البرز :

پهنه رسوبي ـ ساختاري البرز شامل بلندي هاي شمالي صفحه ايران است كه به شكل تاقديس مركب Anticlinorium ، در يك راستاي عمومي خاوري ـ باختري ، از آذربايجان تا خراسان امتداد دارد (1 )  .

سلسه جبال البرز خود جزئي از قسمت شمالي كوهزايي آلپ ـ هيماليا در آسياي غربي به شمار مي رود و از شمال به بلوك فرورفته كاسپين و از جنوب به فلات ايران مركزي محدود مي شود . روند ساختماني كوههاي بخش غربي البرز ، شمال غرب ـ جنوب شرق و تا اندازه اي با نوار شمالي زاگرس چين خورده و امتداد ساختماني قفقاز كوچك و بزرگ هم جهت است در حالي كه روند هاي ساختماني بخش شرقي كوههاي البرز تقريبا شمال شرقي ـ جنوب غربي بوده و با امتداد گسل بزرگ كوير « يا گسل درونه » موازي است « بربريان b 1976 ، نوگل 1978 ، گانسر 1962 » معتقد است كه سلسله جبال البرز در شرق از طريق هندوكش به جبال پامير متصل مي شود ، ولي امتداد غربي و شمال غربي البرز با ابهام توام است ( 3 ) . 

از نگاه زمين ريخت شناسي ، مرز شمالي البرز منطبق بر تپه ماهور هاي متشكل از نهشته هاي ترشيري و دشت ساحلي خزر است . از نگاه زمين شناختي ،‌مرز شمالي البرز محدود به زمين درز تتيس كهن است كه از برخورد سنگ كره قاره اي البرز با سنگ كره توران ، در ترياس پسين به وجود آمده است . ولي ، در بيشتر نقاط ، محل زمين درز با ورق هاي رانده شده از شمال به جنوب پوشيده شده است . حد جنوبي البرز چندان روشن نيست . گسل تبريز « علوي 1991 » ، آنتي البرز « ريويه 1941 » ، گسل گرمسار « بربريان 1375 » ، گسل سمنان « نبوي 1356 » و گسل عطاري « علوي نائيني 1972 » مرز جنوبي البرز دانسته شده اند . ولي چنين به نظر مي رسد كه مرز شاخصي در مرز جنوبي البرز وجود نداشته باشد و گذر از پهنه ايران مركزي به پهنه البرز تدريجي باشد ( 1 ) .

حاشيه جنوبي البرز در خود نه تنها از نظر ساختار زمين شناسي بلكه از نظر چينه شناسي نيز به ايران مركزي شباهت دارد . در حالي كه حاشيه شمالي آن با دامنه جنوبي اش از نظر زمين شناسي و چينه شناسي اختلاف زيادي دارد ( 2 ) .

زمين شناساني چون خان Khain و يا باغدانوف Baghdanof  در چاپ اول نقشه زمين ساخت اروپا ،‌حوضه رسوبي البرز را براساس وجود رسوبات ولكانيكي ائوسن ، معروف به سري سبز و به ضخامت حدود 4000 متر ، يك ائوژئوسينكلينال فرض كرده اند ، ولي بررسي هاي بعد ثابت كرد كه چنين فعاليت ولكانيكي مشابه البرز در ايران مركزي و حتي بلوك لوت نيز رخ داده است ، به علاوه همه توف هاي سبز رنگ البرز منشاء زير دريايي ندارند ، بلكه در چند محل آن آثار گياهي مشاهده شده است . سرانجام وجود ميكروفسيل هايي مانند نوموليت ها و آثار فلس ماهي ها در توف هاي سبز مي تواند حاكي از كم عمقي حوضه رسوبي البرز در اشكوب هايي از دوره ائوسن باشد ، چون در همين سري هاي سبز گاهي ميكروفسيل هاي پلانكتونيك چون گلوبي ژرينا نيز مشاهده شده است كه مي تواند دال بر محيط نيمه عميق تا عميق باشد ( 2 ) .


 چينه شناسي يا تاريخچه چينه اي البرز :

علوي « 1991 » با تكيه بر سنگ رخساره ها به ويژه نقش زمين ساخت برحوضه رسوبي البرز ،‌ همه سنگ هاي البرز را به چند واحد زمين ساختي ـ چينه نگاشتي بزرگ و به شرح زير تقسيم مي كند :

1 ـ توالي سكوي پره كامبرين پسين ـ اردويسين

2 ـ سنگ هاي ماگمايي « دروني ـ بيروني » اردويسين مياني ـ دونين

3 ـ توالي فلات قاره دونين ـ ترياس مياني

4 ـ نهشته هاي پيش خشكي ترياس بالايي ـ ژوراسيك مياني

5 ـ توالي فلات قاره ژوراسيك مياني ـ كرتاسه ، با دو رخساره نا همسان در البرز جنوبي و شمالي

6 ـ مجموعه ماگمايي البرز به سن Cz ، با تركيب شيميايي كلسيمي ـ قليايي در البرز غربي ـ مركزي و قليايي در البرز شرقي

7 ـ رسوبات همزمان با كوهزايي Cz ، با دو رخساره نا همسان در البرز جنوبي و شمالي ( 1 ) .

 زمين ساخت البرز :

ساختمان البرز نتيجه دو كوهزايي مهم است :‌ يكي كوهزايي پره كامبرين ، و ديگري كوهزايي آلپي مربوط به دوران مزوزوئيك و سنوزوئيك ، چين خوردگي پره كامبرين درالبرز ، سخت شدن و به هم پيوستگي پي سنگ ها را به دنبال داشته است ( 3 ) .

بسياري از محققان ، البرز را از اينفراكامبرين تا ترياس مياني ، به صورت يك پلت فرم پايدار در نظر مي گيرند و فازهاي كالدونين و هرسي نين را تنها به صورت بالا آمادگي هاي خشكي زايي قبول دارند « اشتوكلين 1968 و اشتامپلي 1978 » ولي آثار كوهزايي هاي دونو ـ كربونيفر در جنوب مشهد ، ماسوله و آذربايجان قابل مشاهده است . اولين حركات واقعي كه منجر به چين خوردگي البرز شد ، در ماستريشتين پاياني و پالئوسن اتفاق افتاد « فاز لاراميد » و در اثر آن محدوده فرورفتگي كاسپين در شمال به خشكي مبدل شده و موجب تشكيل جبال البرز در اوايل دوران سنوزوئيك گرديد . دومين فاز كوهزايي در اوايل ـ اواسط اوليگوسن اتفاق افتاده است « فاز پيرنه » . اين حركات موجب مرتفع شدن بيشتر و فرسايش بعدي قسمت مركزي كمربند البرز شد . آخرين حركات كوهزايي مهم البرز در اواخر پليوسن يا اوايل پلئيستوسن اتفاق افتاده است «‌فاز پاسادنين » . پي آمد اين حركات ، گسل خوردگي ها ، روراندگي هاي ملايم و مرتفع شدن البرز بوده است « خسرو تهراني 1364 » .


 كربونيفر در البرز :

در كوه هاي البرز ، سنگ هاي كربونيفر به طور عمده رديف هايي كربناتي با تغييرات سني از آشكوب تورنزين تا نامورين هستند . يك رويداد فرسايشي ، به سن ويزئن مياني ‌‍‹ فاز البرزين › سبب شده است تا توالي هاي كربونيفر البرز ناپيوسته باشد ( 1 ) .

رسوبات كربونيفر زيرين ، در البرز مركزي به صورت رسوبات كربناته سياهرنگي است كه حاوي فسيل هاي بازوپايان و مرجان ها است و به نام سازند مبارك معروف است و مقطع نمونه ان از روستاي مبارك آباد در مسير جاده تهران ـ  آبعلي قرار دارد و به طرف شرق نيز اين سازند تا ناحيه خوش ييلاق ادامه داشته و در آنجا نيز به همين نام خوانده مي شود ( 4 ) .


 كربونيفر در ايران :

به جز آذربايجان و زاگرس ، در بيشتر نواحي ايران ، نهشته هاي سكويي دونين پسين پس از يك ايست رسوبي ناچيز تا كربونيفر پيشين ادامه دارد . در نتيجه همچون سنگ هاي دونين بالائي ، سنگ هاي كربونيفر پاييني گسترش به نسبت زيادي در ايران دارند و به تقريب در همه جا روي سنگ هاي دونين بالا قرار دارند . با اين حال ، در پاره اي نقاط ‹ شرق دماوند ، تالش ، كوه هاي كلمرد › سنگ هاي كربونيفر بر روي نهشته هاي كهن تر از دونين بالايي ديده شده اند ( 1 ) .

بخش هايي از ايران مركزي ، فاقد رسوبات كربونيفر زيرين است و در عقب آن رسوبات ماسه سنگ هاي قاره اي ته نشين شده است . به عقيده اشتامپلي ( 1978 ) احتمال دارد كه مناطق بدون رسوب كربونيفر ، بعد ها تحت فرسايش قرار گرفته باشد ( 3 ) .

سنگ هاي شناخته شده كربونيفر ايران ، بيشتر به سن كربونيفر پاييني تا اوايل كربونيفر بالا ، ‹ آشكوب نامورين › هستند و از اين رو ، اين باور وجود دارد كه در اوايل كربونيفر پسين ، با آغاز جنبش هاي زمين ساختي هم ارز هرسي نين ، بار ديگر زمين ساخت ناحيه اي سبب حركت هاي خشكي زايي ، بالا آمدگي هاي وسيع و آشفتگي هاي محلي شده ، به طوري كه نواحي وسيعي از سكوي ايران در معرض فرسايش قرار گرفته و گاه باعث فرسايش ستبراي زيادي از سنگ هاي پالئوزوئيك زيرين شده است . ولي از نگاه منطقه اي ، مي توان پذيرفت كه نوسانات سطح آب دريا در بيرون آمدن سكو و پذيرا شدن فرسايش ، نقش اساسي تر داشته است ( 1 ) .

نوع سنگ هاي كربونيفر پاييني در بيشتر نقاط ايران كربنات هاي آهكي است ولي شيل هاي تيره رنگ و مارن نيز وجود دارد كه حاوي انواع گوناگوني از بازوپايان ، گونياتيت ، تريلوبيت ، بريازوآ و ... است . رخساره سنگي و زيستي سنگ هاي ياد شده نشان از درياهاي گرم و كم ژرفا دارد . در ايران مركزي تنوع رخساره هاي سنگي در خور توجه است و به نظر مي رسد كه درياي كربونيفر پيشين ايران مركزي ، بلوك هاي ساختاري با شرايط رسوبي متفاوتي را زير پوشش داشته كه در جدايش آنها ، گسل هاي ژرف نقش عمده داشته اند ( 1 ) .يكي از ويژگي هاي كربونيفر ايران نبود سنگ هاي ماگمايي است . اما بعضي از آندزيت هاي كوه هاي طالش و بخشي از روانه هاي زير دريايي جنوب خاوري پهنه سنندج _ سيرجان را به سن كربونيفر دانسته اند ، ولي به احتمال بيشتر سن آنها دونين است ( 1 ) .


 گسترش جغرافيايي كربونيفر در شمال ايران :

علاوه بر نواحي البرز مركزي و نواحي ماكو كه كربونيفر آن شامل سازندهاي مبارك و ايلان قره مي گردد ، در ساير نقاط شمالي ايران نيز نهشته هاي كربونيفر گسترش دارد . در محدوده چهارگوش  250000 :1 قزوين ـ رشت ، كربونيفر با رخساره سازند مبارك در شمال شاهرود و كوه هاي علم كوه با ضخامت حدود 500 متر قابل رويت است ، كه با نبود چينه اي بر روي نهشته هاي پره كامبرين تا دونين قرار مي گيرد .

در جنوب شاهرود واقع در محدوده نقشه 250000 : 1 قزوين ـ رشت ، كربونيفر تغيير رخساره داده و تبديل به رديف كم ضخامتي از رسوبات ماسه اي ريز دانه ، توف و گدازه آتشفشاني مي گردد . در حقيقت مي توان گفت ، در اين ناحيه آهك مبارك وجود ندارد و اين رديف مي تواند معادل سازند درود به شمار آيد .

سازند مبارك به طرف شمال از آهك هاي متراكم و نازك لايه به رنگ خاكستري تا خاكستري متمايل به قهوه اي تشكيل مي شود ، كه در پاره اي نقاط اين آهك هاي االيتي و دولوميتي مي گردند . در حوالي سنگ رود آهك مبارك حدود 170 متر ضخامت دارد و داراي يك لايه پر فسيل متعلق به آشكوب هاي تورنزين و ويزئن است .

كمي به سمت شمال در كوه خشاچال ضخامت سازند مبارك به حدود 500 متر مي رسد كه از آهك هاي متراكم در زير و تناوبي از آهك هاي خاكستري تيره و شيل در بالا همراه با فسيل هاي Productids  تشكيل شده است .

در نواحي شمالي معلم كلايه آهك هايي رخنمون دارد كه مرجان Sterostylus  در اين آهك ها تعلق آن را به كربونيفر بالايي تا پرمين زيرين مي رساند ، در نتيجه اين آهكها را نمي توان هم ارز سازند مبارك به حساب آورد . در شمال علم كوه در كوه گرده رديفي از آهك هاي ضخيم لايه تا ماسيو قابل رويت است كه گسترش آن را مي توان در نقشه زمين شناسي 100000 : 1 شكران نيز تعقيب نمود .

در نواحي تتو رود كه در 11 كيلومتري غرب ـ‌ شمال غربي شهرستان فومن واقع است ، كربونيفر زيرين با تناوبي از آهك هاي ماسه اي به رنگ خاكستري تيره و ماسه سنگ هاي آهكي وجود دارد .

در نواحي بندر انزلي بويژه در محدوده ورقه 100000 : 1 ماسوله ، ديويس و ديگران گسترش رسوبات متعلق به كربونيفر را در دو بخش شمال شرقي و بخش جنوبي مورد مطالعه و بررسي قرار داده اند . در بخش شمال شرقي نهشته هاي كربونيفر زيرين با دگرشيبي برروي لايه هاي متعلق به اردويسين و سيلورين احتمالي قرار مي گيرد و در نزديكي اسگستان ، اين دگرشيبي بصورت زاويه اي است ؛ و در بخش جنوبي كربونيفر متشكل از سنگ هاي دگرگونه است .

J.Jenny  در سال 1978 نهشته هاي كربونيفر را در نواحي جنوبي گنبدكاووس به دقت مورد مطالعه و بررسي قرار داده و اين مطالعات را با عنوان رساله اي تحت عنوان مطالعات زمين شناسي نواحي البرز شرقي ( جنوب گنبدكاووس ) منتشر نموده است . وي نهشته هاي كربونيفر بويژه ، كربونيفر زيرين را در نواحي البرز شرقي با رخساره سازند مبارك به خوبي شناسايي كرده است . در نواحي خوش ييلاق ، تيل آباد ، شاه پسند ( آزاد شهر )  و نوده بين راه شاه پسند به شاهرود در يك كيلومتري جنوب  پل نوده سازند مبارك به خوبي گسترش داشته و داراي برون زد خوبي مي باشد ( 5 ) .

 چينه شناسي سازند مبارك :

سازند مبارك را آهك مبارك هم مي گويند ، نام آن از روستاي مبارك آباد ، سر راه تهران به آبعلي ، در شرق تهران – البرز مركزي و به وسيله آسرتو در سال 1963 تعريف شده است ( 3 ) .

سازند آهكي مبارك با 450 متر ستبرا ، ايزوپيك عضوهاي D , C , B  سازند جيرود و معرف سنگ هاي كربونيفر پايين البرز است . اگرچه اين واحد سنگي به طور عمده رديف هاي كربونيفر البرز جنوبي را تداعي مي كند ولي گسترش آن درالبرز شمالي نيز در خور است و حتي در مقايسه با البرز جنوبي ستبراي بيشتر دارد ( 1 ) .

به گزارش آسترو ( 1963 ) در محل برش الگو ، سازند مبارك بر روي سازند ميلا و در زير سازند نسن ( پرمين بالايي ) قرار دارد ولي در ديگر نواحي سازند مبارك بيشتر با سازند جيرود همبر است و رديف هاي روي آن ممكن است به سن هاي گوناگون ( پرمين ، ترياس ، ژوراسيك ) باشد ، در شمال شاهرود بر روي سازند خوش ييلاق ديده مي شود ( 1 ) .

با وجود همگني نسبي ، آسرتو سازند مبارك را به چهار زون سنگي زير تقسيم كرده است :

زون سنگي 1 : 90 ـ 80 متر ، مارن هاي آهكي تيره و مارن هاي سياه رنگ

زون سنگي 2 : 150 متر ، سنگ آهك هاي نازك لايه به رنگ خاكستري تيره

زون سنگي 3 : 80 متر ، سنگ آهك هاي متراكم و سخت به رنگ سياه

زون سنگي 4 : 130 متر ، سنگ آهك هاي خاكستري تيره با رنگ هوازده زرد

هم در برش الگو و هم در برش ها ، زون هاي سنگي چهار گانه وضوح چنداني ندارد و در يك نگاه كلي ، اين سازند ، رديف هاي همگني از سنگ آهك هاي لايه اي است كه ميان لايه هاي شيلي ـ مارني تيره رنگ دارد و به جز در برش دره ها ، واريزه ها ي سطحي تناوب هاي شيلي را پوشانده است ( 1 )

به نظر مي رسد كه سازند مبارك با توجه به رخساره ثابتي كه در سرتاسر البرز دارد با شرايط تقريبا يكنواختي طي كربونيفر زيرين ته نشين شده است . مطالعات رسوب شناسي حاكي از آن است كه اين سازند ، در محيطي كه آب آن ساكن و فقير از اكسيژن ‹ يعني شرايط احياء كننده › ته نشين شده و ميزان گوگرد در حوضه رسوبي بيش از حد معمول بوده است ( 3 ) .

گسترش سازند مبارك :

مقايسه هاي منطقه اي نشان مي دهد كه از نظر چينه شناسي و سن ، سازند مبارك قابل قياس با زير سازند شيشتو ( 2 ) در ايران مركزي است هر چند كه سنگ رخساره اين دو تفاوت زياد دارد ، همچنين وجود رسوبات سازند مبارك از غرب تا شرق ارتفاعات البرز و غرب كپه داغ به شرح زير گزارش شده است :

الف » در غرب شهر صومعه سرا و فومن ، توسط كلارك و همكاران (1975).

ب » در محدوده رشت ، تنكابن ، آبيك قزوين ، رسوبات پالئوزوئيك مورد بررسي قرار گرفته و مقاطع كاملي از سازند مبارك در دره « سه هزاررود » توسط آنلز و همكاران (1975) مطالعه شده است .

ج » در البرز مركزي و شرقي رسوبات كاملي از سازند مبارك وجود دارد بزرگنيا (1973) ، مقاطعي از اين سازند را در محل هاي مختلف گزارش نموده است .

د » آلن باخ (1970) مقاطعي از سازند مبارك را در محل هاي « تار » و « اسك » در البرز مركزي بررسي نموده است .

ه » در ناحبه علي آباد گرگان نيز وجود رسوبات سازند مبارك توسط جني (1977) گزارش شده است .

و » در ناحيه كپه داغ ، سازند مبارك در نواحي جاجرم ، رباط قربيل و غزنوي توسط افشار حرب (1963) بررسي شده است .     


منابع * :

1 ) آقانباتي ، سيدعلي ، 1383 ، زمين شناسي ايران ، سازمان زمين شناسي و اكتشافات معدني كشور

2 )‌ خسرو تهراني ، خسرو ، 1381 ، چينه شناسي ايران ( رشته زمين شناسي ) ، انتشارات دانشگاه پيام نور

3 ) درويش زاده ، علي ، 1380 ، زمين شناسي ايران ، انتشارات امير كبير

4 ) درويش زاده ، علي ـ محمدي ، مهين ، 1374 ، زمين شناسي ايران ( رشته جغرافيا ) ، انتشارات دانشگاه پيام نور

5 ) آدابي ، محمد حسين ، ارباب ، بيتا ، 1380 ، پترو گرافي ، ژئوشيمي و محيط رسوبي نهشته هاي پالئوزوئيك بالايي در منطقه آور ( البرز مركزي ) ، پايان نامه كارشناسي ارشد

                                                                                                                                   

* : برگرفته از : بيك زاده ، تاج محمد ، 1386 ، رخسارها ، توالی ها و محيطهاي رسوبگذاري سازند مبارك در منطقه خوش ييلاق ، پايان نامه كارشناسي ارشد