تبلیغات
وبلاگ تخصصی زمین شناسی - ترشیری در البرز

طراحی سایت

قالب وبلاگ

طراحی سایت


وبلاگ تخصصی زمین شناسی
دانستن کافی نیست،باید به دانسته ی خود عمل کنید.
نوشته شده در تاریخ یکشنبه 2 مرداد 1390 توسط سپهوند پور
ترشیری در البرز

مقدمه

اثر کوهزایی اواخر کرتاسه (لارامید)، برجستگی‎هایی در البرز شمالی به وجود آمده و در نتیجه ردیف‎های ترشیری البرز در دو حوضة رسوبی مستقل و جدای از یکدیگر انباشته شده‎اند. بیشتر البرز شمالی در ترشیری از آب بیرون بوده و فاقد رسوب است، ولی در نئوژن، حاشیة جنوبی دریای خزر و دشت گرگان به عنوان بخشی از حوضة رسوبی پاراتتیس (پُنتوکاسپین)،‌که حوضه‎ای مستقل و جدای از البرز بوده، محل نهشت رسوبات تبخیری ماسه‎ای، سیلتی رُسی بوده است. در البرز جنوبی، توالی ستبری از رسوب‎های دریایی پالئوژن و نهشته‎های قاره‎ای نئوژن دیده می‎شود. در اینجا سنگ‎های پالئوسن بیشتر از نهشته‎های کنگلومرایی و ماسه‎سنگی است که گاه همراهانی از گدازه‎های آتشفشانی دارد و به تدریج به سنگ‎آهک‎های نومولیت‎دار دریایی کم عمق ائوسن زیرین می‎رسد. در ائوسن میانی، حجم درخور توجهی (حدود 3000 متر) از توف و توفیت‎های سبز، در حوضة در حال فرونشینی البرز جنوبی نهشته شده که سرانجام به رسوب‎های کم عمق و تبخیری ائوسن بالایی می‎رسد. در مرز ائوسن – الیگوسن، رخداد زمین‎ساختی پیرنئن موجب خروج گستردة البرز جنوبی شده و به همین‎رو، توالی‎های الیگوسن در البرز جنوبی وجود ندارد. ولی در حوضه‎های میان کوهی این بلندی‎ها، توالی‎هایی از رسوبات قاره‎ای اکسیدی وجود دارد که ویژگی‎های سنگی آنها، مشابه ردیف‎های نئوژن (سازند سُرخ بالایی) ایران مرکزی است.

پالئوسن در البرز

در دامنة شمالی البرز توالی‎های پالئوسن گسترش بسیار محدود دارد و به ظاهر رویدادهای زمین‎ساختی لارامید سبب شده تا گستره‎های وسیعی از این نواحی از آب خارج باشد. در بیشتر نقاط البرز جنوبی، رخسارة پالئوسن، قاره‎ای (سازند کنگلومرایی فجن) است که در کمتر مکانی آثار فسیل از آن گزارش شده است. سازند فجن، گاه در قاعدة رسوبات ائوسن زیرین، گاه در بخش بالایی ائوسن زیرین و یا در رسوبات ائوسن میانی (لوتسین) قرار می‎گیرد (حاجیان، 1375) و دارای ضخامت‎های متفاوت از چند متر تا بیش از 2000 متر است و لذا، انتساب آن به پالئوسن نیاز به بازنگری دارد. اگرچه سازند کنگلومرایی فجن نشانگر ردیف‎های پالئوسن در البرز است، ولی اشتایگر (1966) در ناحیة فیروزکوه لایه‎های آهکی حاوی اوستراکودها، Textularia sp.، Cularia sp.، Amblyochara begudina را به پالئوسن نسبت داده است. و یا، در ناحیة اهر، سنگ‎های پالئوسن به طور عمده گدازه، برش و توف (سازند محمدآباد) است که در بخش زیرین آن ردیفی از مارن، کنگلومرا، سنگ‎آهک‎های ماسه‎ای، مولاس‎های سُرخ حاوی دوکفه‎ای دیده می‎شود. آهک‎های ماسه‎ای این توالی رسوبی، حاوی روزنه‎داران، جلبک، مرجــان و خارپوست به سن پالئوسن است. در این ناحیه، دگرشیبی وابسته به فاز لارامید دیده نمی‎شود، ولی مرز کرتاسه - پالئوسن ناپیوسته است.

سازند کنگلومرایی فجن (فاجان) : سازند کنگلومرایی فجن نشانگر چرخه‎های فرسایشی پس از رویداد کوهزایی لارامید است که به طور عموم ردیف‎های کهن‎تر را با دگرشیبی زاویه‎ای می‏‎‎پوشاند. برش الگوی این سازند را دلنباخ (1964) در 100 کیلومتری خاور تهران و نزدیک روستای فاجان، به ضخامت 1500 متر اندازه‎گیری کرده ولی ضخامت این سازند تغییرات زیادی دارد. از نگاه سنگ‎شناختی، این سازند شامل ضخامت متغیری از کنگلومرای چندزادی، ماسه‎سنگ‎های سُرخ‎رنگ و مارن ماسه‎ای است ولی، به طور محلی، سازند فجن نوعی کنگلومرای آتشفشانی (آکلومرا) است.

 در محل برش الگو، کنگلومرای فجن، به طور دگرشیب سنگ‎آهک‎های اوربیتولین‎دار کرتاسة زیرین (سازند تیزکوه) را می‎پوشاند و در بالا، با سازند آهکی زیارت هم‎شیب است. ولی در برخی نقاط، مانند باختر فیروزکوه، دو سازند فجن (در زیر) و زیارت (در بالا) در زمان و مکان، با یکدیگر ارتباط بین انگشتی دارند.با وجود داشتن آلوئولین و نومولیت، سازند فجن بیشتر بر اساس جایگاه چینه‎شناسی به سن پالئوسن – ائوسن دانسته شده است، ولی با توجه به اینکه در پاره‎ای نقاط ایران، رویداد کوهزایی لارامید سن پس از دانین Danian دارد و با تکیه بر پیوند تدریجی و بین انگشتی دو سازند فجن و زیارت احتمال ائوسن بودن این نهشته‎های کنگلومرایی بیشتر است.گفتنی است که آلنباخ (1966)، در ناحیة دماوند، کنگلومرای موجود در قاعدة سنگ‎آهک‎های زیارت را بخش قاعده‎ای سازند زیارت می‎داند و از آن به نام کنگلومرای زیارت یاد می‎کند.خاوری‎ترین رخنمون‎های سُرخ‎رنگ سازند فجن را می‎توان در شمال شاهرود (درة مُجن) دید. به سمت باختر این سازند در شمال باختری دامغان (تویه، دروار)، شمال سمنان، باختر و خاور فیروزکوه، درة منجیل، و کوه‎های سلطانیه گزارش شده است. پاره‎‏ای از کنگلومراهای قیاس شده با سازند فجن، نیاز به بازنگری دارند.

از نگاه رخساره، به ویژه جایگاه چینه‎شناسی، سازند فجن را می‎توان با ردیف‎های هم‎رخساره در ایران مرکزی (کنگلومرای کرمان)، کپه‎داغ (سازند پسته‎لیق) و حتی بخش شیل ارغوانی سازند پابده در زاگرس مقایسه کرد.

ائوسن در البرز

گسترش سنگ‎های ائوسن محدود به پهلوی جنوبی بلندی‎های البرز است که از نگاه ‎رخسارة سنگی و زیستی شباهت زیادی با ردیف‎های همزمان در آذربایجان دارد. واحدهای سنگ‎چینه‎ای فجن (فاجان)، زیارت، توفیت‎های کرج و سازند کُند نشانگر ردیف‎های ائوسن البرز است که به ویژه در البرز مرکزی مطالعه و معرفی شده‎اند، ولی با اندکی تغییر در دیگر نقاط البرز و حتی آذربایجان (زنجان، تکاب و …) شناسایی و مطالعه شده‎‎اند.

سازند آهکی زیارت : سازند آهکی زیارت، نشانگر واحدی از سنگ‎آهک نومولیت‎دار به سن ائوسن میانی است که به طور معمول در فاصلة چینه‎شناسی سازند کنگلومرایی فجن در زیر و توفیت‎های سازند کرج در بالا قرار دارد. ولی، گاهی نیز این سازند جایگاه عمومی خود را ندارد و ممکن است شامل چند واحد آهکی باشد که در پایین با سازند فجن و در بالا با سازند کرج تناوب و ارتباط بین انگشتی داشته باشد.برش الگوی این سازند را دلنباخ (1964) در خاور تهران، در نزدیکی گورستانی واقع در باختر دهکدة توچال، به ضخامت 435 متر، اندازه‎گیری کرده است. در این محل، سازند زیارت شامل دو بخش است.

بخش زیرین حدود 150 متر مارن‎های مایل به زرد و گچ‎دار است و بخش بالایی آن حدود 300 متر سنگ‎آهک‎های ضخیم‎لایه و ریفی است که به داشتن نومولیت فراوان شاخص است.ویژگی‎های سنگی برش الگو در همه جا پایدار نیست. برای نمونه، بخش مارن پایینی برش الگو در همه جا وجود ندارد و یا بخش ریفی بالای برش الگو، به طور محلی، ممکن است مارنی، توفی و یا ماسه‎ای باشد. در هرحال، داشتن رنگ بژ روشن، فراوانی نومولیت، بقایای نرم‎تنان، جلبگ، بریوزوآ و حتی لایه‎هایی از برش آهکی، از ویژگی‎های سازند زیارت است.در محل برش الگو، سنگواره‎های فراوان سازند زیارت، سن آن را پالئوسن تا ائوسن میانی نشان داده است. در منطقة دماوند، آلنباخ (1964) وجود بعضی از آلوئولینیده‎ها را گویای وجود رسوبات آشکوب ایلردین، و لایه‎های زیرین و میانی آهک‎های زیارت را متعلق به آشکوب کوزین Cusian می‎داند.

گسترش جغرافیایی سنگ‎آهک‎های زیارت محدود به البرز مرکزی نیست. در البرز خاوری (شمال شاهرود)، البرز غربی (منجیل – رودبار)، کوه‎های سلطانیه و جنوب آذربایجان نیز هم‎ارزهای این سازند گزارش شده است.

سازند توفی کرج : سازند کرج به عنوان یکی از شاخص‎ترین واحدهای سنگ‎چینه‎ای البرز جنوبی، شامل توالی به نسبت ستبری از توف‎های سبزرنگ، سنگ‎های رسوبی و گدازه‎های آتشفشانی و به ندرت تبخیری است که در گذشته به نام‎های گوناگون سری سبز (تییزه، 1877)، لایه‎های سبز (ریویه، 1934)، توفیت‎های سبز البرز (درویش‎زاده، 1360) و 000 از آن یاد شده است. در 1967، ددوآل، در درة کرج برشی از این سازند را معرفی و به آن « سازند کرج » نام داد.

 برش الگوی سازند کرج نوعی برش مرکب است که در دو مقطع جداگانه اندازه‎گیری شده است، اگرچه سازند کرج یادآور توف‎های سبز البرز جنوبی است، ولی در برش الگو و همچنین در دیگر رخنمون‎ها، سازند کرج ترکیب سنگ‎شناسی همگن ندارد، به همین‎رو، در برش الگو، با 3300 متر ضخامت، به 5 عضو تقسیم شده که از پایین به بالا عبارتند از:

«بخش شیل پایینی»، با 1055 متر ستبرا، شامل شیل‎های آهکی و سیلتی خاکستری تیره است که میان‎لایه‎هایی از توف خاکستری، توف شیشه‎ای به رنگ سبز – خاکستری دارد. در نزدیکی قاعدة این عضو، 20 متر گدازة پورفیری اوژیت‎دار وجود دارد.

«بخش توف میانی»، با 1177 متر ستبرا، شامل توف‎های ضخیم‎لایه و شیشه‎ای به رنگ سبز آبی تا سبز روشن است که در قسمت بالایی، شیل‎های آهکی دارد.

«شیل آسارا»، شامل 167 متر شیل‎ آهکی با مقدار ناچیزی از توف و شیل توفی است. در این بخش، باقیمانده گیاه گزارش شده است.

«بخش توف بالایی»، با 917 متر ستبرا، به طور عمده شامل توف سبز است که لایه‎هایی از شیل توفی، ماسه‎سنگ توف‎دار و شیل آهکی دارد.

«شیل‎ کندوان»، شامل حدود 150 متر شیل آهکی و آهک‎ قیری وگاه به شدت متخلخل و ژیپس‎دار است که در گردنة کندوان (شمال گچسر) برونزد دارد.

 گفتنی است که عضو پنجم در برش الگو دیده نشده و تعلق آن به سازند کرج پرسش‎آمیز است.اشتوکلیــن (1972) بر این باور است که از نگاه سنگ‎شناسی، شیل‎های کنــدوان ممکن است هم‎ارز «سازند کُند» باشد که جوان‎تر از سازند کرج است و ارتباط ناپیوسته‎ای با آن (سازند کرج) دارد.عضوهای چندگانة برش الگوی سازند کرج، سنگ‎شناسی و ستبرای پایداری ندارند و تغییرات آنها در فواصل کوتاه، درخور توجه است به همین‎رو، عضوهای یاد شده تنها در طول برش الگو کاربرد دارد.

در دیگر نقاط البرز، سازند کرج عضوبندی نمی‎شود و یا از عضوهای غیررسمی و محلی استفاده می‎شود. برای نمونه، در کوه‎های طارم (شمال خاوری زنجان)، این سازند به دو عضو غیررسمی به نام «کُردکَند» (2400 متر توف ماسه‎سنگی و مارن) در زیر و «اَمَند» (1400 متر ‎ماسه‎سنگ و آندزیت) در بالا تقسیم شده است.در درة چالوس (برش الگو)، مرز پایینی سازند کرج به طور مستقیم بر روی شیل‎های سبز تیره و سنگ‎ماسه‎های سازند شمشک است و مرز بالایی آن به کنگلومرای سُرخ‎رنگی است که به احتمال سن نئوژن دارد (اشتوکلین، 1972). ولی، در بیشتر نقاط البرز جنوبی، مرز زیرین سازند کرج با سنگ‎آهک‎های نومولیت‎دار سازند زیارت و هم‎شیب است. گاهی نیز توف‎های سازند کرج، بدون حضور سنگ‎آهک‎های زیارت، با ردیف‎های کنگلومرایی سازند فجن (فاجان) هم‎ مرز است.آثار گیاهان تک لبة قاره‎ای (در توف بالایی)، روزنه‎دار پلانکتون نواحی ژرف، آثار و بقایای ماهیان (در شیل پایینی) سنگواره‎های گزارش شده از سازند کرج هستند که به طور عمده به زمان ائوسن میانی تعلق دارند. از ناهمگونی سنگواره‎ها و حفظ شدگی ضعیف آنها چنین برمی‎آید که شاید فسیل‎ها در جا نباشند، ولی جایگاه چینه‎شناسی سازند کرج، سن ائوسن میانی آن را تأیید می‎کند.

تنوع سنگواره‎ها به ویژه ساخت‎های رسوبی، تفسیر محیط رسوبی سازند کرج را دشوار ساخته است. این باور وجود دارد که سازند کرج به رغم ستبرای زیاد، در یک دورة کوتاه نهشته شده که محدود به بخش میانی و پسین ائوسن میانی است. در ضمن، تغییر عمق و تغییر شرایط رسوبی سازند کرج درخور توجه است. ساخت‎های رسوبی موجود در نهشته‎های آذرآواری، آتشفشانی آواری، نظیر لایه‎بندی، لایه‎بندی تدریجی، ریزلایه‎بندی خمیده، قالب شیاری و لغزش‎های گرانشی، نه تنها گویای نهشت در محیط دریایی است بلکه حاکی از جریان‎های آشفته در محیط رسوبی است. بادزن‎های زیردریایی و اولیستوستروم‎ها همچنان نشانة جریان و حمل توده‎های رسوبی است. به همین‎رو، لاسمی (1370) بر این باور است که بخش بزرگی از مجموعة ماگمایی البرز در گودال‎های ژرف قاره‎ای، در کف شیب قاره و در جلوی یک کمان ماگمایی فعال تشکیل شده‎اند در ضمن، گالپیرین و همکاران (1962) با توجه به داده‎های ژئوفیزیکی نیز بر این باورند که جنوب دریای خزر شبیه گودال اقیانوسی است که موهو در 40 کیلومتری به اعماق فرورفته و احتمال دارد که توفیت‎های سبز البرز به وسیلة آتشفشان‎های انفجاری از نوع جزایر کمانی و حاشیة قاره‎ای به وجود آمده باشند. مراحل آخر این گونه آتشفشان‎ها، به فعالیت شوشونیتی پایان می‎یابد که شوشونیت‎های طالقان (ائوسن پایانی) می‎توانند نمونه‎ای از آن باشند (درویش‎زاده، 1370).دلنباخ (1964)، در شمال خاوری تهران (لتیان)، سازند کرج را به 19 چرخة رسوبگذاری متناوب تقسیم کرده که بیشتر شامل توف‎ (اُوپالی، ماسه‎ای، چندزادی، شیشه‎ای، فلدسپاتی)، سیلکسیت، کالسدونیت، روانه‎های گدازه‎ای، ماسه‎سنگ میکروکنگلومرایی، پُرسلانیت و سنگ‎آهک است. وجود توف‎های دانه‎درشت در قاعدة هر چرخة رسوبی و ریزدانه شدن آنها به سمت بالا و سرانجام پایان گرفتن چرخه با رسوبات سیلیسی رادیولردار سبب شده تا واتان (1969) برای سازند کرج ویژگی سیکلوتمی پیشنهاد کند.

باید گفت که سازند کرج منحصر به توف و نهشته‎های رسوبی نیست. در درة کرج – چالوس، در میان نهشته‎های سبز سازند کرج، بخش‎های گدازه‎ای زیردریایی وجود دارد که به طور عمده به صورت فوران‎های انفجاری به شکل نهشته‎های هیالوکلاستیک همراه با دایک‎های تغذیه کننده نمایان هستند. در کوه‎های تالش نیز، در بخش بالایی سازند کرج روانه‎های گدازه سبز تیره از جنس پیروکسن آندزیت، با بافت پورفیری، وجود دارد. در منطقة طارم، انواع فرعی روانه‎ها، در بخش بالایی سازند دیده می‎شود که شامل انواع بازیک مانند الیوین و الیوین – اورژیت بازالت هستند. انواع اسیدی‎تر مانند بیوتیت داسیت و بیوتیت ریولیت هم در بین توف‎ها وجود دارند. در البرز مرکزی و مناطق شمال تهران نیز واحدهای گدازه‎ای و برش‎های هیالوکلاستیک وابسته به فعالیت‎های انفجاری زیردریایی شایان توجه است.از نظر گسترش جغرافیایی، اگرچه سازند توفی کرج یادآور فوران‎های انفجاری ائوسن میانی البرز جنوبی، است ولی باید گفت که جدا از البرزجنوبی، این سازند با ویژگی‎های سنگی و رنگی مشابه، همچنان در کوه‎های سلطانیة زنجان، تکاب، باختر قم، تفرش، آران و پاره‎ای از نقاط ایران مرکزی گسترش درخور توجه دارد و لذا، فوران‎های انفجاری ائوسن میانی پدیده‎ای گسترده‎تر از البرز جنوبی است که به طور کلی به صورت خاکستر و در برخی نقاط (عباس‎آباد شاهرود) به صورت آگلومراست که تا 1500 متر ضخامت دارد.

سازند کُند Kond Fm. : در بسیاری از نقاط البرز جنوبی، سازند کرج آخرین واحد سنگ‎چینه‎ای ائوسن است. ولی، در دو ناحیه از خاور تهران (دهکدة کُند و نزدیک روستای بُلان)، بر روی سازند کرج مجموعه‎ای از سنگ‎ماسه، کنگلومرا، لایه‎های گچ، مارن و سنگ‎آهک مارنی بودار، وجود دارد که دارای سنگواره‎های ائوسن پایانی (آشکوب پریابونین) هستند. مطالعات دلنباخ (1964)، بر روی رخنمون دهکدة کُند، منجر به معرفی واحد سنگ‎چینه‎ای به نام «سازند کُند» شده که حدود 250 متر ضخامت دارد. برش الگوی سازند کُند قابل تقسیم به سه عضو غیررسمی است. حدود 80 تناوب کنگلومرا و ماسه‎سنگ در پایین، حدود 40 متر ژیپس در وسط و حدود 120 متر سنگ‎آهک و مارن در بالا (عضو بالایی تا اندازه‎ای بوی قیر می‎دهد). رخنمون بُلان – آجان مشابه برش الگو نیست. در اینجا، سازند کُند شامل حدود 300 متر سنگ‎آهک ریفی، مقداری ژیپس و دولومیت است.

سنگواره‎های گزارش شده از سازند کُند از نوع Discocyclina sp.، Miliodes، Ostreids، Nummulites cf. striatus (BURG)، Gypsina globules (REUSS)، Rotalia sp. است که معرف ائوسن پسین هستند. سازند کُند یک چرخة رسوبی محدود بین دو ناپیوستگی است. مرز زیرین آن (به دلیل وجود قلوه‎های توف) با سازند کرج ناپیوسته و به ظاهر موازی است. مرز بالایی آن با نهشته‎های الیگوسن، به نام سازند سُرخ زیرین، دگرشیب است.

الیگوسن در البرز

در زمین‎شناسی ایران این باور وجود دارد که رخداد زمین‎ساختی پیرنئن، اثر قابل توجهی بر دیرینه جغرافیای ایران به ویژه البرز داشته به گونه‎ای که در نتیجة آن، با پسروی دریا، تمام البرز به خشکی گسترده‎ای تبدیل شده و به همین‎رو، ردیف‎های الیگوسن در البرز وجود ندارد.

میوسن در البرز

جدا از نواحی ساحلی دریای خزر و دشت گرگان – گنبد که بخشی از دریای پاراتتیس ‎است، در دیگر نقاط البرز، توالی میوسن به طور عمده محدود به فرونشست‎های میان‎کوهی است که به ویژه در درة جاجرود، میگون، سراسر لواسانات و در فرونشست قزل‎اوزن – گیلوان (بین کوه‎های طارم و تالش) رخنمون دارند. در این نواحی، ردیف‎های منسوب به میوسن، به طور عمده نهشته‎های سُرخ‎رنگی از مارن، ماسه‎سنگ‎ و کنگلومرا است که به طور محلی گچ و یا نمک دارند و گاهی نیز چند متر سنگ‎آهک میلیولیددار در بخش زیرین آنها دیده می‎شود.

نهشته‎های مذکور به طرف حاشیة حوضه تبدیل به کنگلومرا می‎شود و سه دورة مشخص کنگلومرازایی در این ناحیه قابل شناسایی است. کنگلومرای دور سوم ممکن است هم سن و هم‎ارز سازند هزاردره باشد. ددوآل (1967)، گلوس (1965)، آسرتو (b 1966) به این انباشته‎های قاره‎ای «سازند سُرخ» نام داده‎اند. سیما و ویژگی‎های سنگ‎شناختی این نهشته‎ها قابل قیاس با سازند سُرخ بالایی ایران مرکزی است. ولی احتمال هم‎ارزی آنها با مجموعة سازندهای سُرخ زیرین، سنگ‎آهک‎های قم و سازند سُرخ بالایی وجود دارد. در چنین حالتی تغییرات سنی آنها از الیگوسن تا میوسن خواهد بود.

پلیوسن در البرز

سازند هزاردره : درکوهپایه‎های البرز جنوبی، به ویژه در حد فاصل قزوین تا سمنان، نهشته‎های کنگلومرایی بارزی وجود دارد که با ناپیوستگی (دگرشیب و یا هم‎شیب) بر روی سنگ‎های قدیمی‎تر، به ویژه توفیت‎های سازند کرج قرار دارند. چنین به نظر می‎رسد که به دنبال رخداد زمین‎ساختی میوسن پسین – پلیوسن (فاز آتیکان)، چرخه‎های فرسایشی شدید چیره شده که حاصل آن، فرسایش شدید بلندی‎ها و پر شدن سریع گودی‎ها با رسوبات آبرفتی – کوهپایه‎ای است. تغییرات سنی این نهشته‎های آبرفتی – رودخانه‎ای از پلیوسن تا زمان حال است که نخستین بار توسط ریبن (1955) مطالعه و به چهار سری A، B، C و D تقسیم شد. بازنگری بعدی ریبن باعث تغییر مرتبة سری‎های یاد شده به سازند گردید. سیمای ریختی بخش پلیوسن این نهشتــه‎های کنگلومرایــی به صورت دره‎های متعـدد، با گودی کم است. به همین‎رو، در البرز جنــوبی، نام «سازند هزاردره» دارد که تپه‎های باختر رودخانة جاجرود به عنوان برش الگوی آن انتخاب شده است. سازند هزاردره، نهشته‎های رودخانه‎ای سیلابی است که از شمال خاوری تهران و از میان کوه‎های البرز و سه پایه به سوی جنوب و جنوب خاوری تهران جاری بوده‎اند. مهم‎ترین ویژگی‎های سازند آبرفتی هزاردره عبارت است از:

* ستبرای زیاد (1000 تا 1200 متر(

* یکنواختی در اندازة قلوه‎ها (cm 20-5 )

* همگنی در جنس قلوه‎ها (85% توف کرج(

 * داشتن شیب زیاد ( ْ90 – 50(

* وجود لایه‎های همگن و یکنواخت

 * تراکم و سیمانی شدن شدید

* تخلخل کم و ناتراوا (به جز عدسی‎های ماسه‎ای(

 * رنگ روشن

باید گفت که:

 * سازند هزاردره، به دلیل داشتن قطعاتی از آروارة Rhinocerid )نزدیکی منجیل) و شکم‎پایان Planorbis به سن پلیوسن یا پلیستوسن است ولی در برخی نقاط ممکن است از میوسن پسین آغاز شده باشد.

* در بیشتر مناطق (ورامین، کرج، قزوین و 000)، در مرز بین سازند هزاردره با سازند سُرخ بالایی دگرشیبی دیده نشده، ولی در بعضی مناطق (مانند قم) مرز مشخص و تندی در اثر تغییر شیب، رنگ و سنگ‎شناسی بین این دو سازند وجود دارد.

* سازند هزاردره هم‎ارز رسوبات پلیوسن بالایی – پلیستوسن «سازند بختیاری» است. ریبن (1966)، سازند هزاردره را با شیل‎های آب شیرین لیگنیت‎دار میوسن پسین ساری داغ تبریز و همچنین لایه‎های ماهی‎دار تبریز مقایسه کرده است.

* لاتریتی شدن درون سازندی، نشانة نبودهایی در سازند آبرفتی هزاردره است.

 * سازند آبرفتی هزاردره پس از نهشت، به دلیل نیروهای وارده، در راستای خاوری – باختری یا شمال باختری جنوب خاوری به صورت نامتقارن چین خورده و یال جنوبی شیب کمتری دارد. 




.: Weblog Themes By Pichak :.


تمامی حقوق این وبلاگ محفوظ است | طراحی : پیچک