ديرينه جغرافياى ايران

اگرچه در حال حاضر پوسته ايرانزمين يک پارچه و به ظاهر همگن است ولى شواهد گوناگون زمينشناختى، به ويژه وجود مجموعههاى افيوليتى در امتداد گسلهاى عمده ايران که يادآور زميندرزهاى کهناند، بر شواهد جدايشهاى درون قارهاى ژرف گواهى ميدهند که تا گوشته ادامه داشتهاند.

درباره ماهيت، تعداد، جايگاه جغرافيايى و به ويژه اندازه گسترش اين جدايشها، اتفاق نظر وجود ندارد. در حاليگه اسميت، هاميلتون (1970) و تکين (1972) اين جدايشها را بسيار گسترده و به پهناى يک اقيانوس ميدانند، نبود حجم کافى پوسته اقيانوسى سبب شده تا نبوى (1355) اشتقاقهاى پوسته ايران را از نوع درياى سرخ بداند که در طول شکافهاى سراسرى پديد آمده و موجب پيدايش پوستههاى اقيانوسى شده است. جدا از پهنا و اندازه گسترش، براى جدايشهاى درونقارهاى پوسته ايران زمين، به ويژه واگرايى و همگرايى صفحهها، شواهد روشن وجود دارد که به استناد آنها و با تکيه بر نظر بربريان وکينگ (1981) ميتوان بر روند تکامل ژئوديناميک ايرانزمين مرورى خلاصه داشت

به باور بربريان و کينگ (1981) ، در زمان پرکامبرين (پيش از 650 ميليون سال قبل)، نواحى البرز، ايران مرکزى، سنندج سيرجان و زاگرس در حاشيه شمالى قاره گندوانا قرار داشتهاند و به وسيله  اقيانوس تتيس (اقيانوس پرکامبرين) از پهنه کپهداغ و به تبع آن از قاره اوراسيا جدا بودهاند.

آميزههاى کافتى با سرشت قليايى به همراه نهشتههاى تبخيرى نظير واحدهاى سنگچينهاى سرى ريزو ، سرى دسو و سرى راور در ايران مرکزى (کرمان) و يا مجموعه هرمز در جنوب خاورى زاگرس شواهدى هستند مبنى بر واگرايى دو قاره اوراسيا و گندوانا در زمان پرکامبرين پسين کامبرين پيشين( 650 تا 400 ميليون سال) که حاصل آن فروافتادگيهايى در ايران مرکزى، سنندج سيرجان و زاگرس مرتفع بوده است.

در چرخه رخداد هرسينين( 400 تا 270 ميليون سال)، حرکت دو قاره اوراسيا و گندوانا همگرا بوده و در نتيجه فرابومهايى در ايران مرکزى، سنندج سيرجان و زاگرس پديدار شده‎‎اند که يکى از پيامدهاى آن کاهش پهناى تتيس کهن (اقيانوس هرسينين) و آغازى بر بسته شدن اين محيط آبى بوده است.

از اوايل پرمين تا ميانه ترياس(  270 تا 220 ميليون سال) ضمن ادامه فرورانش و کاهش گستره تتيس کهن، در محل تقريبى راندگى اصلى زاگرس، اشتقاق ديگرى شکل گرفته که نام تتيس جوان دارد و بربريان براى آن نام اقيانوس آلپى زاگرس را برگزيده است. در نتيجه اين اشتقاق، صفحه ايران از صفحه زاگرسعربستان جدا شده و همزمان با گسترش بستر تتيس جوان، صفحه ايران به سمت شمال حرکت کرده است.

در ترياس پسين(210 ميليون سال)، در اثر به هم پيوستن دو صفحه ايران و توران، تتيس کهن به طور کامل بسته شده است و صفحه ايران که تا اين زمان ويژگيهاى گندوانايى داشته از اين زمان سرشت اوراسيايى پيدا کرده است.

از اوايل ژوراسيک تا آشکوب سنونين (195 تا 90 ميليون سال) تتيس جوان، در اثر عمل فرورانش در دو محل بسته شده ولى، بخش محورى آن گسترش يافته است. در ضمن، جدايشهاى نوع تتيس جوان در ايران مرکزى، خاور ايران، جنوب خاورى ايران (مکران) و به احتمال خزر جنوبى شکل گرفتهاند. گلنى (2...)، وستفال و همکاران (2003) به اشتقاقهاى هم خانواده تتيس جوان نام نئوتتيس (2) دادهاند

 در کرتاسه پسين تا ميانه پالئوسن (85 تا 60 ميليون سال)، بخشى از پوسته اقيانوسى بر روى صفحه زاگرس عربستان فرارانش کردهاند. ولى در ايران مرکزى با بسته شدن جدايشهاى نوع تتيس جوان (نوتتيس 2) آميزههاى رنگين دور کوچک قاره ايران مرکزى به وجود آمده است.

در زمان نئوژن( 55 تا 20 ميليون سال)، هم زمان با شکلگيرى درياى سرخ، اقيانوس تتيس جوان به سرانجام خود نزديک شده است.

از زمان آلپ پايانى ( 5 ميليون سال) تا به حال، در اثر گسترش درياى سرخ، با به هم رسيدن کامل بلنديهاى زاگرس به زون سنندج سيرجان اقيانوس آلپى زاگرس به طور کامل بسته شده است.اگرچه ديرينه جغرافياى گفته شده با بسيارى از حقايق زمينشناختى ايران هماهنگى دارد ولى بايد گفت که:

 

»  به باور افتخارنژاد (1991) مجموعه افيوليتى و رسوبهاى پلاژيک جنوب باخترى مشهد جداکننده دو قاره اوراسيا و گندوانا نيست بلکه رخنمون اين مجموعهها معرف نوعى زمين درز در سکوى اپيکاتانگايى ايران است. به گفتهاى ديگر، زمين درز حقيقى بين اوراسيا و گندوانا در شمال کوههاى کپهداغ در خارج از ايران است که اشتوکلين (1977) و افتخارنژاد (1991) به آن تتيس کهن اول نام دادهاند.

 

»  زمين درز شمال ايران که مرز دو صفحه توران و ايران دانسته شده، سن پرکامبرين ندارد و با توجه به شواهد موجود در جنوب جنوب خاورى مشهد، اشتقاق مفروض به سن پرمين است که ميتوان در مقايسه به تتيس کهن اول، به آن تتيس کهن دوم نام دارد.زميندرزهاى خاور ايران و مکران نوعى جدايشهاى همخانواده تتيس جوانان هستند که در خاور ايران در زمان ائوسن ميانى بسته شده است و در ناحيه مکران هنوز پديده فرورانش و همگرايى صفحهها ادامه دارد.

 

»  اگرچه از ديدگاههاى گفته شده، بسته شدن تتيس جوان زمان نئوژن و به عبارتى به آخرين حرکتهاى رخدادهاى آلپى نسبت داده شده است ولى نشانههاى چينهنگارى و ساختارى، به ويژه پوشيده شدن مجموعههاى افيوليتى نيريز با سنگ آهکهاى ريفى سازند تاربور به سن ماستريشتين، شواهدى هستند که بسته شدن تتيس جوان را در زمان پيش از ماستريشتين تداعى ميکنند.

 

»  شواهدى که به بسته شدن تتيس جوان در زمان نئوژن اشاره دارند نظير پايين بودن مقدار استرنسيم و هم روند بودن تودههاى نفوذى کرکس، سرچشمه، جبالبارز با زون فرورانش تتيس جوان فقط ممکن است نشانههايى از تکرار فرورانش در زمان نئوژن باشند.به اين ترتيب ميتوان گفت که واژه تتيس مفهوم گستردهترى دارد که از نظرهاى موقعيت جغرافيايى، زمان شکلگيرى، زمان بستهشدن، اثر بر زمين شناسى ايران ويژگيهاى متفاوت زير را دارند.

 

 

اقيانوس تتيس

 

تتيس کهن ( پالئو تتيس )

 

 

زمان باز شدن

زمان بسته شدن

موقعيت جغرافيايى

نقش

پالئوتتيس اول

پرکامبرين پالئوزوئيک پيشين

پالئوزوئيک پسين

شمال کپه داغ

(خارج از ايران)

جدا کردن اوراسيا از گندوانا

پالئوتتيس دوم

پالئوزوييک پسين

ترياس پسين

جنوب کپه داغ

(آقدربند، مشهد، گرگان، اهر)

جدا کردن لبه شمالى گندوانا

)جدايش کپه داغ از صفحه ايران(

 

تتيس جوان(نئوتتيس)

 

 

زمان باز شدن

زمان بسته شدن

موقعيت جغرافيايى

نقش

نوتتيس

اول

ترياس پسين

کرتاسه پسين

محل تقريبى راندگى زاگرس

جدايش صفحه ايران ازصفحه زاگرس- عربستان

نوتتيس دوم

اوايل ژوراسيک - سنونين

-کرتاسه پسين

- ائوسن ميانى

- هنوز بسته نشده

- دور کوچک قاره

- خاور ايران

- مکران

- اشتقاق در صفحه ايران

- اشتقاق بلوک لوت از     بلوک افغان

- اشتقاق در صفحه  ايران

 

+ نوشته شده توسط احمد حیدری در پنجشنبه بیست و پنجم بهمن 1386 و ساعت 18:27 |
 

کرتاسه در زاگرس

علیرغم رسوبگذاری ممتد کربناته و دریایی ژوراسیک تا کرتاسه در نواحی شیراز و شمال خوزستان در بیشتر نواحی زاگرس رسوبات ژوراسیک با دگرشیبی فرسایشی توسط رخساره های کرتاسه پوشیده شده اند .

سنگ های کرتاسه زاگرس رخساره سنگی یکسانی ندارند ودر شرایط رسوبی همسان نهشته نشده اند .

سیستم کرتاسه در زاگرس شامل رسوبات کربناته دریایی است که بیشتر آهک و مارن بوده و بخش وسیعی از زاگرس را فرا گرفته است .

شواهد نشان میدهد که از عمق حوضه رسوبی در کرتاسه به طرف عربستان تدریجا کاسته می شده است .

کرتاسه پایینی (نئوکومین آپتین ):

خلاصه : در ناحیه توالی کرتاسه شیل های تیره رنگ پلاژیک است . در ناحیه فارس رخنمون های کرتاسه پایین نشانگر کربناتهای سکویی است لذا نتیجه می شود که در ناحیه لرستان در کرتاسه دریا بیشترین ژرفا را داشته .

کرتاسه پایینی در حوضه زاگرس با دو رخساره مشخص می شود :

الف: ناحیه فارس و جنوب خاوری فرو افتادگی دزفول:

در این نواحی کرتاسه با رسوب گذری آهک های کم عمق سازند فهلیان آغاز می شود :

سازند اهکی فهلیان : در کوه دال نزدیکی روستای فهلیان در 90 کیلومتری شرق دوگنبدان (گچساران) سازند فهلیان شامل 360 تا 365 متر سنگ آهک های ائولیتی متورق تا توده ای به رنگ قهوه ای خاکستری با ریخت خشن است.

در نواحی جنوبی فارس و جنوب خاوری خوزستان این سازند به صورت ناهمساز بر روی سازند اندریتی هیث می نشیند ولی در شمال شیراز بر روی سازند سورمه قرار می گیرد .

مرز بالایی سازند فهلیان با شیلهای سازند گدوان (بارمین آپتین) در سراسر ناحه فارس و جنوب شیراز مشخص است پس از پیشروی دریا در طول اپتین از عمق حوضه رسوبی کاسته می شود و حاصل آن رسوب طبقات آهکی سازند داریان است که تمامی نواحی نواحی زاگرس به استثنا لرستان را پوشانده است . سازند فهلین را می توان در تمام مناطق فارس ، شمال خاوری خوزستان و وشمال خاوری لرستان دید ولی در جنوب غرب لرستان و خوزستان این سازند به شیل و سنگ آهکهای سازند گرو تبدیل می شود.

سازند آهکی داریان : این سازند شامل 286.5 متر سنگ آهک قهوه ای خاکستری ضخیم لایه تا تو دهایی به سن آپتین - آلبین است

سازند شیلی آهکی گدوان : این سازند یک واحد بارز شیلی در میان دو آهک خشن فهلیان (در زیر ) و داریان در بالا است . برش الگویی این سازند در کوه گدون در 40 کیلومتری شمال خاوری شیراز به ضخامت 120 متر شامل تناوبی از شیل های خاکستری مایل به زرد سبز با میان لایه های از سنگ آهک رسی دارای خرده فسیل است (نئوکومین بالایی تا آپتین ). در خوزستان و شمال باختری فارس این سازند بیشتر شیلی است.

 ب: در ناحیه لرستان :

در این ناحیه کرتاسه بالایی با شیل های رادیولر دار خاکستری تیره تا سیاه و آهکهای رسی عمیق (سازند گرو) مشخص می شود. رخساره های عمیق رسوبی در ابتدای کرتاسه گسترش بسیار داشته است و نواحی لرستان و جنوب باختری فرو افتادگی دزفول را فرا می گرفته است.

سازند شیلی گرو : نام این سازند از تنگ گرو در کبیر کوه لرستان گرفته شده و برش الگویی آن در 10کیلومتری شمال خاوری روستای قلعه دره مطالعه شده است . سازند گرو 825 متر ضخامت دارد که از تناوب آهک های بسیار رسی سیاه رادیولر دار با شیل سیاه بیتومین دار پیریتی و چرتی تشکیل شده است. گرو سنگ منشا نفت با پتانسیل زیاد است .

  کرتاسه میانی ( آلبین تورنین )

رسوبگذاری کرتاسه میانی در فارس و فرو افتادگی دزفول با یک پیشروی جدید آغاز می شود که حاصل آن رسوبات شیلی و آهکی (سازند کژدمی) در دوره آلبین است . شیلهای آلبین در بیشتر نقاط پلاتفرم فارس به صورت ناهمساز بر روی آهک های کم عمق داریان قرار می گیرد.

کم شدن عمق دریا در اواخر آلبین تا سنومنین باعث رسوب مقادیر زیادی از آهک های کم عمق (سازند سروک ) در پهنه وسیعی از حوضه زاگرس شده است .

سازند شیلی کژدمی : نام آن از قلعه کژدمی در فرو افتادگی دزفول (در تنگ گورگورا شمال گچساران) گرفته شده که در محل برش الگو 230 متر شیل قیری خاکستری تیره و گاه سیاه رنگ و دارای لایه های از سنگ آهک رسی تیره رنگ و مارن است .

رخساره شیلی کژدمی را می توان در تمام خوزستان و فارس دید ولی در ناحیه لرستان این سازند رخساره آهکی دارد

سازند آهکی سروک : این سازند دو رخساره کاملا متفاوت دارد :

رخساره کم عمق: شامل 300متر سنگ آهک لایه ای رسی و سنگ آهک های گل سفیدی در پایین است ولی بیشتر سازند را سنگ آهک های سفید رنگ ، توده ای ، دارای چرت و رودیست تشکیل می دهد .

رخساره عمیق : در لرستان شامل سنگ آهک های مارنی رسی تیره رنگ و نازک لایه است

 * تصویر عمومی از این محدوده زمانی (کرتاسه میانی ) قابل استنباط است : کمی رسوبات در فارس و لرستان و ضخیم بودن آنها در حوالی شیراز و فرو افتادگی دزفول است .

  بخش بالایی کرتاسه در زاگرس (کُنیاسین ماستریشتین):

در کرتاسه بالایی نیز حوضه زاگرس شرایط یکسانی نداشته است. در شمال خاوری خوزستان گودی اصلی بزرگ ناودیس تتیس و از خاور عراق تا فارس ساحلی، گودی خوزستان قرار داشته این گودی با یک پشته میانی از یکدیگر جدا بوده و بر روی همین پشته است که ریفهای رودیستی سازند تاربور به وجود آمده اند .

رسوبگذاری کرتاسه بالایی بر روی پستی و بلندیهای کرتاسه میانی در فرو افتادگی دزفول و فارس با آهکهای از محیط کم عمق متعلق به سانتونین (سازند ایلام) آغاز شد و با رسوب گذاری شیلهای عمیق سازند گورپی تعقیب میگردد.

در لرستان حاکمیت محیط عمیق ادامه دارد و در طی کنیاسین موجب رسوب شیل و آهک های رسی (سازند سورگاه) گردیده است که خود آن در زیر رسوبات آهکی رسی سازند ایلام قرار می گیرد .

در شمال خاوری لرستان ماسه ها و سیلتها از شمال خاوری در طی ماسترشتین وارد حوضه رسوبی شده و رسوبات قائده سازند امیران را به وجود آورده اند.

در مرکز ناحیه فارس رسوبگذاری شیل و مارن بر روی سطح فرسایش یافته آهکی (سنومانین تورنین ) از سانتونین تا اواخر کامپانین ادامه می یابد . در این زمان ریفهای رودیستی به صورت خطی و با سرعت توسعه می بابند . این توسعه در طی ماسترشتین ادامه داشته و سازد تاربور را تشکیل می دهد .

سازند آهکی ایلام :

در این سازند دو رخساره عمیق و کم عممق دیده می شود :

رخساره عمیق در پایانه شمال باختری کبیر کوه در 12 کیلومتری شهرستان ایلام شامل 190 متر سنگ آهک های رسی دانه ریز پلاژیک خاکستری رنگ با لایه بندی منظم است .

رخساره های کم عمق سازند ایلام در نواحی فارس و خوزستان گسترش دارد که شامل سنگ آهک های قلوه ای است .

سازن شیلی گور پی : برش الگوی این سازند در تنگ پابده در شمال مسجد سلیمان (میدان نفتی لالی ) 320 متر ضخامت دارد . در بیشتر نواحی زاگرس سازند گورپی شامل مارن ، شیل های خاکستری مایل به آبی است که میان لایه هایی از سنگ آهک های نازک رسی دارد

سازند آهکی تاربور: این سازند یک واحد سنگ چینه ای از نوع ریف های رودیستی است که در فارس داخلی گسترش دارد . برش الگوی آن در کوه گدون در نزدیکی روستای تاربور استان فارس است که شامل 527 متر سنگ آهک های توده ایی که بین سازند گور پی درپایین و سازند ساچون در بالا است .

 سازند آواری امیران : شامل حدود 871 متر سیلت سنگ و ماسه سنگ به رنگ سبز زیتونی و داری سنگ آهک و کنگلومرا با رخساره فلیش گونه است . این سازند در شمال خاوری لرستان برونزد دارد به همین دلیل برش الگوی آن در تاقدیس امیران راه اندیمشک خرم آباد (روستای معمولان ) اندازه گیری شده است.

این سازند زمان گذر در استان لرستان به سن پالئوسن و در ناحیه کرمانشاه خرم آباد به سن ماستریشتین است.

 کرتاسه بالایی با دونوع رخساره کاملا متفاوت به پایان می رسد :

رخساره پلاژیک که شامل مارن های دریایی شیل های تیره رنگ و آبی رنگ و آهک و مارن است . این رخساره در فارس ،خوزستان ، لرستان (بین خرم آباد و پل دختر) تا نواحی اسلام آباد (شاه آباد غرب) گسترش دارد.

رخساره بنتونیک که گسترش نسبتا کمتری دارد و در نواحی شیراز (کوه گدون )و داراب فارس مشاهده می شود.

  و در زمان ماستریشتین نئوتتیس بسته شده است؟؟؟؟؟؟

 دیگر نواحی و پهنه ها :

حوضه فلیشی خاور ایران :

در پایانه خاوری ایران در حد فاصل دو گسل نهبدان و گسل هریرود در گستره ای در 800در 200 کیلومتر انباشته های ضخیم از نهشته های فلیش گونه وجود دارد که پی سنگ افیولیتی دارند که یکی از اشتقاق های نئوتتیس است . این زون را با نام های مختلفی نام گذاری کرده اند از آن جمله کوههای خاور ایران (علوی) زون گسل برشی ایرانشهر بیرجند (سامانی و اشتری) و زون نهبدان خاش . سن این زون سنومانین است .

 پهنه ایذه :

پهنه ایذه بخشی از زاگرس چین خورده است در بخش شمالی آن تاقدیس ها از سازند بنگستان وجود دارد که در آن تله های نفتی وجود ندارد . ولی در جنوب خاوری آن سنگ آهک آسماری (الیگوسن میوسن ) است که داشتن مخازن نفت از ویژگیهای آن است .

+ نوشته شده توسط احمد حیدری در پنجشنبه بیست و پنجم بهمن 1386 و ساعت 18:22 |
 

ژوراسیک زاگرس :

 رسوبات ژوراسیک زیرین زاگرس (لیاس) به صورت شیل های سبز رنگ و دولومیت های قلوه ایی است که به طرف بالا به دولومیت قهوه ای رنگ ، سیلت و تناوب آهک و رس است . به طور کلی بیشتر رسوبات لیاس نواحی فارس شامل دولومیت ، شیل و ماسه سنگ است که در قسمت بالایی حاوی آهکهای رسی با رخساره ی دریایی است. .

* دنباله رسوبات ژوراسیک در شمال غرب دامنه شمالی کوه سورمه بخوبی بیرون زدگی دارد، که تناوبی از رسوبات آهک دولومیتی و دولومیت را تشکیل می دهد.

* به طور کلی در نواحی فارس و بخش شمال شرقی خوزستان و لرستان ، ژوراسیک با رخساره ی کربناتی و کم عمق دریا مشخص است در حالی که در جنوب غرب لرستان و خوزستان به شیل های سیاه رنگ و بالاخره رسوبات تبخری تبدیل می گردد.

* ژوراسیک پایانی در نواحی فارس از نوع ساحلی و با رسوبات انیدریت (به ضخامت 45 متر) مشخص است.

  رخساره های ژوراسیکی زاگرس به عنوان بخشی از نهشته های دریایی تتیس جوان در مقایسه دیگر نواحی ایران در شرایط رسوبی به طورکامل متفاوت است . این رخساره ها به سه دسته تقسیم میشود :

رخساره های کم ژرفای تبخیری در استان لرستان و نزدیک عراق .

رخنمون های ژرف کربناتی که در زاگرس چین خورده بویژه سکوی فارس.

رخساره های ژرف کربناتی رادیولاریتی که معرف بخش های ژرف زاگرس رورانده بویژه در دو ناحیه نیریز و کرمانشاه به صورت فلس های رانده شده نابرجا رخنمون دارد

 ژوراسیک در ناحیه لرستان : در لرستان و شمال فروافتادگی دزفول سنگهای ژوراسیک پایین رخساره کم ژرفا و تبخیری دارد . نهشته های تبخیری کلوئیدی ژوراسیک پایینی لرستان شامل سه سازند عدایه، موس و علن است . (در چاه شماره 1 تاقدیس امام حسین شرق قصر شیرین ).

رسوبات ژوراسیک میانی لرستان بیشتر از نوع شیل و سنگ آهک های متعلق به حوضه های رسوبی با ژرفای متوسط است که سازند سَر گَلو نام دارد . در لرستان با پیشروی دوباره ی دریای ژوراسیک بالا ، ردیفی از سنگهای متورق جلبک دار به نام سازند نجمه بر جای گذاشته است . آخرین واحد سنگ چینه ایی ناحیه لرستان ، نهشته های گچی همراه با لایه های ناچز ازشیل خاکستری به نام سازند گوتنیا است که برقراری حوضه های تبخیری و پسروی دریای ژوراسیک را نشان می دهد .

ژوراسیک در ناحیه فارس :

ژوراسیک در ناحیه فارس و جنوب فروبار (فرورفتگی) دزفول رسوبات لیاس از نوع شیل های سیلتی سنگ آهک و دولومیت به نام سازند نیریز است . وجود موج نقش ، ترکهای گلی ،استروماتولیتهای آهکی و انیدریت نشانگر محیطهای رسوبی از نوع کم ژرفا و یا محیط های پهنه کشندی است .

در ناحیه فارس از اواخر لیاس و در زمان ژوراسیک میانی نهشت ردیف های کربنات دریایی به نام سازند سورمه آغاز شده که به ظاهر بدون هیچ گنه ایست رسوبی تا اوایل اشکوب تیتونین ادامه یافته است . در ژوراسیک پسین ژرفای حوضه ی فارس به شدت کاهش یافته به سانی که رخساره های کربناتی سازند سورمه با اندریت های هیث پوشیده شده می شود .

ژوراسیک در زاگرس مرتفع :

در زاگرس مرتفع سنگ های ژوراسیکی بخشی از یک مجموعه رسوبی ژرف با تغییرات سنی از تریاس تا کرتاسه پسین هستند . در ناحیه نیریز به این سنگها سازند پیچاکون (پیچَلون)گفته شده که مجموعه ای از رسوبات مارنی سیاه رنگ ، سنگ آهک سیلیسی ائولیتی و رادیولاریت است .

در ناحیه کرمانشاه سنگ های مورد نظر شامل رادیولاریت های کرمانشاه ، سنگ آهک بیستون و افیولیتهای صحنه هرسین است . در هر دو ناحیه سنگ های یاد شده به صورت فلس های رورانده هستند اگر چه تشکیل این سنگها به احتمال در ژرفای حاشیه شمال خاوری (شقی) زاگرس (بلند زاگرس ) بوده ولی تشکیل آنها در زون سنندج سیرجان و رانده شدن آنها بر روی لبه صفحه زاگرس همچنان امکان پذیراست.

 با شرحی که در مورد رسوب گذاری ژوراسیک در زاگرس ذکر گردید چنین نتیجه می شود که پس از رسوبگذاری لیاس ته نشینی رسوبات دریایی با ضخامت نسیتا زیاد در طی ژوراسیک و کرتاسه زیرین انجام پذیرفته که ضمنا حاکی از حالت فرونشینی حوضه زاگرس است. حرکات ژوراسیک پایانی در این منطقه اهمیت کمتری داشته به نحوی که منحصرا موجب پسروی کوتاه مدت دریا و نتیجتا پیدایش لایه های انیدریتی شده است.

 

+ نوشته شده توسط احمد حیدری در پنجشنبه بیست و پنجم بهمن 1386 و ساعت 18:20 |
 

پیدایش زاگرس و نئوتتیس :

به طور کلی امروزه پیدایش زاگرس مرتفع را چنین تصور می کنند :

همزمان یا کمی بعد از بسته شدن دریای پالئوتتیس (اواخر پالئوزوئیک یا تریاس) در شمال ایران ، شکاف عمیقی در امتداد روراندگی اصلی زاگرس در پلاتفرم و پوشش آن در جنوب پدید آمد، که با گسترش آن زاگرس و بخشی از عربستان به زیر آب فرو رفت (البته لفظ زاگرس در اینجا زاگرس مرتفع امروزه نیست )

اشتوکلین اقیانوسی را که بر اثر جدایی ایران از عربستان در تریاس به وجود آمد نئوتتیس نامید . با باز شدن این اقیانوس ایران از گندوانا جدا شد (شاهد وجود چنین اقیانوسی افیولیت های بر جا مانده در حاشیه عربستان که از شمال غرب سوریه ، توروس ترکیه تا زاگرس ایران و عمان دیده می شود است ) که در اواخر کرتاسه نواری از سفره های رورانده را در پلاتفرم عربستان تشکیل داده اند. این اقیانوس به قسمتهای عمان زاگرس ، توروس ، تقسیم می شد ولی حداکثر فرونشینی آن در قطعه زاگرس بوده به نحوی که ضخامت رسوبات بیش از 8000 متر و در بعضی مناطق (مثل تورفتگی خلیج مانند دزفول) به 18 کیلومتر نیز می رسید در حالی که در توروس به نصف این مقدار ودر عمان به یک سوم آن کاهش یافته است . با چین خوردن این رسوبات در اواخر مزوزوئیک ، زاگرس امروزی به وجود آمد.؟

 گفته هایی در مورد نئوتتیس :

* از شواهد اینگونه به نظر می رسد که تتیس جوان دو حوضه رسوبی در دو طرف زون سنندج سیرجان داشته که از اوایل ژوراسیک تا کرتاسه بالایی (اشکوب سنونین)تتیس جوان 1 در اثر عمل فرورانش بسته شده ولی بخش محوری آن (نئوتتیس 2) گسترش یافته است .اشتقاقهای تتیس جوان درایران مرکزی خاور ایران جنوب خاوری ایران (مکران) و شاید خزر جنوبی شکل گرفته است .

 * از نظر اشتوکلین تتیس جوان می توانسته یک گودال باریک باشد و هیچ گاه پوسته اقیانوسی زیادتری نسبت به آنچه امروزه در کمربندهای افیولیتی می بینیم تولید نکرده است .

  * از نظر بررسی جغرافیای دیرینه ایران و جهان به این نتیجه رسیده اند که اقیانوس های پالئوتتیس و نئوتتیس باید تنگ و باریک بوده باشند تا وجود فسیلهای دیکتون ها و دیسیونودونتها را بتوان در هر دو قاره اورازیا و گندوانا تصور کرد . بدین ترتیب اقیانوس نئوتتیس در حد بین ایران و عربستان به اندازه بحر احمر کنونی وجود داشته است.

 * در کرتاسه پسین تا میانه پالئوسن بخشی از پوسته اقیانوسی نئوتتیس بر روی صفحه زاگرسعربستان فرورانش کرده است ولی در ایران مرکزی بابسته شدن جدایش های نوع تتیس 2 آمیزه های رنگی دورکوچک قاره ایران مرکزی به وجود آمد ، و در نئوژن با پدید آمدن دریای سرخ تتیس جوان هم به سرانجام خود رسیده و از زمان آلپ پایانی که با رسیدن کامل بلندیهای زاگرس به زون سنندج سیرجان اقیانوس آلپی زاگرس به طور کامل بسته شد . البته پوشیده شدن مجموعه های افیولیتی نیریز با سنگ آهکی ریفی سازند تاربور که سن ماستریشتین دارد شاهدی بر بسته شدن اقیانوس نئوتتیس قبل از ماستریشتین دارد ، البته شواهد دیگری نیز وجود دارد که در زمان نئوژن فرورفتگی نئوتتیس تکرار شده است.

 * با توجه به رخساره مناطق مختلف نئوتتیس در ایران و زمان تشکیل آنها مشخص می کند که زمین درزهای هم خانواده نئوتتیس ایران در یک زمان بسته نشده است. در زاگرس پیش از ماسترشتین و ایران مرکزی پس از ماستریسشتین و قبل از پالئوسن و در شرق ایران ائوسن میانی و در مکران هنوز بسته نشده است

 * با توجه به مطالب گفته شده می توان جدول زیر را به طور خلاصه ارائه نمود

 

 

زمان باز شدن

زمان بسته شدن

موقعیت جغرافیایی

نقش دریا

نئوتتیس 1

تریاس پسین

کرتاسه پسین

محل تقریبی راندگی زاگرس

جدا کننده صفحه ایران از صفحه زاگرس عربستان

نئوتتیس 2

اوایل ژوراسیک سنونین

کرتاسه پسین

ائوسن میانی

هنوز بسته نشده

دور کوچک قاره ایران

خاور ایران

مکران

اشتقاق در صفحه ایران

اشتقاق بلوک لوت از بلوک افغان

  زاگرس و نئوتتیس :

بازسازی وضعیت اولیه واحد هایی از دوره تریاس حاکی از آن است که ساختمان و مورفولوژی حاشیه غیر فعال در تمام طول خود (از دینارید تا عمان ) یکنواخت بوده و واجد عناصر زیر است .

فلات قاره که روند شمالی شمال شرقی داشته

شیب قاره

حوضه های رسوبی (پوسته قارهایی کم ضخامت )

پلاتفرم کربناته داخلی

* بر روی فلات قاره و پلاتفرم کربناته داخلی ، رسوبات کم عمق آهکی ته نشین می شده

* در برآمدگیهای قاره ایی توربیدیت ها و در مناطق عمیق تر حوضه ها چرت و رادیولاریت انباشته می شده

* تغیر شکل تکتونیکی در حاشیه غیر فعال از اواخر تورنین شروع شد که با تراشه شدن افیولیت های اقیانوسی تتیس همزمان است

در اواخر کرتاسه(کامپانین و ماستریشتین) حاشیه غیر فعال نئوتتیسی به بخشهای زیر تقسیم می شده

حاشیه فلیشی (باقی مانده از اقیانوس تتیس جوان )

زون بالا زده ای که به طور متناوب به زیر آب می رفت و با پیشانی رورانشی افیولیت ها مطابقت داشته (برآمدگی فارس)(پوشیده شدن افیولیت ها با آهکهای مرجانی )

حاشیه شیار مانند که در آن رسوبات عمیق ته نشین می شد.

منطقه پایانی و سپر قاره ای عربستان که طی ترسیر بود و منشا رسوبات تخریبی به شمار می رفت.

* آخرین پسروی نئوتتیس در پلیوسن اتفاق افتاد که با چین خوردگی عمومی حاشیه آلپی عربستان تطبیق می کند که خود در نتیجه حرکت عربستان و تصادم آن با اورازیا پدید آمد.

با توجه به توضیحات فوق ساختمان زمین شناسی نواحی نیریز و کرمانشاه را می توان تفسیر کرد و گفت که افیولیت های این مناطق پس از فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی در حاشیه و کنار روراندگی اصلی زاگرس به جا گذاشته است.

رخساره ها

* درغرب و جنوب غربی ایران (زاگرس) رخساره سنگی ردیف های پس از تریاس میانی کرتاسه بالایی معرف نهشته های دریایی با ژرفای متوسط و گاه عمیق وجود دارد که رخساره تتیس جوان را دارند.

* در زاگرس مرتفع رخنمون هایی از سنگ های پر کامبرین دیده نمی شود و سنگهای پرکامبرین پسین تا میانی رخساره گندوانایی دارند و شبیه به بقیه نقاط ایران است ولی سنگهای لیاس تا ائوسن آن با ضخامت نزدیک به 3500 متر که بیشتر از نوع مارن های گلوبیژن دار - رادیولاریت افیولیت و انباشته های آواری از نوع فلیش اند که در بعضی مناطق همراه فعالیتهای آتشفشانی زیر دریایی همراهند که نشان میدهند بر خلاف ارتفاع امروزشان زمانی گودترین بخش از نئوتتیس بوده اند که در اثر نیروهای کششی کوهزایی سیمیرین پیشین ضخامت پوسته در زون راندگی ها کاهش یافته ، به طوری که در بخش شمال باختری آن (کرمانشاه ) در طی تریاس پسین کرتاسه گودی عمیق پدیدار شد و در آن رسوبات شبیه توربیدیت متشکل از آهک (سنگ آهک بیستون ) شیل ، ماسه سنگ ، رادیولاریت و گدازه اتشفشانی است ولی در جنوب این گودی (نیریز) شکستگی کامل پوسته موجب اقیانوس زایی و تشکیل مجموعه افیولیتی گردیده است . این افیولیت ها به صورت دگرشیب با سنگ آهک مرجانی ریفی کرتاسه بالایی پوشیده شده اند در حالی که در این زمان در بخش شمال آن چین خورده بود.

   مرز تتیس در ایران :

زمین های واقع در جنوب باختری زمین درز نئوتتیس شامل لرستان خوزستان و فارس است که بعضی از زمین شناسان مرز شمالی آن را زون سنندج سیرجان می دانند ولی فرهودی و علوی کمان ماگمایی ارومیه بزمان را مرز شمالی آن می دانند ، ولی آقانباتی ، اشتوکلین و ... با توجه به شرایط مختلف دگرگونی و ماگماتیسم دو سوی راندگی اصلی زاگرس مرز شمالی آن را بر راندگی اصلی زاگرس منطبق می دانند این حوضه توسط گسل زندان از رسوبات فلیش مکران جدا می شود و به سمت شمال غربی شمال عراق و جنوب ترکیه ادامه دارد البته الگوی سنگی زاگرس با اندکی تغییر تا عربستان ، خلیج فارس ادامه دارد .

   نفت خیز ترین پهنه رسوبی جهان :

نبود فعالیتهای آذرین وجود سنگ مادر متعدد و بسیار غنی از مواد آلی ، سنگ مخزن متخلخل و تراوای متعدد با سنگ پوش های مناسبشرایط منحصر به فردی را برای تولید و انباشت هیدروکربن در زاگرس فراهم کرده است به طوری که این حوضه رسوبی از نفت خیز ترین حوضه های دنیا باشد.

 نوار افیولیت ها :

نوار افیولیتهای مزوزوئیک مربوط به اشتقاق های تتیس جوان است که به جز بخشهای رانده شده در حاشیه قاره ها بیشتر این نوار یا فرورانش کرده است یا توسط رسوبات ترشیری پوشیده شده است . نوار افیولیتی مزوزوئیک را در راستای اصلی زاگرس ( کرمانشاه نیریز) می توان دید که ادامه آن پس از عبور از مکران و پاکستان از طریق گسل چمن به هیمالیا ادامه می یابد ولی انشعاباتی به طرف کمان افغانستان و همچنین باریکه حلقه مانند زیر قاره ایران مرکزی را در بر می گیرد.

این نوار افیولیتی محوری به چند بخش تقسیم میشود

زیر نوار افیولیتی درونی (شامل افیولیتهای کرمانشاه نیریز است که به طرف عمان می رود )

زیر نوار افیولیتی بیرونی ( شامل افیولیتهای ماکو- ارومیه و آمیزه های رنگین دور زیر قاره ایران مرکزی )

* اشتو کلین افیولیتهای مکران را جز زیر نوار درونی می داند.

* کلا افیولیتهای ایران مزوزوئیک به سن تریاس میانی تریاس پسین و کرتاسه است ؛

 افیولیتهای کرتاسه زاگرس : در امتداد جنوب غربی راندگی اصلی زاگرس دو بخش از مجموعه افیولیتی رادیولاریتی رخنمون دارند ،

الف : کمان پشت کوه در کرمانشاه

ب: کمان فارس در نیریز

البته این کمان های افیولیتی شباهت زیادی به افیولیت - رادیولاریت کوه های عمان و حاشیه عربستان دارند (این مجموعه بخشی از مجموعه افیولیتی اند که از سوریه شروع شده وپس از عبور از جنوب ترکیه و زاگرس به عمان می رسد ( مرز تقریبی نئوتتیس ) .

نکته : در این نوار رسوبات آهکی تخریبی و توربیدیت به فراوانی یافت می شود.

رخنمون ها : در ناحیه کرمانشاه در ناحیه صحنـه و هرسین افیولیتها رخنمون دارند (افیولیتهای صحنه هرسین ) . این افیولیتها سه برون درز دارند :

در شمال شرقی کرمانشاه (صحنه ) : متشکل از سنگهای اولترابازیک دانه ای ، کومولیت، پریدوتیت، هارزبورژیت و پیروکسنیت که ابتدا با گابرو و سپس با گدازه پوشیده شده است (ولی آمیختگی ندارد ).

برون درز دوم در جنوب شرقی (ناحیه اُرگانا ) رخنمون دارد : این سنگهای اولترابازیک با فلس های آهکی و رادیولاریتی همراهند

در ناحیه هرسین : متشکل از یک تودۀ سرپانتینیت که در آن آهک دوباره تبلور یافته دیده می شود

 

+ نوشته شده توسط احمد حیدری در پنجشنبه بیست و پنجم بهمن 1386 و ساعت 18:18 |

نئوتتیس در ایران

 ابتدا باید بدانیم و قبول کنیم که ایران تا زمان دونین فوقانی جزئی از قاره گندوانا به حساب می آمد که در شمال شرقی گندوانا بین عربستان ، سومالی ، چین و هندوستان قرار داشت و در طی کربونیفر از محل اصلی خود دور و در تریاس میانی به لورازیا پیوست

 به عنوان مقدمه نوشته های بعضی از زمین شناسان را در اینجا مرور می کنیم :

1: اشتوکلین: اشتوکلین پیدایش ریفت در طول شکستگی اصلی زاگرس را در ارتباط با ایجاد نئوتتیس در جنوب و بسته شدن پالئوتتیس در شمال ایران ( رشته کوه های البرز ) و ناشی از فاز کوه زایی هرسی نین در صفحه چین توران میداند

   2: کازمین: داده های زمین شناسی نشان می دهد که طی مزوزوئیک در حول و حوش سرزمین شمالی عربستان وپلاتفرم توروس (گندوانا) حاشیه غیر فعالی وجود داشته (نئوتتیس) ، حاشیه مذبور بعد از جدا شدن ایران و افغانستان از گندوانا به وجود آمده

  3: استونی :اقیانوس نئوتتیس با سرعت به سوی صفحه عربستان کشیده می شد ولی سرعت زیرراندگی آن در زیر صفحه عربستان کندتر بود در نتیجه این عمل بالا آمدن و شکستن و رورانش کف اقیانوس نئوتتیس بوده است

اقیانوس زاگرس یا اقیانوس آلپی زاگرس یا اقیانوس نئوتتیس ( تتیس جوان ):

ازاوایل پرمین تا میانه تریاس (270-220 میلیون سال پیش ) ضمن کاهش گستره پالئوتتیس در محل تقریبی راندگی اصلی زاگرس اشتقاق دیگری شکل گرفت که تتیس جوان نام گرفت و بربریان برای آن اقیانوس آلپی زاگرس برگزید و همزمان با گسترش این دریا صفحه ایران از عربستان دورتر و به سمت شمال حرکت کرد

از نظر درویش زاده در پرمین بعد از اینکه ریفت ایران مرکزی ایجاد شد اقیانوس نئوتتیس (زاگرس) در حال گسترش بوده است در مرحله بعد در تریاس زیر راندگی اقیانوس نئوتتیس به زیر زون سنندج سیرجان آغاز شد که با ولکانیسم کاکوآلکالن و دگرگونی همراه بود . ادامه زیر راندگی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی و بالا زدگی آن باعث پیدایش وضعیت قاره ایی در همین دوره است (سیمیرین پیشین)، و از نظر بولن کوه زایی سیمیرین پیشین جنوب ایران از نوع زیر راندگی نئوتتیس در حاشیه جنوبی بلوک ایران مرکزی که در تریاس و ژوراسیک فعال بوده (شاخه بیرجند زاهدان)

+ نوشته شده توسط احمد حیدری در پنجشنبه بیست و پنجم بهمن 1386 و ساعت 18:15 |
بلمنیت ها یا بلمنوئیدها یک گروهی از سفالوپودهای منقرض شده هستند که از بسیاری جهات شبیه به اسکوئیدهای امروزی است. همانند آنها، بلمنیت ها دارای یک کیسه جوهر و ده بازو می‌باشند. بلمنیت ها در طی دوره های ژوراسیک و کرتاسه فراوان بوده اند و در سنگهای دریایی مزوزوئیک به صورت فراوان یافت می شوند که اغلب با آمونیت ها همراه هستند. بلمنیت ها به همراه آمونیت ها در اواخر دوره کرتاسه منقرض شدند. منشا بلمنیت ها در داخل ناتیلوئیدهای باکتری گون قرار دارد که زمان آنها از دوره دونین بوده است بلمنیت هایی که خوب حفظ شده اند، معمولا در سنگهای به سن می سی سی پین (یا کربونیفر آغازین) تا کرتاسه یافت میشوند. دیگر فسیلهای سفالوپودها شامل ناتیلوئیدها و گونیاتیت ها می شوند.



تصویر

ساختمان بلمنیت

به طور عادی تنها قسمت صدف که guard نامیده می شود در فسیل بلمنیت یافت می شود. guard به صورت گلوله ای شکل کشیده می باشد که حالت استوانه ای داشته و قسمت انتهایی آن ممکن است نوک تیز و گرد شده باشد. ناحیه مخصوصی در قسمت جلوی گارد وجود دارد که اصطلاحا الوئلوس (Aleveolus) نامیده می شود این حجره مخروطی شکل قسمتی از پوسته را در خود پناه می دهد که فراگموکون (Phragmocone) نامیده میشود. فراگموکون تنها در گونه که به خوبی حفظ شده اند دیده میشود. در طرف مقابل فراگموکون پرواستراکون نازک قرار دارد.
گارد، فراگموکون و پراستراکوم قسمتهای داخلی جاندار بودند که در واقع اسکلت جاندار را تشکیل می داند این قسمتها کاملا توسط رشته های ماهیچه های نرم احاطه شده بودند. موجود زنده مذکور در اصل بزرگتر از پوسته فسیل شده بود. این موجود زنده دارای بدن خطی طویل و چشمهای برجسته بود. گاردهای بلمنیت از کلسیت تشکیل شده و معمولا به خوبی حفظ شده اند.

بزرگترین بلمنیت های یافت شده

گارد بلمنتیت های مگاتوتیس (Megateuthis) که در اروپا و آسیا یافت می‌شوند به طول 50 تا 60 سانتی متر اندازه گیری شده اند که طول موجود زنده این بلمنیت ها 3 متر تخمین زده میشود. بعضی از بلمنیت ها به عنوان فسیل شاخص به کار می روند خصوصا فسیلهایی که در سازند گچ کرتاسه در اروپا یافت می‌شوند، از این فسیل ها زمین شناسان در تعیین سن
تصویر


استفاده می کنند. برخلاف اسکوئیدهای پیشرفته که بازوهای مکنده دارند، بلمنیت ها بازوهایی داشتند که حاوی چنگک های کوچکی برای صید طعمه ود. بلمنیت ها جانوران گوشتخوار ماهری بودند که ماهیها و جانوران دریایی دیگر را به وسیله شاخکهای حساسشان می گرفتند و با آرواره های منقاری شکل می خوردند.
+ نوشته شده توسط احمد حیدری در چهارشنبه بیست و پنجم مهر 1386 و ساعت 1:26 |
آمونیت ها یک گروه منقرض شده جانوران دریایی را تشکیل می‌دهند که(زیر رده آمونوئیدا) از شاخه نرمتنان و رده سفالوپودها می باشند.صدف این فسیلها به شکل حلزونی مسطح بوده و نامگذاری اینها بر اساس صدف آنها می باشد. از آنجایی که صدف آمونیت ها (شبیه شاخ پیچ خورده می باشد، پلینیوس بزرگ اسم این فسیلها راammonis corna شاخ آمون گذاشت. Ammon یکی از خداهای مصر باستان بود که اعتقاد داشتند که مردی است که دارای شاخهای پیچیده بود. در آخر اسامی گونه های آمونیت پسوند Ceras به کار می برند که از یک لغت یونانی به معنی شاخ گرفته شده است.


تصویر

مشخصات صدف آمونیتها

ظهور آمونیت ها در اواخر دوره سیلورین و اوایل دونین (400 میلیون سال پیش) بوده است. این جانوران در اواخر کرتاسه و همزمان با دایناسورها در حدود 65 میلیون سال پیش منقرض شدند. طبقه بندی آمونیت ها بر اساس تزئینان صدف و ساختار سپتا (تیغه) حجره های گاز صدف بوده است. به وسیله این ویژگیها و دیگر خصوصیات می توان آمونیت ها را به سه رده و هشت زیر رده تقسیم کرد. برخلاف همه ناتیلوئیدها که خط درز آنها انحنای ملایمی دارد، خط درز آمونیت ها چین خورده است و زین ها و لبه هایی را در روی صدف تشکیل می‌دهد (خط محل تلاقی سپتوم با قسمت خارجی صدف می‌باشد).

تقسیم بندی آمونیت ها

همانطوری که در بالا ذکر شد آمونیت ها بر اساس خصوصیات خط درز و تزئینات و دیگر ویژگیهایشان به سه رده گویناتیت ها (دونین تاپرومین)، سراتیدها (کربنیفر تا تریاس) و آمونیتیدها (پرمین تا کرتاسه) تقسیم می شوند. هر کدام از این سه رده به زیر رده هایی تقسیم می‌شوند که در زیر به آنها اشاره می‌کنیم.

تصویر

گونیاتیت ها (دونین تا پرمین)

  • آنارسستینا (Anarcestina) به سن دونین
  • کلیمنینا (Clymenina) به سن دونین بالایی
  • گویناتیتینا (Goniatitina) به سن دونین تا پرمین بالایی

سراتیدها (کربنیفر تا تریاس)

  • پرولسانیتنا (Prolecantina) به سن دونین بالایی تا تریاس بالایی
  • سراتیتینا (Ceratitina) به سن پرمین تا تریاس

آمونیتنید (پرمین تا کرتاسه)

  • فیلوسراتینا (Phylloceratina) به سن تریاس پایینی تا کرتاسه بالایی
  • آمونیتینا (Ammonitina) به سن ژوراسیک پایینی تا کرتاسه بالایی
  • لیتوسراتینا (Lytoceratina) به سن ژوراسیک پایینی تا کرتاسه بالایی
  • آنکیلوسراتینا (Ancyloceratina) به سن ژوراسیک بالایی تا کرتاسه بالایی

زندگی آمونیت ها

به خاطر اینکه خویشاوندان نزدیک آمونیت ها و نیز خود آمونیت ها منقرض شده اند، اطلاعات کمتری راجع بعه نحوه زندگی این جانوران ر دست است. قسمتهای نرم بدن آنها به هیچ وجه حفظ نشده اند. بسیاری از آمونیت ها احتمالا در آبهای آزاد دریاهای قدیمی و تقریبا در ته دریا زندگی می کردند، زیرا فسیلهایی که از آمونیت ها یافت شده است معمولا در قسمتهای تحتانی سنگهایی یافت شده اند که در این قسمت هیچ موجود بنتیکی (کف زی) یافت نشده است

برگرفته از سایتhttp://www.daneshnameh.ir/mavara/mavara-index.php?page=%d8%af%d9%88%d8%b1%d9%87+%da%a9%d8%b1%d8%a8%d9%86%db%8c%d9%81%d8%b1&SSOReturnPage=Check&Rand=0

+ نوشته شده توسط احمد حیدری در چهارشنبه بیست و پنجم مهر 1386 و ساعت 1:24 |
 
+ نوشته شده توسط احمد حیدری در چهارشنبه بیست و پنجم مهر 1386 و ساعت 1:1 |
+ نوشته شده توسط احمد حیدری در چهارشنبه بیست و پنجم مهر 1386 و ساعت 0:56 |

کنی‌بیر (Conybear) در سال 1822 چینه های زغال‌دار انگلستان را به نام کربنیفر نامیده است.

تصویر

مشخصات دوره کربنیفر

طول عمر این دوره از 365 تا 290 میلیون سال قبل است. رسوبات مربوط به این زمان در آمریکا به نام دوره‌های می‌سی‌سی‌پین و پنسیلوانین نامگذاری شده است. وجود لایه‌های زغال‌دار بیانگر آن است که آب و هوای این دوره گرم و مرطوب بوده است. در نتیجه آب و هوای مناسب جنگلهای انبوه بوجود آمد. بر اثر بارش فراوان و جاری شدن سیلابهای عظیم قطعات خرد شده درختان بوسیله جریان آب در مناطق مختلف تجمع پیدا کرده و سپس به صورت زغال در آمده است. چون گیاهان کربنیفر در آمریکای شمالی ، سپری ، اروپا و آسیا کاملا شبیه می‌باشند، لذا می‌توان نتیجه گرفت که اختلاف آب و هوایی در تمام سطح زمین وجود نداشته است.

تقسیمات کربنیفر

کربنیفر زیرین

کربنیفر زیرین شامل اشکوبهای تورنزین (Tournaisian) و ویزئن (Visean) می‌باشد.
  • اشکوب تورنزین: نام آن از شیلهای ناحیه تورنی در بلژیک گرفته شده است.
  • اشکوب ویزئن: شامل آهکهای االیتی براکیوپوددار و نامش از ناحیه ویزه (Vise) مشتق شده است.

کربنیفر بالایی

کربنیفر بالایی شامل اشکوبهای نامورین ، وستفالین و استفانین می‌باشد.
  • اشکوب نامورین (Namurian): از رسوبات زغال‌دار حوضه نامور (Namar) در آردن بلژیک مشتق شده است و رخساره‌های آن شیلهای رسی و لایه‌های زغالی است.
  • اشکوب وستفالین (Westfalian): این اشکوب در حوضه فرانسه - بلژیک شامل رسوبات گونتاتیت‌دار (Goniatite diadema) است.
  • اشکوب استفانین (Stephanian) به زمینهای زغال‌دار ناحیه سنت اتین در فرانسه اطلاق گردیده است.

فسیلهای دوره کربنیفر

همانطور که اشاره شد رشد و توسعه گیاهان در دوره کربنیفر به حداکثر رسید. گیاهان بازدارنده و نهانزادان آوندی در رسوبات زغال سنگی کربنیفر بر جای مانده است. مهمترین گروههای نهانزادان آوندی عبارتند از:

پکوتپه ریس که از سرخسهای حقیقی هستند. در این گیاهان رگبرگ وسط به خوبی نمایان و رگبرگهای اطراف ساده بوده و یا دسته‌های سه تایی را تشکیل می‌دهند. نوروپتریس قد آن بزرگ و برگهای آن نیز ممکن است به چندین متر برسند. برگچه‌ها شبیه به قلب و رگبرگهای طرفین دو شاخه هستند. اسفنوپتریس ، برگهای آن مضرس و گل آذین نیز دارای کیسه‌های گرده است. لیپید و داندرونها و سی ژیلاریا از گیاهان تنومند دیگری هستند که در کربنیفر ظاهر شدند. کوردائیتها ، از بازدانگانی هستند که در کربنیفر شناخته شده‌اند، ارتفاع این درخت تا 40 متر می‌رسیده است.

علاوه بر فسیلهای گیاهی ، براکیوپودها ، کرینوئیدها و بریوزوئرها نیز از فسیلهای مهم این دوره به شمار می‌روند. فوزولینها یکی از میکروفسیلهای شاخص این دوره هستند. بعضی از موجودات از جمله مرجانهای تابولاتا و استرماتوپوروئیدها که در دوره‌های قبلی قسمت مهمی از ریفهای مرجانی را تشکیل می‌داده‌اند در کربنیفر ناپدید شدند. از تعداد تریلوبیتها نیز در این دوره کاسته شده است.
تصویر

حدود دوره کربنیفر

حد زیرین سیستم کربنیفر با رسوبات دومین بطور ممتد توسط رسوبات دریایی مشخص است و از نظر بیوستراتی گرافی به نامه تصمیم کنگره بین المللی چینه شناسی کربنیفر (سال 1935) ظهور گونیاتیتی به نام Gattendorfa Sabinvoluta مشخص قاعده کربنیفر است، ولی به نظر می‌رسد که بهترین مقطع معرف مرز دونین - کربنیفر در حوضه رسوبی دینان در اروپای غربی واقع است. حدود دونین - کربنیفر با مطالعه میکروفسیلهای شاخص از قبیل فرامنیفرا و مخصوصا کنودونت‌ها نیز امکان پذیر است. حد فوقانی این دوره نیز با میکروفسیلهای شواژرین و دو کفه‌ای پالئودونتا شناخته شده است.

کوهزاییهای مهم از کربنیفر

در این دوره جنبشهای کوهزایی مهمی بوقوع پیوسته و در نتیجه آن رشته کوههای هرسی‌نین تشکیل گردیده است. این رشته کوهها از آمریکای شمالی تا نواحی اورال کشیده شده است. این کوهزایی باعث تغییرات مهمی در موجودات زنده گردیده است. چرخه کوهزایی فوق دارای دو جهت است، یکی در جهت شمال غرب - جنوب شرق به نام آرموریکن (Armorican) و دیگری جنوب غربی - شمال شرقی به نام وارسیک (Varisque) و هر دو روی هم به نام آرموواریسک معروفند.
برگرفته از سایتhttp://www.daneshnameh.ir/mavara/mavara-index.php?page=%d8%af%d9%88%d8%b1%d9%87+%da%a9%d8%b1%d8%a8%d9%86%db%8c%d9%81%d8%b1&SSOReturnPage=Check&Rand=0
+ نوشته شده توسط احمد حیدری در چهارشنبه بیست و پنجم مهر 1386 و ساعت 0:27 |

نام کامبرین از کلمه کامبریا که نام لاتین شهر گال است مشتق گردیده است. سدویک (Sedwick) زمین شناس انگلیسی نام این دوره را به قدیمی‌ترین ته نشینیهایی که حاوی آثار موجودات زنده‌اند، نسبت داده است.

تصویر

مشخصات دوره کامبرین

دوره کامبرین به سه اشکوب زیرین ، میانی و بالایی تقسیم می‌شود. سن کامبرین از 750 تا 510 میلیون سال قبل است. پیدایش آثار یخچالی در سنگهای رسوبی کامبرین چین و نقاط دیگر نشان می‌دهد که آب و هوای سردی در این نواحی حکم فرما بوده است. مطالعه رسوبات چین خورده کامبرین نشان دهنده آن است که در این دوره بزرگ ناودیسهایی در نقاط مختلفی از اروپا ، آسیا و آمریکا وجود داشته است. بعضی از جانورانی که در تشکیلات کامبرین مشاهده شده‌اند از نظر چینه شناسی اهمیت زیادی ندارند.

چون فسیل این جانوران یا به ندرت یافت شده و یا اینکه به خوبی حفظ نشده‌اند. از این جانوران مرجانها را می‌توان نام برد که تنوع زیادی نداشته و یا آنکه دارای اسکلت سخت نبوده‌اند. خارپوستان نیز در این دوره ظهور نموده‌اند، ولی گوناگونی زیادی نداشته‌اند. از نرمتنان وجود دو کفه‌ایها مشکوک است و از شکم پایان هم جز چند نمونه ساده آثار بیشتری باقی نمانده است.

تقسیمات دوره کامبرین

تقسیمات سیستم کامبرین از سال 1891 توسط والکت (Walcott) به صورت سه قسمتی پیشنهاد گردید که شامل کامبرین زیرین ، میانی و بالایی است. اشکوبهای کامبرین عبارتند از:


  • اشکوب جورجین (Georgian): که وجه تسمیه آن از کلمه جورجیا شهری در آمریکاست و توسط والکت در سال 1891 به کار برده شده است. این اشکوب معادل اشکوب توماشین است. زون تریلوبیت اله نلوس کامبرین زیرین را مشخص می نماید.

  • اشکوب آکادین (Acadian): که نامش از محل آکادی (Acadie) در کانادا گرفته شده است و در سال 1867 توسط داوسون (Dawson) ابداع گردیده است. این اشکوب قسمتی از کامبرین میاین با تریلوبیتهای پرادوکسیدها را شامل می‌شود.

  • اشکوب پوتسدامین (Potsdamian): که شامل ماسه سنگهای پوتسدام نواحی نیویورک است. این اشکوب دارای نبودهای چینه شناسی بوده و نمی‌تواند بطور کامل معرف کامبرین بالایی باشد.

حدود دوره کامبرین

حد زیرین این سیستم با پرکامبرین در ارتباط بوده ، ولی حد بالایی آن از نظر مورچیسون حتی سیلورین زیرین را شامل می‌شده است، اما در سال 1879 لاپ ورث (Lapworth) سیستم اردویسین را ابداع نمود که حد زیرین آن را اشکوب آرنیگین قرار دارد. حد بالایی کامبرین و مرز آن با اردویسین نیز از نظر چینه شناسی متفاوت است.
تصویر

فسیلهای شاخص کامبرین

تریلوبیتها و همچنین بازوپایان در این دوره دارای اهمیت فوق العاده‌ای بوده‌اند. تریلوبیتها سخت پوستان دریایی هستند که در اوایل دوران پالئوزوئیک ظاهر شده و در اواخر همین دوره از بین رفته‌اند. بدین ترتیب از فسیلهای شاخص این دوران به شمار می‌روند. نام تریلوبیتها به علت تقسیم طولی بدن به سه قسمت است. مهمترین تریلوبیتهای دوره کامبرین عبارتند از: اوله نلوس و جنس هولمیا مشخص کامبرین زیرین و جنس پارادوکسیدس مشخص کامبرین میانی.
+ نوشته شده توسط احمد حیدری در چهارشنبه بیست و پنجم مهر 1386 و ساعت 0:12 |

نام تریاس اولین بار توسط فون آلبرتی در سال 1834 در ناحیه لرن (Luraien) آلمان بکار برده شد. چون رسوبات این دوره از سه قسمت کاملا مشخص تشکیل گردیده است نام آن را تریاس نهاده‌اند.

مشخصات دوره تریاس

از میان سه دوره مربوط به مزودوئیک ، دوره تریاس با مدت زمان 40 میلیون سال کوتاهترین دوره از دوران است. سنگهای این دوره از سه نوع رخساره به ترتیب زیر تشکیل گردیده است:


  • کوپر: قسمت فوقانی است که شامل مارنهای گچ و نمکدار رنگین میباشد.

  • موشل کالک: بخش میانی که از آهک فسیلدار تشکیل شده است.

  • بونت ساندشتین: بخش زیرین است که متشکل از ماسه سنگ قرمز و در راس آن 70 متر ماسه سنگ گلی رنگ با فسیل گیاهی ولتزیا می‌باشد.

حدود دوره تریاس آب و هوا

حد زیرین

حد زیرین آن با فاز تکتونیکی پالاتین مطابقت داشته است. فازی که معرف آخرین حرکات و جنبشهای مربوط به فاز اصلی هرسی نین است. و در اروپای مرکزی و شرقی گسترش داشته و با از بین رفتن بسیاری از موجودات پالئوزوئیک و ظهور موجودات دیگر در مزوزوئیک همراه است.
تصویر

حد بالایی

بین تریاس و ژوراسیک اشکوب رتین (Rhaetian) قرار دارد که سابقا آن را جزء لیاس (ژوراسیک زیرین) میدانستند و در پارهای موارد نیز بین تریاس و لیاس در نظر میگرفتند، ولی فعلا آن را متعلق به تریاس پایانی میدانند. حد بین تریاس و ژوراسیک از نظر بیوستراتی گرافی چندان مشخص نبوده ، ولی شواهد پالئوزو اکولوژی و تغییرات شرایط آب و هوایی در این زمان میتواند این دو دوره را از هم جدا کند.

مثلا در تمامی محیط کناره خشکی آلپ و اروپای غربی ، شرایط آب و هوایی اواخر تریاس موجب تشکیل حوضه‌ها و رسوبات مردابی و تبخیری گردیده و تغییرات شدید شوری آب و بطور کلی تغییرات شرایط شیمیایی آب سبب از بین رفتن پارهای از موجودات شده است.

تقسیمات دوره تریاس

رخسارههای دوره تریاس از دو منشأ می‌باشند: یکی رخسارههای مردابی و قاره‌ای (تریاس آلمان) و دیگری رخسارههای دریایی (تریاس آلپ). تقسیمات تریاس آلمان قدیمیتر بوده و شامل سه گروه رخساره به نام بونت ساندیشتین یا ماسه سنگهای قهوه‌ای ، موشل کالک آهک صدفدار و کوپر یا مارنهای رنگین است.

بونت ساندشتین

واحد لیتولوژی بونت ساندشتین با اشکوب ورفنین (Werfenian) انطباق داشته که نام آن از ناحیه ورفن واقع در 40 کیلومتری جنوب - جنوب شرقی سالسبورگ در اتریش گرفته شده است. این اشکوب معادل اشکوب سکیتین (Scythian) است که نامش از سرزمین سکیت در شمال کریمه مشتق شده است.

موشل کالک

آهکهای صدفدار یا مرشل کالک ، معادل اشکوب ویرگلورین (Virglorian) است که شامل آهکهای گردنه ویرگلوریا در اتریش و یا اشکوب آنیزین (Anisian) یعنی آهکهای ناحیه تیرل (Tyrol) اتریش و سرانجام اشکوب لادینین (Ladinian) که در ناحیه لادین سوئیس شرقی بین ایتالیا و اتریش مطالعه شده است.

کوپر

مارنهای کوپر معادل اشکوبهای کارنین (Carnian) یعنی دولومیت ، مارن و آهک در ناحیه تیپ یعنی آلپ و همچنین اشکوبهای نورین (Norian) شامل آهک و دولومیت آلپ در جنوب سالسبورگ اتریش و بالاخره اشکوب رتین است که اولین بار در سال 1861 توسط یک زمین شناس انگلیسی به نام مور (Moore) بکار برده شده است.

فسیلهای گیاهی تریاس

جلبکهای سبز که خصوصا در دریاهای گرم و کم عمق مانند دریای مزوژه فراوان بودهاند. از انواع این جلبکها میتوان دیپلوپورا و ژیروپورلا را نام برد که دارای تال (Thalle) آغشته به آهک بودهاند. از درختان بزرگ که امروزه تند سیلیسی شده آنها در نواحی هند و آفریقای جنوبی پیدا شده میتوان آروکاریاس را نام برد، که در برش عرضی دارای دوایر متحدالمرکز نشانه مراحل رشد می‌باشد.

فسیلهای جانوری

  • فرامینفرها به علت تغییرات شرایط محیط دریایی دو خانواده مهم از فرامنیزهای پالئوزوئیک چون فوزولینیده و آندوتیروتیریده در تریاس از بین رفته و منحصرا خانواده لاژنیده ظاهر و اهمیت پیدا میکند.

  • کنودونتها: کنودونتها بیش از فرامننفرها در تریاس اهمیت چینه شناسی داشته و از میکرو فسیلهای شاخص این دوره به شمار میروند، به عنوان مثال جنس Gondolella در مرشل کالک اروپا از کنودونتهای شاخص است.

  • مرجانهای شش تیغه: با از بین رفتن مرجانهای چهار تیغهای و بسیاری از تابولاتا در پرمین بالایی ، مرجانهای شش تیغهای تریاس میانی فراوان شده و تشکیل ریفهای دولومیتی را میدهند.

  • دوکفهایها و شکم پایان: برخی از آنها از بهترین فسیلهای شاخص تریاس به شمار می‌روند. مثل جنس Myophora که در موشل کالک معروف است.

تصویر

  • پابرسران: شامل آمونیتها با خط درزهای متشکل از فرو رفتگی و برجستگی سینوسی شکل در رخسارههای آلپی است.

  • بازوپایان: در محیطهای لیتورال نسبتا فراوان بوده و گروههای رنکونلید و ترابراتولید معروفند.

آب و هوای تریاس

تغییرات آب و هوایی در تریاس معلول حرکت و مهاجرت قطبین و در نتیجه جابجایی خط استوا بطرف جنوب است که موجب تشکیل مقدار متنابهی رخسارههای تخریبی میگردد. در اروپای میانی ، آب و هوای استوایی کربنیفر در پرمو - تریاس تبدیل به یک آب و هوای گرم با فصول متناوب می‌گردد. چنین آب و هوایی موجب تخریب گرانیت (وگنیسهای هرسینین گردیده و تودههای عظیمی از کنگلومرا ماسه سنگ و سیاتستون در پای کوهها تشکیل میشود که با رنگ قرمز جلب نظر مینمایند. درجه حرارت دریاهای آن زمان از نسبت ایزوتوپهای 16O به 18O محاسبه شده ، در حدود 25 درجه بوده است؛ یعنی شرایط مطلوبی که برای رشد جلبکهای آهکی و مرجانها می‌توان در دریاهای نواحی آلپ در نظر گرفت.

جغرافیای دیرینه تریاس

بطور خلاصه آغاز تقسیمات خشکی گندوانا به همراه ولکانیسم شدید ، بحران و تغییرات آب و هوایی ، مهاجرت قطبین به طرف جنوب ، گرم شدن عمومی هوا و وسعت زون تبخیری از پدیدههای پالئوژئوگرافی تریاس به شمار می‌روند.

انتشار خشکیها و دریاها در تریاس

خشکی بزرگ پانگهآور تریاس به خشکیهای لوراسیا و گندوانا تقسیم گردیده است و در بخشهای میانی آن دریای مزوژه و دریاهایی چون دریای استرالیا و دریای گندوانایی وجود داشته است.

اشتقاق قارهها و لکانیسم و کوهزایی در تریاس

از تریاس میانی به بعد قاره استرالیا - آنتراکتیک و هند از قاره آفریقا جدا می‌شود. در تریاس بالایی نوبت جدایش ماداگاسکار است، در حالی که شکاف وسیعی از تیپ دره ریختی حاکی از باز شدگی اقیانوس اطلس از زمان ژوراسیک که موجب تظاهر ولکانیسم بازالتی و آندریتی می‌شود که از درون این شکاف عظیم خارج گردیده است. با آنکه در مزوژه کوهزایی شدید وجود نداشته است، ولی قلمرو و نواحی آلپی شروع به حرکت نموده و چندین دگرشیبی کوچک در آلپ شرقی پدیدار می‌گردد.

ارتفاعات کارپات و بالکان به همراه چین خوردگیهای زیردریایی و برشهای بین تشکیلاتی از آثار این حرکات است. این تکتونیک همزمان با رسوبگذاری در آنیزین پایانی با ولکانیسم توفی و سینریتی مشخص می‌شود. در حد تریاس - ژوراسیک ، یک دگرشیبی مشخص در حاشیه نواحی جنوبی و شرقی آسیا مشاهده می‌شود (کوهزایی سیمرین).
+ نوشته شده توسط احمد حیدری در چهارشنبه بیست و پنجم مهر 1386 و ساعت 0:10 |

دوره ژوراسیک



ژوراسیک اولین بار در سال 1795 توسط آ. دو هومبولت (A. de Humboldt) تحت عنوان زمینهای ژورا در حد پرمین و ماسه سنگهای تریاس مشخص گردیده ، ولی بعدا یک زمین شناس فرانسوی به نام آ. بوئه (A. Boue) سیستم ژوراسیک را تعریف نمود.

کلیات

سیستم ژوراسیک از زمین شناسی تاریخی مهمی داشته ، مطالعات با ارزش از نظر چینه شناسی و بخصوص بیوسترایتگرافی در این دوره انجام گرفته است. و. اسمیت(W. Smith) از سال 1759 تا 1839 از زمینهای ژوراسیک تقسیمات چینه شناسی فسیلهای شاخص را ثابت کرده است. دو بوش (Lide Buch) از سال 1774 تا 1854 و پونشترت (Puenestedt) از سال 1809 تا 1899 دوره ژوراسیک را به ترتیب به دو قسمت ژوراسیک سیاه و ژوراسیک سفید هر یک را با حروف یونانی به بخشهای کوچکتری تقسیم کردهاند که این تقسمات هنوز در آلمان بکار برده می‌شود. طول دوره ژوراسیک 60 میلیون سال است.
تصویر

تقسیمات کرونوستراتیگرافی ژوراسیک

اپل از سال 1831 تا 1865 بیوزون را ثابت نمود و 33 زون آمونیت در ژوراسیک تشخیص داد که هنوز قابل قبول است. اپل ژوراسیک را به سه زیر سیستم تقسیم نمود و به نامهای لیاس ، دوگر و مالم نامید. لیاس یا ژوراسیک زیرین مطابق با ژورای سیاه است. ژوراسیک میانی یا دوگر که ژورای قهوهای را شامل میشود و ژوراسیک بالایی یا مالم با ژورای سفید مطابقت دارد. هر یک از این سیستمها به اشکوبهایی زیر تقسیم می‌شود که شرح مقاطع و محلهای تیپ آنها عبارتست از:

ژوراسیک زیرین یا لیاس

  • اشکوب هتانژین (Hettangian): نام آن از ناحیه هستانژ واقع در موزل فرانسه گرفته شده است.

  • اشکوب سیمنورین (Sinemurian): توسط دوربینی در سال 1850 از ناحیه سمور (Semur) واقع در کت دور (Cote dor) فرانسه شده است.

  • اشکوب پلی اکنسباکین (pliensbachian): در ناحیه پلی اکسباک آلمان توسط اوپل در سال 1858 ابرین نام خوانده شده است.

  • اشکوب توآرسین (Toarcian): ناحیه اصلی رسوبات آن در توآر (Thouors) واقع در دو سور (Deux - sevres) فرانسه در سال 1850 توسط بینی نامگذاری شده است.

ژوراسیک میانی یا دورگر

  • اشکوب با ژوسین (Bajocian): نام آن از ناحیه باژو در فرانسه گرفته شده است و رخساره آن شامل سنگ آهک 11 لیتی و ماسه سنگ آهنی است.

  • اشکوب باتونین (Bathonian): نام آن از ناحیه بان در مضرب لندن گرفته شده است و شامل آهک 11 لیتی رس و ماسه سنگ است.

  • اشکوب کالووین (Callovion): رسوبات آن در ناحیه کلاویز (Kellaways) جنوب غرب انگلستان به صورت آهک ماسهای بوده و نام آن توسط اسمیت در سال 1813 از این محل گرفته شده است.

ژوراسیک بالایی یا مالم

  • اشکوب آکسفوردین (Oxfordian): رسوبات آن از زمانهای سیاه سنگ رنگ تشکیل شده است و محل اصلی آن در آکسفورد واقع در شمال لندن میباشد.

  • اشکوب کیمرجین: نام آن از کیمریج (kimmeridge) واقع در جزیره پوربک (Purbeck) گرفته شده و رسوبات آن شامل مارن و کمی ماسه سنگ است.

  • اشکوب پرتلاندین (porthladian): نام آن از منطقه پرتلاند در جنوب انگلستان گرفته شده است و شامل آهک 11 لیتی ماسه‌ای است.

  • اشکوب پوربکین (Purbeckian): شامل رسوبات کولابی مارنی - آهکی و ژیپس است. نام این اشکوب از جزیره پوربک در انگلستان توسط اسمیت و وبستر مشتق شده است.
تصویر

فسیل شناسی ژوراسیک

در ژوراسیک پرندگان ظهور مینمایند و بهترین مثال آن پرنده معروف آرکئوپتریکس (Archeopteryx) است که حد واسط پرنده و خزنده بوده ، در اشکوب پرتلاندین در ناحیه سلمن هوفمن واقع در باواریای آلمان کشف شده است. بدین ترتیب تمام گروههای جانوری در مهره داران در ژوراسیک وجود داشته است. از نظر فسیل شناسی مهمترین گروههای فسیلی عبارتند از:


  • آمونیت: از مارکوفسیلهای مهم ژوراسیک به شمار میرود.

  • رادیومرها و روزنه داران: از فسیلهای تک یاختگان رادیولرها و روزنه داران در این دوره مشاهده شده است. بعضی از رسوبات سیلیسی ژوراسیک ایتالیا که از اسکلت سیلیسی رادیومرها تشکیل گردیدهاند و به نام رادیولاریت نامیده می‌شود، در ایران در کرتاسه بالایی گسترش می‌یابد. از روزنه داران شاخص دوره لیاس جنس اربی توپسلا (orbitopsclla) است که در سازند لیاس جنوب ایران مشاهده شده است.

پالئو ژئوگرافی ژوراسیک

در مقیاس جهانی ، پالئو ژئوگرافی ژوراسیک فرق چندانی با دوره تریاس ندارد. خشکی گندوانا شامل آمریکای جنوبی پرفریقات در حالیکه آتلانتیک جنوبی هنوز وجود ندارد، ولی ماداسگار ، هند و استرالیا از هم جدا است. قاره شمال آتلانتیک و خشکی آنگارا یکی می‌باشد. پیشرویهای کنار قارهای دریاها بخصوص در اروپا توسعه دارد که کم و بیش باعث جدا شدن آنگارا در ژوراسیک بالایی میگردد. استنشاق قارهها که از اواخر تریاس شروع شده ، از ژوراسیک نیز ادامه پیدا کرده و منجر به تقسیم شدن خشکی گندوانا شده است.

در این دوره عمق اقیانوسها فزونی یافته و با ایجاد ریفتها (به علت فاز کششی) گدازههای عظیم ایولیتی گسترش پیدا کرده است. در مقایسه با وضع پالئو گرافی تریاس ، در ژوراسیک خشکی هند بیش از پیش رو به شمال حرکت نموده و باعث عریض شدن اقیانوس هند می‌گردد. کانال موزامبیک در دوره لیاس باز می‌شود. اقیانوس اطلس شمالی نیز اندکی شروع به ظاهر شدن می‌نماید. اقیانوس اطلس جنوبی به صورت دریای باریکی (ریفت) بین خشکی آفریقای جنوبی و آمریکای جنوبی قرار دارد. سرانجام استرالیا هنوز از خشکی آنتاراکتیک جدا نشده است.
+ نوشته شده توسط احمد حیدری در چهارشنبه بیست و پنجم مهر 1386 و ساعت 0:3 |

دوره  پرمین

 


نام پرمین برای اولین بار به رسوبات دریایی مربوط به اواخر دوران پالئوزوئیک ناحیه پرم واقع در شرق روسیه اطلاق گردیده است.

مشخصات دوره پرمین

طول عمر دوره از 250 تا 290 میلیون سال قبل بوده است. گذر زیرین دوره پرمین با فسیلهای شواژرنیا یا دوکفه‌ای پالئودونتا و گذر فوقانی آن با براکیوپودهای پرودوکتیده و فسیل آمونوئیدها مشخص می‌گردد. در بعضی نقاط دنیا مثل جلفای ارس (مرز ایران و روسیه) گذر بین رسوبات پرمین و تریاس مشخص نیست و مجموعه این رسوبات به پرموتریاس معروفند. بطور کلی دو نوع رخساره مهم در دوره پرمین را می‌توان تشخیص داد، یکی رخساره دریایی و دیگری رخساره مردابی و خشکی.

رخساره مردابی و خشکی پرمین

در دوره پرمین ته ‌نشینهای مردابی و خشکی در بسیاری از نواحی دنیا مثل انگلستان و آمریکای شمالی مشاهده شده است. رخساره‌های مردابی و خشکی این دوره اغلب از ته نشستهای ماسه سنگ قرمز و شیست مارنهای قرمز رنگ تشکیل شده است. بدین جهت زمین شناسان انگلیس این رخساره را به نام ماسه سنگ قرمز جدید نامیده‌اند. زمین شناسان آمریکایی رخساره مردابی پرمین را به نام طبقات قرمز می‌نامند. اغلب در میان رسوبات گل رسی ته نشینهای تبخیری از قبیل: نمک ، کارنالیت ، ایندریت کیه زیت (سولفات دو منیزی) و گچ نیز یافت می‌شود.

رخساره دریایی پرمین

مهمترین ته نشینهایی که در دریاهای پرمین بر جای مانده‌اند عبارتند از: از ماسه سنگ ، آهک و دولومیت.

تقسیمات دوره پرمین

پرمین زیرین

پرمین زیرین دارای سه اشکوب می‌باشد که به ترتیب عبارتند از: اشکوب آسلین (Asselia) ، ساکمارین (Sakmarian) و آرتینسکین (Artinskian) ، نام اشکوب آرتینکسین از ناحیه آرتینسیک واقع در اورال روسیه مشتق شده و رخساره‌اش ماسه سنگ و آهک می‌باشد.
تصویر

پرمین بالایی

پرمین بالایی شامل اشکوبهای گودالوپین و پامیرین می‌باشد.


  • اشکوب گوادالوپین (Guadalupian): نام آن از گوادالوپ ایلت تگزاس گرفته شده است، این اشکوب معادل اشکوب مرغابین (Murgabian) می‌باشد.

  • اشکوب پیامیرین (Pamirian): نام آن از پامیر چین گرفته شده است. این اشکوب معادل اشکوب جلفین است که اولین بار در جلفای شوروی (کنار رودخانه ارس در مرز ایران) نامگذاری شده است.

گیاهان دوره پرمین

بیشتر گیاهانی که در دوره پرمین دیده می‌شود در دوره کربنیفر نیز شناخته شده‌اند. مهمترین جنبه‌ایی که در این دوره یافت شده‌اند عبارتند از: گلوسوپتریس که مشخص دوره پرمین و تریا خشکی گندوانا می‌باشد. فسیل این گیاه در شمال روسیه ما بین پرمین زیرین و پرمین فوقانی نیز شناخته شده است. گانگاموپتریس که اختلاف آن با گلوموپتریس در این است که برگها عاری از رگ برگ وسط می‌باشند. این جنس نیز مشخص خشکی گنوانا است.

جانوران دوره پرمین

در میان روزبزان جنس فوزودلنیا که در کربنیفر دیده شده ، در ته نشینهای دوره پرمین نیز شناخته شده است. تریلوبیتها تقریبا از بین رفته‌اند. از بازوپایان که در پرمین شناخته شده‌اند می‌توان گونه‌هایی از پروکتوس و اسپریفر را نام برد. از نرمتنان دو کفه‌ایها و شکم پایان و آمونوئیدها در ته نشستهای دوره پرمین به حالت فسیل شناخته شده‌اند. بخصوص گروه آمونوئیدها دارای گونه‌های مشخص می‌باشند.

در پرمین آثاری از خزندگان مشهود است. از دوزیستان استگوسفالها با جثه بزرگ و دست و پای کوچک در روی رسوبات رودخانه‌ای زندگی می‌کرده‌اند. بطور کلی مهره داران پرمین با دوره کربنیفر اختلاف زیادی نداشته‌اند. با این وصف پیدایش خزندگان ترومورف که پستانداران اولیه شباهت داشته‌اند را می‌توان یکی از صفات مشخص دیرینه شناسی این دوره به شمار آورد.
تصویر

جغرافیای دیرینه پرمین

با توجه بوجود حرکات مهم کوهزایی در کربنیفر ، به نظر می‌رسد که در کربنیفر پایانی قاره‌ها و خشکیها توسعه پیدا نموده و مناطق وسیعی از مردابها و برکه‌های ساحلی یا بین قاره‌ای (حوضه‌های دریاچه‌ای) تشکیل گردیده و در آنها گیاهان زغالی رشد و نمو زیادی داشته‌اند. در پرمین ، در قاره‌های فوق الذکر شرایط آب و هوایی خشکتری حاکم گردیده و بالا آمدن آب دریا محدود و محلی بوده است. دریای آرتینکسین ، آسیای جنوب شرقی ، کناره شرقی گمداونا و بخش غربی قاره آمریکا را می‌پوشانده است.

یکی از شرایط مهم تکامل پالئو ژئوگرافی در پرمین و بطور کلی پالئوزئیک پایانی ، تشکیل رشته کوههای اورال است که موجب اتصال قاره‌ای اطلس شمالی و سیبری گردیده است. در این حال دریای آرکتیک به طرف شمال اروپا رانده شده است. این دریا بعدا در حالیکه پسروی نموده از خود رسوبات مردابی و تبخیری بر جای گذاشته است. یکی از مشخصات برجسته دوره پرمین وجود و توسعه یخچالها در نقاط مختلف بوده بطور کلی در تمام ممالکی در نیمکره جنوبی واقع شده‌اند، بعد از کربنیفر یخچالها توسعه زیادی داشته‌اند. این یخچالها منحصر به نقاط کوهستانی نبوده بلکه زمینهای وسیعی را اشغال می‌نمودند.

 

+ نوشته شده توسط احمد حیدری در سه شنبه بیست و چهارم مهر 1386 و ساعت 23:57 |

دوره کرتاسه


 


نام کرتاسه که اولین بار توسط امالیوس دالوا (Omalius Dhalloy) در سال 1822 بکار رفته و از رسوبات کربناته گل سفید (Craie=Chalk) اروپای شمالی گرفته شده است. کرتاسه با 70 میلیون سال طول عمرطولانیترین سیستم دوران نروزوئیک به شمار می‌رود.

تقسیمات کرتاسه

دوره کرتاسه دارای دو زیر سیستم کرتاسه زیرین و کرتاسه بالایی است که هر کدام از این زیر سیستمها نیز به بخشهای کوچکتری تقسیم می‌شوند. که در زیر به شرح مشخصات آنها می‌پردازیم.
تصویر

کرتاسه زیرین

اشکوبهای کرتاسه زیرین به ترتیب از قدیم به جدید شامل والانژینین ، هوتریون ، بارمین ، آپسین و آلبین می‌باشد که مجموع اشکوبهای والانژینین و هوتریون را نئوکومین می‌نامند.


  • اشکوب والانژینین (Valanginian): اولین بار در سال 1852 توسط دزور (Desor) به سری طبقات ناحیه نوشاتل در سوئیس اطلاق گردیده است. رسوبات این اشکوب بیشتر آهک و آهک مارنی می‌باشد.

  • اشکوب هوتریون (Hauterivian): که توسط رنوبه در سال 1873 در سوئیس به آهکهای زرد رنگ در ناحیه نوشاتل و مارنهای هوتریو نسبت داده شده است.

  • اشکوب بارمین (Barremian): کوکاند (Coquand) در سال 1882 این اشکوب را در کوههای آلپ نامگذاری نمود. رسوبات این اشکوب اغلب آهکی است.

  • اشکوب آپسین (Aptian): این اشکوب در سال 1840 توسط دربینی (Dorbigny) در ناحیه آپت (Apt) در فرانسه نامگذاری شده و بیشتر آهک و مارن است.

  • اشکوب آلبین (Albian): در سال 1842 توسط دربینی در ناحیه اوب یا آلبا (Alba) در فرانسه نامگذاری شده است. بیشتر رسوبات این اشکوب در مقطع اصلی آن مارنهای گوناگون ، ماسه‌های گلوکونی دارد و ماسه سنگهای سبز رنگ می‌باشد.

کرتاسه بالایی

اشکوبهای کرتاسه بالایی به ترتیب از قدیم به جدید عبارتند از سنومانین ، تورونین ، ستونین می‌باشد. یکی از مهمترین اشکوبهای کرتاسه بالایی سنومین می‌باشد. این اشکوب اولین بار توسط دربینی در سال 1840 مطالعه شده است. اشکوب سنونین بعدا توسط زمین شناسان تقسیم بندیهای کوچکتری پیدا کرده و زونهای مشخصی در آن ایجاد گردیده است.


  • اشکوب سنومانین (cenomanaian): این اشکوب در ناحیه مان یا سنومانوم و سارت فرانسه توسط دربینی نامگذاری شده است که شامل ماسه‌های سبز رنگ حاوی اربیتولینا کنکاوا (Orbitolina concave) می‌باشد.

  • اشکوب تورونین (Turonian): نامش از ناحیه تورن در حوضه پاریس شرقی گرفته شده و توسط دربینی در سال 1842 مطالعه شده است. مقطع اصلی آن شامل گل سفیدهای تونی ، گلوکونی و کلریت‌دار و گل سفیدهای بریوزوآدار می‌باشد.

  • اشکوب سنونیم: نام آن که از ناحیه سنونه واقع در جنوب پاریس شامل رسوبات کربناته گل سفید می‌باشد. رسوبات گل سفید مربوط به رسوبات دریای شمال بوده ، در دریای مزوژه اشکوبهای کیناسین ، سانتونین و کامپانین با دارا بودن رخساره‌های مخصوص به خود می‌باشد. اشکوب ماستریشتین در ماستریشت هلند توسط دومون نامگذاری شده است که متشکل از رسوبات گل سفید گلوکونی و ماسه‌دار می‌باشد.

فسیل شناسی کرتاسه

گیاهان آنژیوسپرم در کرتاسه زیرین ظاهر می‌گردد (این گیاهان در گروئنلنر و پرتغال بخوبی شناخته شده است) بنابراین تمام گروههای گیاهی از این دوره به بعد وجود دارد. از مهره داران ، خزندگان بزرگ در اشکوب ماستریشتین از بین می‌رود. از بی‌مهرگان آنونیتها در اشکوب دانین (اشکوبی که بعضی از زمین شناسان متعلق به کرتاسه بالایی می‌دانند و پس از ماستریشتین قرار دارد) و رویستها در اواخر اشکوب ماستروشتین ناپدید می‌گردد.

بالاخره مهمترین میکرو فسیلهایی که در اواخر ماستریشتین از بین می‌روند، گلوبوترونکاناها و اربیدتوئیدس است. اربی تولیناها بیشتر متعلق به کرتاسه زیرین بوده ، از اشکوب آپسین تا اشکوب سنومانین از کرتاسه بالایی دیده می‌شود. گروههای مهم جانوری که در کرتاسه وجود داشته است شامل موارد زیر می‌باشند.


  • آمونیتها: آمونیتها که معرف رونهای مختلف در چینه شناسی کرتاسه بوده تکامل آنها در این دوره قابل اهمیت می‌باشد.

تصویر

  • بلمنیتها: بلمنیتها خصوصا از کرتاسه بالایی رل مهمی در بیوتراتیگرافی اشکوب سنونین دارد.

  • رودلیتها: رودلیتها که در محیطهای ساب ریفی مشاهده می‌گردد. بطور کلی به دو دسته تقسیم می‌شوند. رودلیت‌های کرتاسه بالایی که از یک کپه مسطح و یک کپه مستقیم است، مثل هیپوریتید و رودلیتهای کرتاسه زیرین که از یک کپه مسطح و یک کپه پیچیده تشکیل شده است، مثل توکازیا.

  • خارداران: مخصوصا انواع غیر منظم در کرتاسه وجود داشته و شامل توگزاستر در کرتاسه زیرین و میکراستر در کرتاسه بالایی می‌باشد.

  • میکروفسیلها: از میکروفسیلهای شاخص کرتاسه می‌توان به کالیپونلاها ، اربی تولینها ، پرآلوئولین ، گلوبوترونکائیدها و اربی توئیدس نام برد.

پالئوژنوگرافی کرتاسه

بطور کلی در تمامی طول مدت کرتاسه در خشکیهای کره زمین دو قسمت قابل تمییز است؛ بخش خشکیهای شمالی و مجموعه خشکیهای جنوبی. خشکی یکپارچه شمالی در نیمکره شمالی قرار داشته و از خشکیهای نیمکره جنوبی بواسطه اقیانوس اطلس اولیه و دریای تتیس جدا می‌شده است. در کرتاسه زیرین اقیانوس اطلس جنوبی کاملا باز شده ولی اقیانوس اطلس شمالی نهایتا از کرتاسه بالایی کامل می‌گردد.

خشکی هند به حرکت خود به سمت شمال ادامه می‌دهد و در این دوره با خروج گدازه‌های وسیع بازالتی در ناحیه دکن مشخص است. حرکت خشکی عند تامیوسن ادامه یافته و به آسیای جنوبی می‌چسبد. کانال موزامبیک که در لیاس کمی باز شده بوده است، تا اواخر ژوراسیک باریک باقی ماند، ولی در کرتاسه عریضتر می‌شود. در اواخر کرتاسه ، استرالیا که هنوز با تاسمانی و زلاندنو یکی بوده از 80 میلیون سال قبل به این طرف از خشکی جنوبی آنتراکتیک جدا می‌شود.

دو کمربند کوه زایی در کرتاسه وجود داشته که یکی کمربند کنار اقیانوس آرام و دیگری کمربند مزوژه است. کمربند کناره اقیانوس آرام مربوط به حرکات کوهزایی اواخر ژوارلیک است در صورتی که کمربند مزوژه در اثر حرکات کوهزایی اواخر کرتاسه زیرین (فاز اولترین) و اوخر کرتاسه بالایی (فاز لارامید) بوجود آمده است.

برگرفته از سایتhttp://www.daneshnameh.ir/mavara/mavara-index.php?page=%d8%af%d9%88%d8%b1%d9%87+%da%a9%d8%b1%d8%aa%d8%a7%d8%b3%d9%87&PHPSESSID=9b45815f2caa45bc9683d1f3ea1db26d&SSOReturnPage=Check&Rand=0

+ نوشته شده توسط احمد حیدری در سه شنبه بیست و چهارم مهر 1386 و ساعت 23:52 |
ميكروپالئونتولوزى شاخه اى از ديرينه شناسى است كه در حقيقيت ازآثار و بقاياي ميكروسكوپي موجوداست گذشته زمين از قبيل ،ساختمان صدف ،محيط زيست وارتباطات ژنتيكي و انتشارآنها در زمان ومكان هاي مختلف صحبت مي كند .مطالعه ي ميكرو فسيل ها نياز به روش هاي مخصوص جهت نمونه برداري و جمع آوري آنان دارد نسبت فراواني آنها در نمونه سنگ ،همچنين چگونگي انتشار نوع محيط ذيستي واندازه صدف ميكروفسيل ها مي تواند رخدادها وحوادث زمين شناسي را مشخص نمايد·

روزنه داران (فرامينيفرها foraminifera )

- تاريخچه مطالعاتي

آلسيد دربيتي (alcid dorbigny) پالئونتولوژيست فرانسوي و يكي از بنيان گذاران ميكروپالئونتولوژي در سال1826ميلادي همراه با سفالوپودا تحت نام فرامينيفرا موجودات بسيار كوچك را معرفي مي نمايد كه صدف آنها از حجرات متوالي تشكيل گرديده اين حجرات توسط روزنه ها وحفراتي (فورامن foramens) به يكديگر ارتباط دارند ·از نظر اين دانشمند فرامينيفرا نذديك به نوتيل ها و آمونيت ها ي ببا صدف سيفن دار بوده وداري حجرات متعدد به هم چسبيده و سيفن ها ي كوتاه بين حجرات هستند· امروزه نظر به اينكه فرامينيفر ها همانند آميب ها داراي پاهاي كاذب (pseudopods) مي باشند آنها را جزو شاخه ريزوپودا (rhizopoda) قرار مي دهند ضمناً فرامينيفرها همچنين داراي صدف داخلي يا صدف مينراليزه انترااكتو پلاسميك هستند كه فسيليزه شده وبه طور فراوان در نمونه هاي رسوبي پس از شستشوي رسوبات و همچنين در مقاطع نازك سنگهاي رسوبي مشاهده ميشوند·

رده بندي و موقعيت فرامينيفرها در دنياي موجودات زنده :

سلسله پروتيستا (موجورات تك سلولي اتوتروف و هتروتروف)

Kingdom:protista

زير سلسله پروتوزوآ(موجودات تك سلولي تقريبا هتروتوف )

Subkimgdom:protozoa

Phylum: phizopoda

شاخه ريزوپودا

Class: foraminiferida

رده فرامينيفريدا

1- order : allogromiida

راسته آلوگراميئيدا

2-order : textularida

راسته تكستولاريدا

3- order : fusulinida

راسته فوزولينيدا

4- order : miliolinida (porcellanea)

راسته مياليوليدا

5-order:alveolindia

راسته آلوئولينيدا

6-order:rotaliida

راسته دوتاليئدا

فرامينفرا موجودات تك سلولي دريايي هستند كه صدف آنه يك يا چند حجره اي مي باشد صدف آنها ممكن است تركيب زير تشكيل شده باشد :

تكتين (tectin) ؛ ماده شاخي آلي كه قبلا كينين ناميده مي شده

ذرات خارجي آگلوتين شده

كربنات كلسيم (caco3) در شكل هيالين (نيمه شفاف شيشه اي ) به صورت مخفي بلور cryptocrystalline)) مانند پورسلان يا گرانولها و دانه هاي آهكي.

پرتوپلاسم در داخل صدف متمركز شده است و منافذ ديواره صدف محل عبور ضمائم پورتوپلاسمي (پاهاي كاذب = pseudo pods ) مي باشد (ريز پودا) در صدف هاي چند حجره اي (پلي تالاموس) حجرات به وسيله پرده هاي به نام سپتا (septa) از يكديگر جدا مي شوند. محل اتصال بين سپتاها و ديواره هاي صدف معمولا قابل تشخيص است و خط درز (suture line) ناميده مي شود. حجره ابتداي را حجره بيني يا پورلوكوس (poroloculus) مي نامند.

توليد مثل در فراميني فرها.

توليد مثل به صورت يك تناوب منظم بين يك نسل كه بطور جنسي توليد شده و يك نسل ديگر كه به طور غير جنسي توليد گرديده اتفاق مي افتاد(نل دي مورفيس) بر خلاف ميكروسفوريك (فرمهاي B) كه بطور جنسي تكثير يافته اند. فرمهاي مگالوسفريك (فرمهاي A) به طور غير جنسي آمده اند و غالبا حجره بيني بزرگتري دارند.

در فراميني فرهاي جديد نسبت تعداد ميكروسفريك ها و مگالوسفريك هاي يك گونه بين يك به دو و يك به سه بيشتر است در اختلاف اندازه بين دو نسل بخصوص در فراميني فرها بزرگ مشخص مي شود بنابراين ممكن فراميني فرها را به اشكال كوچك وبزرگ تقسيم كنند.

بر مبناي تركيب صدف مهمترين گروه ها عبارتند از:

1- فراميني فرها با صدف آلگوتينه

2- فراميني فرها با صدف گرانول آهكي

3- فراميني فرها با صدف بدون منفذ آهكي (پورسلانوز)

4- فراميني فرها با صدف منفذ دار و آهكي (هيالين)

بوم شناسي و اكولوژي (Ecology)فراميني فرها

فرامينفر ها غالبا موجوداتي درياي ، كف زي و يا داراي حركت هستند .

گونه هاي كمي از آنها پلانكتونيك بوده ولي به تعداد زياد ياف مي شوند .

موجوداتي همه چيز خوارند و از باكتريهاي كوچك ، جلبك ها ، آغازيان و در بعضي موارد از اجزاي آلي تغذيه مي نمايند. بعضي از فرامينفر ها ي محيط هاي ريفي مانند elpidium از جلبكهاي endosmiotic استفاده مي كنند همانگونه كه مرجان هاي هرماتپيك اين عمل را انجام مي دهند .

فسيل فزرامينفر هاي بزرگ احتمالا ازاين طريق داراي اندازه هاي بزرگ شده اند . يعني از جلبك هاي endosymbiotic كه مواد غذايي را از راه فتوسنتز بدست مي آورند و ماكزيمم رسوب كربنات كلسيم را از طريق افزايش ميزان دي اكسيد كربن سبب ميشوند بهره مند شوند.

چينه هاي سيلتي و گلي با محتويات غني از خرده هاي آلي محل مناسبي براي اجتماع فرامينفرهاي بزرگ مي باشند .

بعضي از فرامينفر ها چيز هاي سخت را ترجيح ميدهند .برخي از فسيل هاي آنها معرف ميزان شوري و به ويژه درجه حرارت آب هستند جنسهاي آب سرد معمولاً صدف آگلوتينه داشته در حالي كه جنسهاي آب گرم اغلب صدف آهكي دارند انداذه ي صدف نيز ممكن است بستگي به ميزان درجه حرارت آب داشته باشد بنابراين فرامينيفرهاي با صدف آگلوتينه در آبهاي سرد بزرگتر از انواع موجود در آبهاي سرد بزرگتر از انواع موجود در آبهاي گرم هستند عكس اين موضوع در مورد فرامينيفرهاي با صدف آهكي صدق ميكند نسبت فرامينيفرهاي پلانكتونيك به بنتيك درآبهاي عميق 9به 1 و در حاشيه سكوهاي قارهاي مشابه و در حاشيه ساحلي كمتر مي باشد .فرامينيفرهااز كامبرين وجود داشته اند اما به خصوص از كرتاسه به بالا فراوانتر شده اند به دليل اهميت فرا وان آنها در بيو استرا تيگرافي ميكرو فسيلهاي مهمي در تحقيقات ميكرو پالئونتولوژي خصوصاًدر چينه شناسي زير زميني(subsurface stratigraphy)

- شكل كلي وچگونگي ترتيب قرار گرفتن حجرات در صدف فرامينيفرها

صدف تك حجرهاي (unilocular)ساده ترين صدفي است كه ممكن است كروي يا لوله اي شكل باشد ولي اغلب ممكن است صدف چند حجرهاي باشد كه ميزان رشد صدف به وسيله خطوط رشد (suture) روي صدف مشخص مي شود تعداد حجرات، شكل طرز قرار گرفتن آنها و حالت كلي صدف هاي چند حجره اي (multilocular)بسيار متنوع است :

الف- در صدفهاي مستقيم يا كماني شكل حجرات درامتداد محوري مستقيم يا محوري منحني قرار مي گيرند چنانچه صدف از چند رديف حجره تشكيل شده باشد مي تواند دورديفي يا سه رديفي و سرانجام چند رديفي باشد .

ب- در صدفهاي پيچيده اگر حجرات داراي تقارن دو طرفي باشد صدف را پلانيس پيرال (planispiral) گويند .پيچش رااولوت (evolute) گويند .در حالي كه تمام دورهاي پيچش در جوانب صدف قابل رويت باشد ولي اگر آخرين دور پيچيش دورهاي قبلي پيچش صدف را بپوشاند صدف از نوع اينولوت (involute) است نقطه تجمع خطوط رشد ناف (ombilic) ناميده ميشود .اگر نوع پيچش حلزوني باشد صدف را تروكوئيدال (trochoidal)يا تروكوسپيرال(trochospiral) گويند كه در اين صورت تحدب يا تعقر دو سطح صدف مختلف و تقارن دو طرفي وجود ندارد . يكي از سطوح صدف اسپيرال گفته شده كه اولوت بوده و سطح ديگر اينولوت است كه سطح نافدار يا (ombilical) ناميده ميشود جهت پيچش درهمه افراد يك گونه فرامينيفرا يكسان و ممكن است از چپ به راست يا برعكس باشد .مطالعات نشان داده است كه اين پديده بستگي به تغييرات آب و هوايي دارد در اغلب موارد حجرات پيچيده تك رديفي هستند ولي امكان دارد استثنائاً دو رديفي نيز مشاهده گردند .

ج- صدفهاي حلقوي (ammular)يا دايروي داراي حجراتي هستند كه به حالت حلقه هاي متحد المركزقرار گرفته اند .

د- فرامينيفرهايي چون گروه ميليوليد (miliolids) حالت خاصي از تجمع حجرات را نشان مي دهد كه به آن حالت پلوتونه (pelotonne) گويند . در اين گروه ممكن است حجرات در دو جهت مخالف قرارگيرند مانند biloculina يا در سه جهت مختلف و سرانجام در دايره اي در پنج جهت واقع گردند. فرامينيفرهاي زيادي وجود دارند كه وضع قرار گرفتن حجرات آنها ساده نبوده وممكن است چند مدل مختلف در طرز قرار گرفتن حجرات آنها مشاهده مي شود

ه- صدفهاي اوربي توئيد (orbitoide) كه داراي دو مجموعه حجرات مختلف مي باشند .يكي مجموعه حجرات استوائي (equatorial)كه به صورت دايروي در قسمت استوائي قرار گرفته اند و ديگر مجموعه ي حجرات جانبي (lateral) كه در دو طرف حجرات استوائي واقع شده اند

-دهانه در فرامينيفرها

دهانه موجب ارتباط آخرين حجره صدف با محيط خارج است .دهانه در فرامينيفرها بسيارساده باشد و متنوع و محل قرارگرفتن آنها نيزمختلف است.

دهانه ممكن است كه دراين صورت به اشكال دايره اي، شكاف مانند، حلالي شعاعي يا داندريتي مشاهده مي شود. همچنين دهانه ممكن است اهي در راس و قله لوله اي به نام گردن قرار گرفته ، گاه داراي يك لبه بوده يا سرانجام دندانه دار باشد، دهانه هاي متععد نيز فرامينيفرا وجود داشته و ممكن است و ممكن است در امتداد يك خط به صورت حفرات ريز قرار گيرند و يا امكان دارد بدون نظم در سطح دهانه اي آخرين حجره صدف به طور پراكنده قرار گيرند كه در اين صورت آن را دهانه غربالي گويند. محل قرار گرفتن دهانه ها نيز مختلف بوده، گاهي در قاعده آخرين حجره صدف واقع مي باشند كه آن را دهانه قاعده اي (Basal eperture) گويند. ممكن است دهانه در انتهاي اخرين حجره قرار گيرند كه آن را دهانه پاياني (terminal aperture) نامند. دهانه در امتداد خطوط رشد صدف (suture)نيز ممكن است قرار گيرد. سرانجام دهانه ها مي توانند حاشيه اي (peripheral) باشند. در صدف هاي حلزوني شكل (helichoide) دهانه مياني، نافي يا اسپيرال است. علاوه بر دهانه اصلي كه در آخرين حجره صدف واقع است ممكن است بعضي از صدفها داراي دهانه هاي فرعي نيز روي حجرات ديگر باشند.

تزئينات صدف:

تزئينات صدف در فراميني فرها به صورت مختلف مشاهده مي شود كه مهترين انها عبارتند از:

الف: سطح صدف ممكن است به صورت صيقلي و صاف يا پوشيده از شيارها و خطوط ظريف، برجستگي هاي، شبكه ظرفيت و يا خار باشد.

ب: خطوط رشد (cuture) كه ممكن است ساده يا برجسته و پهن باشند.

ج: حاشيه و محيط صدف كه گاهي داراي خار يا زاوياي كناري (keel) است.

ه: ناف (ombilic) كه ممكن است كه به صورت منفرد يا از تعدادي برجستگي تشكيل شده باشند.

ساختمان داخلي صدف:

ساختمان داخلس صدف فرامني فرها ممكن است ساده يا تركيببي باشد درحالتي كه حجرات تو خالي و فاقد هر گونه ساختمان ثانويه داخلي باشند، صدف فراميني فرها را ساده مي گويند مانند گلوبي ژرينا (Globigerina).

در صورتي كهحجرات داراي صدف داخلي (Endosheleton) نظير ضمائم آهكي پرده مانند باشند، پيلار (Pillar) يا پرده (septa) موجب تقسيمات هر حجره مي گردد. در اين صورت صدف ار نوع تركيببي است مانند صدف آلوئولين ها (Alveolinids) يا فوزولين ها (Fuslinids) و غيره....
http://geosg.com/mikro%20paleon%20tology.htm
+ نوشته شده توسط احمد حیدری در دوشنبه بیست و سوم مهر 1386 و ساعت 23:12 |
شرايط تشكيل سنگوارها

براي فسيل شدن لازم است كه بقايا و آثار موجودات زنده به سرعت و پيش از آنكه عوامل محيطي چون حمله موجودات جسدخوار، سائيدگي . بهم خوردگي توسط امواج، هوازدگي و ......... باعث تخريب آنها شود در زير رسوبات دفن گردند.
محيط دريايي به دليل آنكه اعضاء سخت جانوران وقتي در بستر دريا قرار مي گيرند آب دريا آنها را از عوامل تخريبي جوي حفظ مي‌كند و رسوبات دريايي به سرعت آنها را مي‌پوشانند شرايط بسيار مناسبي را جهت فسيل شدن مهيا مي‌نمايد. از طريق قرار گرفتن در يخچالهاي طبيعي، مدفون شدن داخل صمغ يا كهربا، مدفون شدن در آسفالت طبيعي و يا خشكيدن جسد جانور در محيط گرم و خشك حفظ مي‌گردند.


گاهي نيز موجه و اصلي‌ از بين مي‌رود روشهاي اثري از بخش خارجي و يا بخش داخلي آن باقي مي‌ماند كه اصطلاحاً قالب خوانده مي‌شود.
جثه كوچك، فراواني در محيط زيست، رسوبگذاري شديد، داشتن اندامهاي سخت و مقاوم و اختصاصات تشريحي (بافتي) وشيميايي از مؤثرترين عوامل در حفظ موجود و تشكيل سنگواره‌اند.
اگر چه در بيشتر مواقع اندامهاي سخت موجود تبديل به سنگواره مي‌شوند، اما گاهي اندامهاي نرم جاندار نيز حفظ مي‌گردند كه اهميت بسيار زيادي در بررسي موجودات دارند مانند تخم موجودات مختلف از قبيل حشرات، ماهيان غضروفي دايناسورها و ........

حفظ شدن از طريق مدفون شدن در آسفالت
در صورتي كه نفت خام به سطح زمين راه پيدا كند و در گودالي جمع شود و در معرض نور خورشيد قرار گيرد قسمتهاي سنگين نفت به صورت آسفالت طبيعي در گودال باقي مي‌ماند. در اثر جريان باد بر روي گودالها از گردوخاك انباشته مي‌شود و يا گاهي آب اين چاله‌ها را فرا مي‌گيرد در اين حال برخي از جانوران در موقع عبور از روي اين چاله‌ها و يا آشاميدن آب در اسفالت طبيعي فرورفته و دفن مي‌شوند و بدين طريق تمامي بدن جانور با گوشت و پوست تبديل به فسيل مي‌شود.

حفظ شدن از طريق دفن در صمغ يا كهربا
جزئي‌ترين اندامهاي حشرات و جانوراني كه در درون صمغ درختان حبس مي شوند، محفوظ باقي مي‌ماند و در اثر گذشت زمان هيچ‌گونه تغييري در آنها ايجاد نمي‌گردد. مانند فسيل حشرات داخل كهربا كه در اليگوسن اروپاي شرقي به فراواني ديده مي‌شود.

حفظ شدن از طريق خشكيدن جسد جانور در مناطق گرمسير خشك
گاهي به صورت اتفاقي جانور در زير شنهاي روان و مواد رسي مدفون مي‌شود و در اثر خشكي هوا، گوشت و پوست جانور خشك شده و به صورت فسيل حفظ مي شود كه اصطلاحاً موميايي شدن ناميده مي‌شود. مانند پوست خزندگان كه در درون رسوبات حفظ شده است.
حفظ شدن از طريق قرار گرفتن در يخچالهاي طبيعي

در دوره‌هاي يخچالي و حتي تحت تأثير تغيير شرايط آب و هوايي و سرد شدن محيط، موجوداتي كه توانايي تطابق با شرايط جديد را نداشته‌اند نابود و گاهي در درون يخها مدفون شده‌اند. مانند اجساد كامل ماموتهاي دوره پليستوسن كه در نتيجه يخبندان به صورت كامل با گوشت و پوست و محتويات درون معده‌هايشان باقي مانده‌اند و براي اولين بار در سال 1799 در يخهاي سيبري پيدا شدند.
+ نوشته شده توسط احمد حیدری در دوشنبه بیست و سوم مهر 1386 و ساعت 23:11 |
کرتاسه
توضيحات : آخرين دوره مزوزوئيک با تحولات عمده در ايران زمين همراه بوده است. عملکرد فاز کوهزايى کيميرين پسين، علاوه بر چين خوردگى و بالا آمدگى مناطيق مختلف، همراه با ماگمايى همزمان با کوهزايى (Syntectonic) و بعد از کوهزايى(est tectonic) ناهمسازى بين چينه هاى کرتاسه و ژوراسيک، تشکيل حوضه هاى رسوبى جديد شايان توجه دريا، فعاليتهاى آتش فشانى زيردريايى، تداوم و يا تشکيل پاره اى، حوضه هاى رسوبى ژرف با پوسته اقيانوسى (داراى رديفهاى افيولتى) در ارتباط با پديده کوهزايى اقيانوسى، همگى در ارتباط با جنبشهاى اين دوره زمين شناسى مى باشند. در مورد ماگمايى کرتاسه بطور کلى مى توان سه طبقه بندى زير را انجام داد: - سنگهاى ماگمايى که بطور کلى به کرتاسه نسبت داده شده اند. 2- سنگهاى ماگمايى کرتاسه زيرين. 3- سنگهاى ماگمايى کرتاسه بالايي. البته اين تقسيم بندى ها بر اساس مطالعات و شواهد ديرينه شناسى در مناطق گوناگون است بنابراين پا ره اى از سنگهاى ماگمايى کرتاسه (تفکيک نشده)، مى توانند معادل سنگهاى گروه (2) و يا احياناً گروه (3) و يا هر دو باشد. الف- سنگهاى ماگمايى کرتاسه (تفکيک نشده) اين سنگها شامل انواع آتش فشانى، نفوذى و يا مجموعه هاى افيوليتى است. البته گاه سنگهاى ماگمايى دگرگونه نيز به کرتاسه نسبت داده شده اند. سنگهاى خروجى شامل سنگهاى آتش فشانى- رسوبى و بازيک مناطق قائن و ميناب، سنگهاى آندزيتى بازالتى آمل و ساوه، آندزيتى و توف منطقه مهاباد، بازالتى منطقه اردبيل، اسپيليتى منطقه نيک شهر و پاره اى از سنگهاى آتش فشانى (بطورکلى) منطقه گلپايگان است. سنگهاى نفوذى شامل توده هاى گرانيتى همزمان با تکتونيک منطقه تکاب (توده محمودآباد) وتوده هاى گابرويى مناطق قائن، نيک شهر و غيره است. مجموعه هاى افيولتى به صورت آميزه رنگين يا آميزه افيوليتى در مناطق انارک، نيريز و نيک شهر مشاهده مى شوند که معمولاً علاوه بر سنگهاى اولترامافيکى، سنگهاى مافيک گابرو- ديابازى و اسپيليتى (بصورت گدازه هاى بالشى يا مواد آذرآوارى) وجود دارند. همراه با اين مجموعه هاى افيوليتى پاره اى از رديفهاى سنگى متابازيتى به همراه ديگر سنگهاى دگرگونه نيز موجوداند. ب- سنگهاى ماگمايى کرتاسه زيرين بعد از چين خوردگى و بالا آمدگى عمومى، طى فازهاى فرسايشى بعدى پاره اى از ارتفاعات، فرسوده شده و دريا بر روى سرزمين هاى مزبور پيشروى مى کند. در اين شرايط در کرتاسه زيرين، عمدتاً محيطهاى رسوبى دريايى کم ژرفا يا پلاتفر مى حاکم مى شود که در آن ته نشستهاى قرمزرنگ قاره اى (کنگلومرا، ماسه سنگ و دولوميت) تا دريايى کم ژرفا (ته نشستهاى کربناته اوربيتولين دار) نهشته مى شوند. البته در همين زمان در پاره اى از نقاط مانند بخشى از ايران مرکزى (شيلهاى بيابانک) و يا مناطقى از زون سنندج- سيرجان (مانند اسليت هاى اراک و غيره) و يا احياناً باريکه هاى اقيانوسى (زون هاى افيوليتى)، رديفهاى متفاوتى در حوضه هاى رسوبى نهشته مى شوند. سنگهاى ماگمايى کرتاسه زيرين، عمدتاً بصورت فعاليتهاى آتش فشانى بعد از کوهزايى بوده و اساساً شامل سنگهاى بازيک آلکالن مى باشند. سنگهاى بازالتى اين زمان (مناطق قائن، خارتوران، تهران، قزوين، رشت، اروميه، سنندج و غيره) گاه همراه بامواد آذرآوارى (مناطق آمل و سارى) ملا حظه مى شوند. علاوه بر بازالت، گاه مواد آتش فشانى با ترکيب ميانه، از جمله آتدزيتى- تراکى آندزيتى (منطقه سنندج)، بازالتى- آندزيتى (منطقه خوى)، آندزيتى (منطقه انار) و آندزيتى همراه با توف (مناطق اقليد و نائين) نيز وجود دارند. ج- سنگهاى ماگمايى کرتاسه بالايى تحولات عمده در پوسته ايران زمين و انشقاق بخشهايى از آن، موجب بروز باريکه هاى اقيانوسى با پوسته ويژه خويش و تشکيل حوضه هاى رسوبى ژرف با ته نشستهاى پلاژيک و نسبتاً ژرف (آهکهاى پلاژيک، راديولاريت و چرت) همراه با فعاليتهاى آتش فشانى زيردريايى (گدازه هاى بالشى، سنگهاى هيالوکلاستک يا شيشه آوارى و غيره) و در بخش هايى رسوبات ضخيم تيپ فليش ميگردد. ماهيت ماگماتيسم به جز در پاره اى از سنگهاى اولتراما فيکى (دونيتى، هارزبورژيتى و ديگر سنگهاى پريدوتيتى) و مافيکى نفوذى (گابرويى، ديايازى) عمدتاً بصورت گستره هاى آتش فشانى اساساً بازيک تا گاه متمايل به ميانه از جمله سنگهاى بازالتى- اسپيليتى است. تأثيرات دگرسانى ها و پديده هاى دگرگونى بر اين مجموعه، موجب بروز پاراژنز ثانوى مى گردد و سنگهاى ماگمايى دگرگونه و يا دگرسان شده (سرپانتينيت ها، آمفيبوليت، آمفيبول شيست و غيره) تشکيل مى يابند. بسته شدن با ريکه هاى ژرف رسوبى و جوش خوردگى مجدد ليتوسفر قاره اى موجب بهم خوردگى تکتونيکى رديف افيوليتى گرديده است که نتيجه آن ظهور آميزه هاى رنگين با افيوليتى در محل جوش خوردگى(Suture zone)است. با توجه به اين مطالب مهمترين سنگهاى ماگمايى کرتاسه بالايى را مى توان، همين آميزه هاى افيوليتى در نظر گرفت که خود از سنگهاى گوناگون آذرين يعنى توده هاى اولترامافيکى، توده هاى گابروئى، دايکيهاى ديابازى و در مواردى سنگهاى فلسيک نفوذى (توناليتى، پلاژيوگرانيت)، سنگهاى گدازه اى و آذرآوارى بازالتى- اسپليتى و غيره تشکيل شده است. ماهيت ماگماتيسم بازالتى وابسته به اين رديف افيوليتى اساساً از نوع تولئيتى است. آميزه هاى افيوليتى و سنگهاى وابسته، در امتداد شکستگيهاى بزرگ ايران زمين برونزد دارند و در ايران مرکزى در محدودۀ مناطق سبزوار، کاشمر، نائين، آبا ده، يزد، در شرق ايران در مناطق بيرجند، درياچه هامون، نايبندان، اله آباد، بم، خاش و در نواحى شمالى باخترى ايران در مناطق اروميه، خوى و سرو ملاحظه مى گردند. در ساير محدوده ها، ديگر سنگهاى آتش فشانى منجمله آندزيتى و گاه آندزيتى بازالتى همراه با مواد آذرآوارى در مناطق تکاب، سنندج، نيريز و آب سرد وجود دارند. سنگهاى آتش فشانى- رسوبى نيز در محدودۀ مناطق بندرانزلى، آمل، خارتوران و شاهرخت تشکيل شد ه اند. در منطقه اهر (آذربايجان) نيز سنگهاى گوناگون آتش فشانى اين زمان (اسيدى و بازيک) گزارش شده است. بنظر مى رسد پاره اى از توده هاى پلوتونيک گرانيتوئيدى اواخر کرتاسه در ارتباط با فاز کوهزايى لارآمين، درون پوسته ايران زمين جايگزين شده باشند احتمالاً عمدۀ اين توده هاى ماگمايى ناشى از ذوب پوسته سياليک هستند در زون سنندج- سيرجان باتوليتهاى گرانيتى- گرانوديوريتى در مناطق خرم آباد، همدان، بروجرد، شازند اراک تظاهر دارند. سنگهاى گرانيتوئيدى همدان داراى گسترشى حدود 40 کيلومتر و عرضى حدود 10 کيلومتر است که از همدان تا تويسرکان ادامه دارد. اين توده داراى تنوع سنگ شناسى است، ولى از نقطه نظر ژئوشيميايى و کانى شناسى تفاوت چندانى ندارند. در اطراف ملاير، حوالى شهرک سامن نيز توده هاى گرانوديوريتى و گرانيتى يونس وجود دارند که هاله دگرگونى در اطراف خود ايجاد نموده اند. سن توده هاى نفوذى منطقه همدان- بروجرد حدود 70 ميليون سال است که مربوط به اواخر کرتاسه مى باشد. در جنوب شرقى ايران نيز توده هاى پلوتونيک منطقه جازموريان وجود دارند که شامل آلکالى گرانيت وگرانيتهاى هورنبلنددار است. در منطقه اخير علاوه بر سنگهاى گرانيتى، توده هاى گرانوديوريتى- ديوريتى نيز حضور دارند. ماهيت ژئوشيميايى سنگهاى مزبور، اساساً کالکوآلکالن و در مواردى آلکالن است. بعد از مقدمه فوق، اکنون اشاره تفصيلى به سنگهاى ماگمايى کرتاسه در زونهاى گوناگون ساختارى ايران زمين مى گردد.
+ نوشته شده توسط احمد حیدری در دوشنبه بیست و سوم مهر 1386 و ساعت 23:10 |
آخرين پژوهش های علمی نشان می دهد که عظيم ترين موج انقراض در تاريخ زمين ناشی از برخورد يک شهاب سنگ بوده است.دانشمندان بر اين باورند که گودال ناشی از اين برخورد را در صفحات زيرين زمين در استراليا يافته اند. اگر از شما درباره بدترين فاجعه در تاريخ زمين سوال کنند، احتمالا پيش از هر چيز به پايان عصر دايناسورها که 65 ميليون سال پيش اتفاق افتاد اشاره خواهيد کرد.عموما تصور می شود که برخورد يک شهاب سنگ يا سيارک به زمين عامل آن انقراض بوده است.اما دانشمندان مدت هاست اشاره می کنند که 250 ميليون سال قبل انقراض جمعی حتی بزرگ تری روی داد به طوری که حدود 90 درصد موجودات در جريان آن محو و نابود شدند.اکنون يک تيم پژوهشی به سرپرستی لوئان بکر از دانشگاه کاليفرنيا، گودالی به همين قدمت که در اثر برخورد يک شی آسمانی پديد آمده در صفحات زيرين زمين در استراليا يافته است.وی گفت: "اين گودال به هيچ يک از فرآيندهای زمين شناسی ديگری که ما از آن آگاهی داريم شباهت ندارد... از نظر ما پيدايش چنين گودالی را تنها می توان ناشی از برخورد يا ضربه ای خارجی دانست."به نظر می رسد قطر اين حفره که "بدوو های" (Bedout High) نام دارد 200 کيلومتر باشد.اين تقريبا به اندازه قطر حفره "چيکسولوب" در آمريکای مرکزی است که تصور می شود محل فرود شهاب سنگی باشد که 65 ميليون سال قبل به زمين برخورد کرد.پروفسور بکر اذعان می کند از آنجا که اين شاخه علمی معمولا آکنده از نظريه های متغير و ضد و نقيض است، اکتشاف او بحث و جدل های زيادی به راه خواهد انداخت.حتی اگر نظريه تازه درست هم باشد، پرورندگان آن نمی توانند توضيح دهند چگونه اين ضربه به تلفاتی چنين گسترده منجر شد.به نظر می رسد فعاليت آتشفشانی زمين در آن زمان شديد بوده باشد، به اين ترتيب اين سوال پيش می آيد که آيا اين برخورد به فوران های گسترده آتشفشانی دامن زده است؟مجهولات زيادی هست که احتمالا علاوه بر دانشمندان، فيلمنامه نويسان هاليوود نيز به گمانه زنی درباره آنها خواهند پرداخت.


موره علوم زمین
+ نوشته شده توسط احمد حیدری در دوشنبه بیست و سوم مهر 1386 و ساعت 23:8 |
تریلوبیت‌ها Trilobita
تریلوبیت‌ها به وسیله پوشش و اسكلت سطح پشتی، قسمت‌های نرم خود را حفاظت می‌كردند، همانند دیگر بندپایان تریلوبیت‌ها به طور مكرر پوست‌اندازی می‌كرده‌اند. بنابراین بیشتر تریلوبیت‌های پیدا شده احتمالا اسكلت حاصل از پوست‌اندازی هستند تا بقایای اجساد آنها.
تریلوبیت‌ها گروهی از شاخه بندپایان(Arthropoda) هستند كه با داشتن بدنی بندبند و پوشش سخت خارجی، مشخصند. آنها موجوداتی دریایی بوده كه در انتهای پالئوزوئیك منقرض شده‌اند. و شاخص پالئوزوئیك محسوب می‌شوند.
تریلوبیت‌ها از پائین‌ترین قسمت كامبرین ظاهر شده و در حدود ۱۳۰۰ جنس از آنها توصیف شده‌اند. آنها از بندپایان قدیمی بسیار ساده بوده‌اند كه تفاوت آنها با بندپایان دیگر در دست و پا و دگردیسی اولیه بوده است.
طول بدن ۱۰-۲ سانتیمتر و به ندرت تا ۷۵ سانتیمتر می‌رسیده است. چون بدن از طول و عرض به سه قسمت تقسیم شده است، آنها را تریلوبیت می‌گویند.
اسكلت آنها،خارجی و از جنس فسفات كلسیم و كیتین و برخی موارد معدنی كه استحكام آن را زیاد می‌كند تشكیل شده است.
حدود خارجی اسكلت بیضوی یا تخم‌مرغی است و اسكلت خارجی ممكن است برجسته صاف، كمانی یا گرد و گلوله‌ای باشد.
تریلوبیت‌ها به وسیله پوشش و اسكلت سطح پشتی، قسمت‌های نرم خود را حفاظت می‌كردند، همانند دیگر بندپایان تریلوبیت‌ها به طور مكرر پوست‌اندازی می‌كرده‌اند. بنابراین بیشتر تریلوبیت‌های پیدا شده احتمالا اسكلت حاصل از پوست‌اندازی هستند تا بقایای اجساد آنها.
● شش و اسكلت پشتی، به سه ناحیه از جلو به عقب (در امتداد عرض) تقسیم شده است:
سفالون(Cephalon)یا سپر ناحیه سری، توراكس (Toraxss)یا سینه و پیژیدیوم (Pygidium)یا بخش دمی.
از نظر طولی نیز شامل: یك قسمت مركزی به نام لب محوری(Axial lobe) و دو بخش جانبی به نام پلورا(Pleural lobe) می‌باشند.
عناصر اسكلتی در سفالون و در پیژیدیوم به یكدیگر متصل شده و غیر قابل حركت هستند. فقط در ناحیه توراكس كه شامل ۲ تا ۴۰ قطعه مفصل شده به یكدیگر است، قطعات نسبت به یكدیگر حركت دارند. بنابراین تریلوبیت‌، می‌توانسته از سطح شكمی تا شود.

http://www.dirine.blogfa.com
+ نوشته شده توسط احمد حیدری در دوشنبه بیست و سوم مهر 1386 و ساعت 23:7 |


Powered By
BLOGFA.COM