لذا، در زمين‎شناسى ايران « لالون » يادآور ماسه‎سنگ‎هاى آرکوزى سُرخ – ارغوانى کامبرين پيشين است. فقط در ناحية کرمان، هوکريده و همکاران (1962) به ماسه‎سنگ‎‎هاى مشابه، « سرى داهو (DahuSeries) » نام داده‎اند، که با وجود اولويت در نام‎گذارى، چندان مورد استفاده نيست به جز نشانه‎هاى فسيلى و آثار پاي‎تريلوبيت‎هاى گروه ردليچيا (Redlichia) به نام کروزيانا(Cruziana) ، سازند لالون سنگوارة ديگرى ندارد. و بنابراين، سن کامبرين پيشين آن بيشتر بر اساس جايگاه چينه‎شناسى است.تغييرات قائم رخساره‎هاى رسوبى سازندهاى زاگون و لالون نشان دهندة بخشى از يک ابرتوالى است که از جايگيرى زير محيط‎هاى گوناگون ساحلى – دلتايى، رودخانة ماندرى و پلايايى بر روى يکديگر پديد آمده‎اند (لاسمى و همکاران، 1375).
اردويسين در البرز - آذربايجان:
در البرز –آذربايجان، نهشته‎هاى اردويسين رخنمون متعدد، ولى گسترش محدود دارند و در همه جا پس از يک ايست رسوبى، به طور هم‎شيب، بر روى سنگ‎هاى کامبرين و يا قديمي‎تر قرار دارند. در اين نواحى (البرز – آذربايجان) سه واحد سنگ‎چينه‎اى « لشکرک »، «عضو 5 سازند ميلا » و « سازند قلى » نشانگر رديف‎هاى اردويسين ‎اندکه از ميان آنها سازند لشکرک کاربرد بيشترى دارد.
سازند لشکرک : با 175 متر ضخامت، توسط گانسر و هوبر (1962) شناسايى و توسط گلاس (1965)، در خاور قلة لشکرک (شمال طالقان، باختر کلاردشت) مطالعه و معرفى شده که مرز زيرين آن با سازند لالون گسلى و در بالا با سازند آهکى مبارک (کربنيفر) پوشيده مي‎شود. بُرش الگوى سازند لشکرک متشکل از سه واحد زير است.
1- 95 متر، شيل و ماسه سنگ با يک افق 60 مترى از دولوميت زرد تا سُرخ چرت‎دار بدون فسيل در قاعده.
2- 25 متر، سنگ‎آهک گره‎دار به رنگ سُرخ همراه با تناوبى از مارن، داراى تريلوبيت، سيستوييد و بازوپا.
3- 55 متر، تناوبى از شيل و ماسه‎سنگ همراه با لايه‎هاى نازکى از سنگ‎آهک بى فسيل (در بالا).
دولوميت‎هاى چرت‎دار واحد پايينى با رديفى از ماسه‎سنگ کوارتزى پوشيده مي‎شود و با تناوب‎هاى شيل و ماسه‎سنگ ادامه مي‎يابد. 60 متر دولوميت چرت‎دار بُرش الگو در همه جا وجود ندارد و به دو طرف، پس از نازک شدن از بين مي‎رود و سازند لشکرک بيشتر با افق ماسه‎سنگ کوارتزى سفيدرنگ آغاز مي‎شود. به نظر مي‎رسد دولوميت‎هاى چرت‎دار مورد سخن بخشى از سنگ‎هاى کامبرين (سازند ميلا) هستند و لذا شايسته است از سازند لشکرک حذف گردند.
بر اساس سنگواره‎هاى موجود، به ويژه Orthia, Michelinoceras sp., Orthoceras sp., Endoceras sp. سن سازند لشکرک اردويسين پيشين تا ميانى است.
« عضو 5 سازند ميلا »، 129 متر شيل، ماسه‎سنگ و سنگ‎آهک‎هاى نازک لايه است که با افقى از کوارتزيت سفيدرنگ آغاز مي‎شود و ارتباط ناپيوسته‎اى با عضوهاى کهن‎تر سازند ميلا دارد. ويژگي‎هاى سنگى و سنى اين عضو مشابه سازند لشکرک است به همين‎رو، کميتة ملى چينه‎شناسى ايران استفاده از واژة عضو 5 سازند ميلا را توصيه نمي‎کند و نظر بر اين است که در تمام نقاط البرز – آذربايجان به سنگ‎هاى اردويسين، سازند لشکرک گفته شود.
سازند قلى ((Qelli Fm. : در 50 کيلومترى جنوب باخترى شهرستان بجنورد، در زير شيل‎ها و ماسه‎سنگ‎هاى سبزرنگ اردويسين حدود 160 متر آگلومرا به رنگ سبز روشن همراه با سنگ‎هاى آتشفشانى قليايى وجود دارد. حضور آتشفشاني‎‎هاى ياد شده سبب گرديده تا افشار حرب (1373) از نام سازند قلى استفاده کند که شامل سه بخش جداگانه است:
بخش پايينى با 262 متر ضخامت شامل آگلومرا، سنگ‎هاى آتشفشانى قليايى، سنگ‎آهک، شيل و شيل آهکى است.
بخش ميانى با 412 متر ضخامت شامل شيل، ‎ماسه‎سنگ، سيلت سنگ قهوه‎اى، سيلت آهکى و شيل ميکادار است.
بخش بالايى با 224 متر ضخامت شامل شيل سيلتى، ‎ماسه‎سنگ، سيلت ماسه‎سنگى و شيل است. جدا از بُرش الگو (روستاى قلى – باختر اسفراين) سازند قلى را مي‎توان در نواحى سالوگ، گزن، جلگة شقان، جنوب خاورى گرگان ديد. در بين روستاهاى خوش ييلاق و تيل‎آباد (در امتداد راه شاهرود به آزادشهر) 115 متر تناوب شيل و ماسه‎سنگ ميکادار به رنگ خاکسترى زيتونى وجود دارد که در قاعدة آن 65 متر بازالت و آگلومرا ديده مي‎شود (اشتامفلى، 1974). مي‎توان اين مجموعه را با سازند قلى مقايسه کرد. ساخت‎هاى رسوبى، دانه‎بندى تدريجى، قالب حفر شدگي‎هاى قاشقى و شيارى، لايه‎بندى مورب، چين‎هاى لغزشى، لايه‎بندى پيچيده و چرخه‎هاى کامل و ناقص بوما سبب شده تا لاسمى (1379)، انباشتگى سازند قلى را در يک درياى ژرف و توسط جريان‎هاى توربيديتى بداند.لازم به ذکر است که گدازه‎هاى اردويسين محدود به البرز خاورى نيست. در ناحية کلور از توابع خلخال، گدازه‎هاى زيردريايى، به رنگ سبز تيره، وجود دارد که تناوب‎هاى کربناتى درون آن حاوى کنودونت‎هاى اردويسين است
دونين در البرز – آذربايجان:
در البرز- آذربايجان، سنگ‎هاى دونين چند رخسارة سنگى متفاوت دارند. گونا‎گونى رخساره‎ها به حدى است که تغييرات جانبى رخساره‎ها را منتفى مي‎سازد و وجود حوضه‎هاى مستقل با شرايط رسوبى متفاوت، مي‎تواند قابل قبول‎تر باشد. جدا از رخسارة سنگى، آغاز و پايان توالي‎ها و حتى پديدة ماگمايى در اين سنگ‎ها متفاوت است. در البرز خاورى سازندهاى پادها و خوش ييلاق، در البرز مرکزى سازند جيرود و در البرز غربى (ماکو ) سازندهاى مولى و ايلان قره معرف سنگ‎هاى دونين هستند.
دونين در البرز خاورى : در البرز خاورى دو سازند پادها و خوش‎ييلاق معرف سنگ‎هاى دونين‎اند.
سازند ماسه‎سنگى پادها : ضمن داشتن ويژگي‎هاى سنگ‎چينه‎اى مشابه با ايران مرکزى بين بازالت‎هاى سلطان ميدان (در زير) و سازند خوش‎ييلاق (در بالا) قرار دارد (شکل 4-5).
سازند خوش‎ييلاق : به عنوان الگوى سنگ‎هاى دونين ميانى – بالايى البرز خاورى، يکى از ستبرترين رديف‎هاى دونين البرز است که ميان سازند آوارى پادها (در زير) و سازند آهکى مبارک (در بالا) قرار دارد و بُرش الگوى آن توسط بزرگ‎نيا (1973) در گردنة خوش‎ييلاق مطالعه و معرفى شده است. جدا از توصيف لايه به لاية بُرش الگو، در يک نگاه کلى توالي‎هاى اين سازند را مي‎توان به چهار عضو زير تقسيم کرد.
* واحد آوارى پايينى، شامل تناوب کنگلومرا، ماسه‎سنگ، سيلت سنگ و شيل که درون لايه‎هاى تيره‎رنگى از سنگ‎آهک دارد ( اين واحد به طور عموم با واريزه‎هاى سطحى پوشيده است و لذا برونزد محدود دارد).
* واحد کربنات‎هاى پايينى، شامل سنگ‎آهک‎‎هاى پرفسيل، آهک‎هاى ارژيلى – سيلتى، سنگ‎آهک‎هاى زيست‎آوارى و آهک‎هاى دولوميتي.
* واحد آوارى بالايى متشکل از ماسه‎سنگ سُرخ - قهوه‎اى که سيماى لاية کليدى دارد.
* واحد کربنات‎هاى بالايى، شامل تناوبى از سنگ‎آهک‎هاى پرفسيل، سنگ‎‎آهک‎هاى زيست‎آوارى، شيل آهکى و سنگ‎آهک رُسي.
فراوانى انواع گونا‎گونى از بازوپايان، کنودونت، تانتاکوليتس، تريلوبيت، مرجان، پالينومورف و مهره‎داران، تعيين سن دقيق سازند خوش ييلاق را ممکن ساخته است. ولى سن لايه‎هاى دريايى آغازين اين سازند مورد بحث ديرينه شناسان بوده و هست. وديگ (1984)، با تکيه بر کنودونت‎‎ها، سن ايفلين پسين – ژيوسين را براى بخش زيرين سازند خوش ييلاق معرفى کرده و به يک نبود چينه‎اى به سن ايفلين باور دارد. ( اين هيــاتـوس در بسيارى نقاط ايـــران سراسرى است). گـروهـــى از ديرينـه‎شناسان لايه‎هاى آغازين سازند خوش‎ييلاق را به سن دونين ميانى (آشکوب ايفلين) مي‎دانند. ولى، احمدزاده هروى، حمدى- ژانويه و گلشنى، ديرينه‎شناسانى هستند که آغاز سازند خوش ييلاق را آشکوب امزين ((Emsian از دونين پيشين مي‎داند.ديدگاه قويدل سيوکى (1994)، با ديگر ديرينه‎شناسان تفاوت آشکار دارد. نامبرده با استناد به مطالعات پالينولوژى، در سازندهاى پادها و خوش ييلاق سه زون زيستى شناسايى و معرفى کرده است . به باور قويدل:
* زون زيستى 1، به سن فرازنين پيشين است که بخش زيرين سازند پادها را شامل مي‎شود.
* زون زيستى 2، به سن فرازنين ميانى که در بخش بالاى پادها و قسمت بيشتر سازند خوش ييلاق شناسايى شده است.
* زون زيستى 3، به سن فرازنين پسين – فامنين پيشين که شامل بخش بالايى سازند خوش ييلاق است.
نتايج مطالعات پالينولوژى بُرش الگوى سازند خوش ييلاق مشابه نتايج حاصل از سازند جيرود در البرز مرکزى (حسنک در، امام‎زاده هاشم) با سن دونين پسين است. در حالى که، پاره‎اى از بازوپايان دونين ميانى گزارش شده در سازند خوش ييلاق همان‎هايى است که در سازند جيرود هم وجود دارد.
از نظر جغرافيايى، گسترش سازند خوش ييلاق محدود به محل بُرش الگو نيست. رسوب‎هاى دريايى دونين نواحى جاجرم، کوه کورخود، بجنورد، رباط قره‎بيل نيز با سازند خوش ييلاق مقايسه شده‎اند. اصيليان مهابادى (1374) با بررسى سنگ‎شناسى و محيط رسوبى خوش ييلاق در کوه اُزوم و در رباط‎قره‎بيل، بر اين باور است که سازند خوش ييلاق دو رخسارة کربناتى و تخريبى دارد که در برگيرندة محيط‎هاى فراکشندى و ميان کشندى، تالاب، سد زيست‎آوارى و بخش ژرف‎تر سکو است. در اين مدل، در هنگام پايين بودن سطح آب دريا و يا هنگام پيشروى آن، رخساره‎هاى تخريبى جايگزين رخساره‎هاى کربناتى مي‎شدند.
دونين در البرز مرکزى : در البرز مرکزى، سنگ‎هاى دونين پايينى و ميانى وجود ندارد و سنگ‎هاى کامبرين – اردويسين، پس از يک چرخة فرسايشى طولانى با رديف‎هاى پيشروندة دونين بالايى به نام سازند جيرود پوشيده شده‎اند.
سازنـــد جيـــرود ((Geirud (Jeirud) Fm. : در محل بُرش الگــو (روستاى جيـــرود – شمال خاورى تهــــران) چهار عضـــو (D, C, B, A) و 760 متر ضخامت دارد. از عضوهاى چهارگانة سازند جيرود فقط عضو A به سن دونين پسين است که با يک واحد آوارى، به ضخامت 20 متر از ديگر عضوها (D, C, B) و به سن کربنيفر پيشين جدا مي‎شود. مرز پايينى عضو A ، با واحد سنگ‎چينة پايينى (سازند ميلا) از نوع دگرشيبى موازى و بسيار شاخص است ولى در مورد مرز بالايى آن اتفاق نظر وجود ندارد.
آسرتو و همکار (1964)، در مطالعات اوليه، عضو A، با 355 متر ضخامت، را به سن دونين پسين دانستند که شامل 140 متر ماسه‎سنگ و آهک ماسه‎اى در پايين، 140 متر بازالت پلاژيوکلاز‎دار در وسط و 55 متر ماسه‎سنگ، گنگلومرا و سنگ‎آهک فسيل‎دار در بالا بود. حضور حدود 2 متر شيل خاکسترى حاوى اکريتارک، گرده و هاگ‎هاى متعلق به آخرين آشکوب دونين (استرونين) در مرز زيرين گدازه‎هاى بازالتى سبب شد تا در سال 1966، گدازه‎هاى بازالتى مرز دونين و کربنيفر دانسته شود و ستبراى رديف‎هاى دونين بالايى از 335 متر به 140 متر کاهش يابد. ولى، علوى نايينى (1372) و زمين‎شناسان B.R.G.M ، بر اين باورند که پيشنهاد اولية آسرتو پذيرفتني‎تر است. داده‎هاى فسيلى و منطقه‎اى و حذف جانبى گدازه‎هاى بازالتى تأييدى بر اين نظر است. چرا که در نواحى که سازند جيرود (عضوA ) وجود ندارد، کربنيفر با کوارتزيت‎هاى عضو B آغاز مي‎شود.
گفتنى است که بنا به توصية کميتة ملى چينه‎شناسى ايران، در حال حاضر واژة « سازند جيرود » تنها هم‎ارز با عضو A بُرش الگو است که معرف سنگ‎هاى دونين بالايى البرز مرکزى و باخترى است. عضوهاى B ، C و D به سن کربنيفر، قابل قياس با سازند مبارک ‎است و لذا کاربرد ندارند.
لازم به ذکر است که يکى از ويژگي‎هاى سازند جيرود داشتن آپاتيت‎هاى کربناتى کلردار (فرانکوليت) است که به صورت دانه‎اى و يا سيمان به ويژه در لايه‎هاى آوارى و شيل‎هاى تيره‎رنگ لايه‎هاى زيرين سازند ديده مي‎شود. در درة شمشک عيار لايه‎هاى فسفات‎دار 8 تا 20 درصد P2O5 است. اگرچه ذخيرة لايه‎هاى فسفات‎دار اقتصادى است ولى فرآورى آنها دشوار است. جدا از درة شمشک، ديگر بُرش‎هاى سازند جيرود (فيروز‎کوه، دلير، مبارک‎آباد) همچنان نشانه‎هايى از فسفات دارد که با لايه‎هاى فسفات‎دار ايران مرکزى، زاگرس و حتى پاره‎اى از کشورهاى همسايه قابل قياس است.
دونين در آذربايجان ( ماکو ) : گستره‎هاى وسيعى از آذربايجان عارى از سنگ‎هاى دونين است، و به نظر مي‎رسد که در زمان دونين، آذربايجان بخشى از خشکى کالدونى بوده است. در ناحية ماکو – پُلدشت توالى به نسبت ستبرى از سنگ‎هاى دونين وجود دارد که سنگ رخساره‎اى به نسبت متفاوت از ديگر نواحى ايران دارند و توسط علوى نايينى و بلورچى (1973 ) به دو واحد سنگ‎چينه‎اى غير رسمى زير تقسيم شده‎اند.
سازند مولى ( (Muli Fm. : حدود 1200 متر ستبرا و دو عضو دارد. عضو پايينى (75 متر)،کوارتزيت سُرخ با سيمان سيليسى است و عضو بالايى (1175 متر) به طور عمده از دولوميت با ميان‎لايه‎هايى از ماسه‎سنگ کوارتزى سُرخ - سفيد و سنگ‎آهک‎هاى دولوميتى ساخته شده است.
سنگواره‎هاى سازند مولى (بازوپايان، شکم‎پايان، کرينوييد) قابل نامگذارى نيستند. اما بر اساس جايگاه چينه‎شناسى (روى اردويسين دگرگونى – زير دونين بالايى) اين سازند به سن دونين پيشين تا ميانى تصور شده است. بر خلاف بُرش الگو، در ناحية پُلدشت (کنار رودخانة ارس) سازند مولى داراى سنگواره‎هاى دونين ميانى و قابل قياس با سازندهاى سيبزار و بهرام در ايران مرکزى است.
سازند ايلان قره (Ilanqareh Fm.) : با 1300 متر ستبرا، در روى سازند مولى (دونين پيشين – ميانى) و در زير سازند روته (پرمين بالايى) قرار دارد و شامل دولوميت ماسه‎اى به رنگ روشن، آهک‎هاى نازک لاية شيلى، شيل و آهک‎هاى ماسه‎اى است. اين سازند داراى چهار عضو است. سنگواره‎هاى سه عضو زيرين ) a, b, c ( معرف آشکوب فرازنين از دونين پسين و عضو چهارم (d) وابسته به کربنيفر پيشين است. (حمزه پور 1990)
پرمين در البرز - آذربايجان:
در البرز – آذربايجان برونزدهاى گسترده‎اى از سنگ‎هاى پرمين وجود دارد. در اين مناطق، سه واحد سنگ‎چينه‎اى به نام‎هاى سازند دورود (در زير)، روته (در وسط) و نسن (در بالا) معرف توالي‎هاى پرمين ‎است. اين سازندها هر يک به تنهايى يک چرخة رسوبى کامل ‎است که ميان دو سطح فرسايشى جاى دارند. به جز حالت‎هاى استثنايى، چرخه‎هاى رسوبى سه گانة پرمين البرز – آذربايجان،کامل نيست و شواهد زمين‎شناسى موجود نشان مي‎دهد که پاره‎اى نواحى البرز – آذربايجان با پيشروي‎هاى بعدى و جوان‎تر درياى پرمين پوشيده شده‎اند. به همين دليل، قرارگيرى سنگ‎هاى چرخة سوم (سازند نسن) در روى رديف‎هاى کهن‎تر از پرمين دور از انتظار نيست (در مبارک‎آباد، سازند نسن، روى سازند آهکى مبارک است). در بين سه سازند ياد شده، به ويژه در البرز باخترى و آذربايجان، چرخة دوم پرمين (سازند روته) بيشترين رخنمون را دارد و چنين استنباط مي‎شود که در زمان رسوبگذارى سازند روته، درياى پرمين بيشترين گسترش را داشته است. گفتنى است که در البرز – آذربايجان:
* تفکيک رديف‎هاى پسروندة سازند دورود از افق‎هاى پيشروندة سازند روته ساده نيست و در پاره‎اى نقاط اين دو واحد آوارى سُرخ‎رنگ، يکى پسرونده و ديگرى پيشرونده، از يکديگر تفکيک نشده‎اند.
* در جاهايى که آخرين رديف‎هاى آوارى سازند دورود و لايه‎هاى آوارى آغازين سازند روته، قابل تفکيک نبوده‎اند (نشده‎اند)، سازند روته يک واحد کربناتى محض فرض شده است.
* در نقاطى که رديف‎هاى پرمين با سازند روته (دومين چرخة رسوبى) آغاز مي‎شود، رسوب‎هاى آوارى سُرخ‎رنگ آغازين سازند روته، به عنوان سازند دورود فرض شده‎اند.
سازند دورود : سازند دورود، به عنوان نخستين چرخة رسوبى پرمين البرز – آذربايجان، در سال 1963، توسط آسرتو، در بالا دست درة 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 پايين به بالا، عبارتند از:
* واحد (1)، رديفى از مارن رُسى زرد – خاکسترى، همراه با سنگ‎آهک‎هاى مارنى و لايه‎هاى نازکى از کوارتزيت سُرخ‎رنگ است.
* واحد (2)، حدود 25 متر کنگلومراى ضخيم لايه و شيل‎هاى رنگين است.
* واحد (3)، تا 50 متر ستبرا دارد و شامل سنگ‎آهک‎هاى فوزولين‎دار، متراکم و ضخيم لايه است که روزنه‎داران، بازوپايان، کنودونت‎ها و جلبک‎هاى آن، سن پرمين پيشين (آسلين – ساکمارين) را نشان مي‎دهند.
* واحد (4)، حدود 55 متر، سيلت سنگ سُرخ همراه با شيل‎هاى سُرخ – سبز و ماسه‎سنگ‎هاى سُرخ‎رنگ است که با يک افق (70 تا 120 سانتي‎متر) از ماسه‎سنگ کوارتزى سفيدرنگ پايان مي‎يابد. گفتنى است که بُرش الگوى سازند دورود نياز به بازنگرى دارد زيرا:
* واحد (1) بُرش الگو، در همه جا وجود ندارد و به دو سو، پس از نازک شدن، حذف مي‎شود.
* واحد (1)، اگر چه به عنوان رديف‎هاى آغازين پرمين دانسته شده ولى داراى کنودونت نوع Prioniodoniagela (احمدزادة هروى، 1971) و روزنه‎داران نوع Globivalvulina (بزرگ‎نيا، 1973) است که تعلق آن را به ويزئن تا نامورين زيرين (کربنيفر) مسجل مي‎سازد.
* بر پاية گزارش‎هاى موجود، در درة کرج و در باختر قُل‎قُل چشمه، سازند دورود با واحد (2) آغاز مي‎شود.
اين نکات نشان مي‎دهد که واحد 1 (رديف‎هاى کربنيفر) با واحد 2، ارتباط ناپيوسته دارد و لذا شايسته است تا از بُرش الگو حذف شود. بدين ترتيب سازند دورود، دو واحد آوارى دارد که توسط واحدى از سنگ‎آهک فوزولين‎دار از يکديگر جدا شده‎اند.
مناطق راميان ( در اين محل در قاعدة سازند دورود، لايه‎هاى توف و بازالت گزارش شده است، (درويش‎زاده، 1370)،)
درة علياى چالوس، خوش ييلاق، آوج، زنجان، سمنان، فيروزکوه، کوه‎هاى سلطانيه، کبودرآهنگ، مهاباد، باختر درياچة اروميه و 000 مناطقى از البرز – آذربايجان هستند که سازند دورود گزارش شده است.
بر اساس مطالعات سنگ‎شناسى، عليزاده کتک لاهيجانى (1370)، با توجه به همراهى کربنات‎هاى بخش ميانى سازند دورود باماسه‎سنگ‎‎هاى کوارتزى، محيط پيدايش تخريبي‎هاى اين سازند را دريايى مشخص کرده است. ولى لاسمى (1379)، با توجه به رنگ، سنگ‎شناسى و توالى قائم، بيشتر اين آواري‎ها (زيرين و زبرين) را متعلق به محيط غيردريايى و زير نفوذ رودخانه مي‎داند.
سازند آهکى روته : به عنوان دومين چرخة رسوبى پرمين البرز – آذربايجان، در سال 1963، توسط آسرتو، در درة روته (شمال خاورى روستاى روته)، به ضخامت 230 متر، مطالعه و معرفى شده است.
سازند آهکى روته را مي‎توان در گستره‎هاى وسيعى از البرز خاورى (خوش ييلاق، تيل‏آباد، خاور گرگان و 000)، البرز مرکزى (روته، دليچاى، دربندسر، آمل، گدوک و 000) و آذربايجان (ماکو، مراغه، تکاب، شاهين‎دژ، زنجان، بوکان، اروميه، مهاباد و 000) ديد. در بيشتر اين نواحى، بدون در نظر گرفتن رديف‎هاى آوارى پايه، سازند آهکى روته رديف‎هاى به نسبت همگنى از سنگ‎آهک‎هاى لايه‎اى، خاکسترى تا تيره با تناوب‎هايى از لايه‎هاى نازک مارن دانسته شده است. به طور معمول در همه جا « روته » فقط يادآور سنگ‎هاى خاکسترى چهره‎ساز است، در حالى که افزودن رديف‎هاى آوارى به پاية اين سازند، ضرورى است.
بر خلاف باور آسرتو (1964)، مرز زيرين سازند روته در همه جا ناپيوسته ولى هم‎شيب و ممکن است به سنگ‎هاى گونا‎گونى باشد. هم‎شيب و تدريجى دانستن مرز دو سازند دورود (در زير) و روته، در برش الگو و کوه‎هاى بي‎بى شهربانو، به طور يقين نتيجة نداشتن شناخت روشن از رديف‎هاى آوارى سازند روته و نسبت دادن آنها به سازند دورود است. جدا از سطوح فرسايشى، بين سازند درود (در زير) و روته، يک واحد لاتريتى وجود دارد که اشتامفلى (1978) آن را به نبود آرتنسکين مربوط مي‎داند. سطوح پايانى سنگ ‎آهک‎هاى روته همواره نشانگر يک سطح فرسايشى – کارستى است که ممکن است با گدازه‎هاى آتشفشانى (درة چالوس) و يا عدسي‎هاى بوکسيت – لاتريت (بوکان، آوج، کبودرآ‎هنگ، بي‎بى شهربانو) مشخص باشد. در بيشتر نواحى البرز جنوبى، سطح بالايى سازند روته، به سازند اليکا (ترياس) و يا سازند شمشک (ترياس – ژوراسيک) است، ولى در البرز شمالى، سنگ‎آهک‎هاى روته با رديف‎هاى جوان‎تر پرمين (سازند نسن) فصل مشترک ناپيوسته دارد.از نظر ديرينه‎شناسى، سازند روته يکى از پرفسيل‎ترين واحدهاى سنگى پرمين البرز – آذربايجان است به همين دليل، مرجان‎ها، بازوپايان، جلبک‎ها و روزنه‎داران سازند به خوبى مطالعه شده و معرف بخش زيرين پرمين بالايى (مرغابين) دانسته شده‎اند. ولى به باور بزرگ‎نيا (1973)، 25 متر آخر اين سازند به سن جُلفين است و بايد آن را معادل سازند نسن دانست .سازند روته را مي‎توان با سازند جمال در ايران مرکزى و يا لايه‎هاى گنيشيک در کوه‎هاى جلفا مقايسه کرد (شکل 4-8).لاسمى (1379)، محيط رسوبى سازند روته را همسان محيط‎هاى کربناتى عهد حاضر، به ويژه سواحل جنوبى کنونى خليج‎فارس مي‎داند که چهار رخسارة دريايى باز، سدى، تالابى و پهنه‎هاى کشندى دارد.
سازند آهکى نسن : گلوس (1964)، بُرش الگوى سازند آهکى نسن را، به عنوان سومين چرخة رسوبى پرمين البرز – آذربايجان، در درة نور، مطالعه و معرفى کرد.در بُرش الگو، سازند نسن با 230 متر ضخامت روى گدازه‎هاى ملافيرى سازند روته و در زير نخستين رديف‎هاى منسوب به ترياس (سازند اليکا) قرار دارد. هر دو مرز زيرين و زبرين آن ناپيوسته ولى هم‎شيب است.گلوس بُرش الگوى نسن را به دو بخش پايينى و بالايى تقسيم کرده است. « نسن پايينى » با 85 متر ضخامت شامل رديف‎هاى ماسه‎سنگى در پايين و حدود 64 متر سنگ‎آهک سياه رنگ مارنى – شيلى ريزدانه در بالا است. « نسن بالايى »، با 144 متر ستبرا شامل تناوبى از شيل‎هاى مارنى سياه‎رنگ و سنگ‎آهک‎هاى گرهک‎دار تيره‎رنگ در پايين و سنگ‎آهک‎هاى ضخيم‎لايه حاوى قلوه‎هاى چرت در بالا است.نسن پايينى داراى روزنه‎دارانى است که زون زيستى پارافوليناى بالايى را از زمان گودالوپين پسين (مُرغابين پسين) مشخص مي‎کنند. نسن بالايى از پايين به بالا، شامل زيست‎زون‎هاى: (بالا) Permophricodothyris – Ohdhamina, Tylopecta, Spinomarginifera و Reichellia (پايين)اين چهار زون زيستى، نشانگر آشکوب جلفين هستند. بدين‎سان، تغييرات سنى سازند نسن از گوادالوپين تا جلفين است. سن گوادالوپين لايه‎هاى نسن پايينى و هم‎ارزى زمانى آن با بخش بالايى روته سبب شده تا گروهى از ديرينه‎شناسان بر اين باور باشند که نسن پايينى همان سازند روته است و لذا واژة سازند نسن را تنها به 144 متر نسن بالايى اختصاص مي‎دهند. ولى، با توجه به اين که نسن پايينى در روى ناپيوستگى روته قرار گرفته و همچنين به لحاظ اين که در واحدهاى سنگ‎چينه‎اى، زمان چندان سرنوشت‎ساز نيست، لذا شايسته است که نسن پايينى از برش الگو حذف نشود و به تمام سنگ‎هاى بين دو ناپيوستگى روته و اليکا (ترياس)، نسن نام داده شود.گسترش جغرافيايى سازند نسن، بيشتر در دامنه‎هاى شمالى البرز است، با اين حال، در گردنة امام‎زاده هاشم، درة مبارک‎آباد و همچنين منطقة آوج و کبودرآهنگ (بلورچى، 1977)، ضخامت‎هاى ناچيزى از سازند نسن گزارش شده است.از نگاه سنگ‎شناسى و محيط‎هاى رسوبى، در سازند نسن دو دسته رخسارة گلسنگ حوضه‎اى و کربنات سکويى تشخيص داده شده است (مختارپور، 1376). رخسارة دستة اول معرف درياى باز و رخسارة دستة دوم نشانگر رخساره‎هاى دريايى باز، سدى و تالابى است لاسمى (1379). از نظر چينه‎شناسى توالى، بر اين باور است که در سازند نسن، دو توالى قابل تشخيص است. توالى نخست با لايه‎هاى آوارى پاية سازند نسن آغاز و پس از يک پيشروى ناگهانى رخسارة بخش ژرف‎تر رَمپ کربناتى پديد آمده و سپس رخساره‎هاى پسرونده سدى و تالابى شکل گرفته‎اند. توالى دوم دربر گيرندة دستة رسوبى پيشروندة حوضه‎اى تا سکويى است که با مرز پيوسته از توالى زيرين جدا مي‎شود و به ناپيوستگى لاتريتى / کارستى زير سازند اليکا (ترياس) پايان مي‎پذيرد.
کرتاسه در آذربايجان:
در گستره‎هاى وسيعى از آذربايجان، کهن‎ترين سنگ‎هاى کرتاسه، رديف‎هاى کربناتى اُربيتولين‎دار، به سن بارمين- آپتين با رخنمون محدود و بسيار پراکنده است که به طور دگرشيب زمين‎هاى گوناگون به ويژه رسوب‎هاى زغالدار و دگرشکل شدة گروه شمشک را مي‎پوشانند.رديف‎هاى آلبين و جوان‎تر بيشتر نواحى آذربايجان نهشته‎هاى شيلى – مارنى فليش گونه هستند که به طور عموم، همراهانى از گدازه‎هاى بازيک زيردريايى دارند و به نهشت آنها در گودال‎هاى پوياى فروبوم، محدود به زون‎هاى گسلى، اشاره دارند که از ميان آنها، سه فرونشست زنجان – مراغه، فرونشست شمال تبريز - جلفا و فرونشست باختر اروميه (ماکو- مهاباد) بارز‎تر است. در بيشتر فرونشست‎هاى فروبومى، به ويژه در شمال تبريز و باختر درياچة اروميه، در زمان سنونين پسين با سرانجام گرفتن حوضه‎هاى فليشى، شرايط آرام و سکويى، دوباره چيره شده است.
در « فرونشست زنجان – مراغه » بخش ناچيزى از توالى کرتاسه شامل سنگ‎آهک‎هاى اُربيتولين‎دار آپتين ‎است که به طور عمده در جنوب خاورى سلطانيه، باختر زنجان (500 تا 600 متر)‌و همچنين در بخش خاورى درياچة اروميه مانند دربند، ديزج و 000 برونزد دارند. در اين فرونشست، گستره‎هاى باختر زنجان (حد فاصل کَرَسف تا سعيدآباد) همچنين از خاور مياندوآب تا بندر رحمانلو و زينت‎لو و نيز در جزاير اسپير، قويون‎داغى و اشک، سنگ‎هاى کرتاسه از تناوب لايه‎هاى شيل و ماسه سنگ کوارتزى به رنگ هوازده خاکسترى تيره تا سياه به شدت چين‎خورده تشکيل شده که در بين آنها سنگ‎هاى آتشفشانى از نوع نيمه بازيک تا بازيک ديده مي‎شود. به نظر شهرابى (1373)، همبرى رديف‎هاى شبه فليشى کرتاسه با سنگ‎آهک‎هاى اُربيتولين‎دار آپتين (سازند تيزکوه) تدريجى است. در اين رسوبات فليشى، سنگواره کمياب است. در کوه محمود (ناحية مراغه) تنها آمونيت موجود را سيدامامى از نوع Pusania sp. به سن آلبين دانسته است (شهرابى، 1373). ولى در باختر زنجان (فلتوق)، در ميان آهک‎هاى مارنى و آهک ماسه‎اى موجود در رسوبات شبه فليشى، آمونيت، بلمنيت و ميکروفسيل‎هاى پلانکتون شاخص، سن تورونين را براى اين نهشته‎ها اثبات مي‎کند ولى سن بالايى اين توالى دانسته نيست (صادقى، 1378).
در « فرونشست شمال تبريز » توالى کرتاسة پيشين، به ويژه در کوه مورو، با رسوب‎هاى آوارى سُرخ روشن به ستبراى حدود 30 متر آغاز مي‎شود و به تدريج به حدود 45 متر سنگ‎آهک‎هاى خاکسترى رنگ با لايه‎بندى منظم، داراى دوکفه‎اى و اُربيتولين‎ فراوان، به سن آپتين – آلبين مي‎رسد.در شمال تبريز، توالى فليش کرتاسة بالا از شيل و ماسه‎سنگ همراه با لايه‎هاى آهکى تشکيل شده و آندزيت‎هاى زيردريايى نيز بخش مهمى از اين توالى را تشکيل مي‎دهند. اسديان (1372)، نمونه‎هايى را که از بخش‎هاى مختلف اين واحد گرفته، به سن ماستريشتين مي‎داند. در کرتاسة پسين، شرايط دريايى کم عمق نوع سکو، جانشين حوضه‎هاى عميق فروبوم شده. رسوبات اين درياى کم عمق، به ويژه در شمال آذربايجان در منطقة بين خوى و جلفا، حدود 700 تا 6000 متر مارن و آهک‎هاى مارنى داراى گلوبوترونکا است که عدسي‎هايى از سنگ‎آهک‎هاى ريفى با فسيل روديست، اينوسراموس و آمونيت دارد. مارن و آهک‎هاى گلوبوترونکادار نيز خود با دگرشيبى مهم در زير توالى پالئوژن قرار مي‎گيرد (شميرانى، 1363).
« فرونشست باختر درياچة اروميه » بخش شمال باخترى اولاکوژن سنندج – سيرجان است که رديف‎هاى کرتاسة آن در گودال‎هاى پوياى مزوزوييک شکل گرفته‎اند به همين‎رو، نهشته‎هاى کرتاسة آن رخسارة فليش توربيدايت دارند که به داشتن اوليستوليت‎هاى کربناتى، جريان‎هاى آشفته و به ويژه حجم‎هاى زياد سنگ‎هاى آتشفشانى شاخص است. بخشى از رديف‎هاى کرتاسة بالايى اين فرونشست، رسوب‎هاى پلاژيک کرتاسة بالايى، به ويژه ماستريشتين ‎است که با مجموعه‎هاى افيوليتى همراه‎اند.
در باختر درياچة اروميه، حقي‎پور (1367)، رخساره‎هاى فليشى کرتاسه را با شيل‎هاى بيابانک و شيل‎هاى سنندج قابل قياس دانسته و ستبراى آنها را بيش از 2000 متر برآورد مي‎کندکه به طور عمده شامل شيل، شيل‎هاى سيلتى – اسليتى و کوارتزيتى شده (دگرگونى خفيف) و ميان لايه‎هاى ماسه‎سنگ، سيلت سنگ، عدسي‎ها و لايه‎هاى سنگ‎آهک، سنگ‎آهک کنگلومرايى يا کنگلومرا با سيمان کربناتى است که تناوب‎هايى از سنگ‎هاى آتشفشانى آندزيتى / داسيتى نيز به همراه دارد. ميکروفسيل‎هاى لايه‎هاى کربناتى، تغييرات سنى از ترياس پسين –تا آپتين دارد و به نظر مي‎رسد که شرايط فليشى آغاز شده از ترياس پسين، تا کرتاسه ادامه داشته است.سنگ‎هاى کرتاسة بالاى باختر درياچة اروميه، بخشى از آميزة افيوليتى محور ماکو – مهاباد است که ويژگى عمومى آميزه‎هاى رنگين کرتاسة پسين ايران را دارند و به طور دگرشيب با توالى ستبرى (بيش از 1000 متر) از ماسه سنگ، شيل و کنگلومرا به رنگ‎هاى سبز تيره، خاکسترى تيره و سُرخ تيره پوشيده شده‎اند. اينها به دليل داشتن گونه‎هاى متنوعى از گلوبوترونکانا، به سن ماستريشتين هستند ولى احتمال دارد که داراى بخش‎هاى جوان‎تر مانند پالئوسن – ائوسن نيز باشند. آميزه‎هاى افيوليتى و مجموعه‎هاى فليشى کرتاسة پسين باختر درياچة اروميه، يادآور مجموعه‎هاى افيوليتى – فليشى خاور ايران است.
« در فرونشست سنندج » توالى کرتاسة پايين، مجموعه‎اى بُر خورده از شيل‎هاى تيره‎رنگ، ماسه‎سنگ‎، سنگ‎آهک‎هاى داراى اُربيتولين و سنگ‎هاى آتشفشانى از گونة حدواسط تا بازيک و بدون نظم چينه‎اى هستند و حتى به طور محلى رسوب‎ها و محيط‎هاى آشفته را تداعى مي‎کنند. اُربيتولين‎هاى آپتين شاخص‎ترين سنگوارة واحدهاى کربناتى است. سيدامامى دو آمونيت پيدا شده در واحدهاى شيلى اين مجموعه را از نوع Prodeshaysites tenuicostatms (KOENEN) و Pseudohaploceras sp به سن آپتين دانسته است (زاهدى 1985).نهشته‎هاى کرتاسة بالايى ناحية سنندج، همچنان فليش گونه و شامل مجموعة ستبرى (1700 متر) از شيل‎هاى تيره‎رنگ هستند که لايه‎هاى چندى از سنگ‎آهک، کنگلومرا و آتشفشانى دارند و شهر سنندج بر روى آن ساخته شده است و به همين‎رو « شيل سنندج » ناميده شده است. واحدهاى کنگلومرايى توصيف شده در اين مجموعه، شامل کوارتزيت، سنگ‎آهک، اتشفشانى و شيل است. سنگ‎آهک‎ها کمى گرد شده و سنگ‎هاى آتشفشانى بيشتر گوشه هستند. خميرة کنگلومرا، آهک رُسى با دانه‎هاى کوارتزيت و تکه‎هاى شيل سياه فراوان است که به روشنى به جريان‎هاى آشفته زيردريايى اشاره دارد. نسبت دادن اين شيل‎ها به زمان کرتاسة پسين، به دليل تناوب‎هاى آهکى داراى روزنه‎داران گلوبوترونکانا، دوکفه‎هاى اينوسراموس، آمونيت است که همگى آنها از آن کرتاسة پسين (سنونين) اند.
گسل تبريز: