ترکیب شیمیایی و رخسار میکروسکوپی عناصر کنودونت

بر اساس آخرين مطالعات انجام شده، تركيب شيميايي عناصر سخت كنودونت از كربنات آپاتيت با فرمول شيميايي (Ca5 No0.14 ( Po4 )3.01 ( Co3 )0.15 Fe0.13 ( H2O)0.85) تشكيل شده است. اين تركيب به‌عنوان فرانكوليت نيز معروف است. افزون بر فرانكوليت، در مجموعه اسكلت حيوان 39 عنصر ديگر نيز شناخته شده است. عناصر كنودونت‌ها از نظر ساختاري از لايه‌هاي ظريف فسفات متحدالمر‌كز تشكيل شده است. كنودونت‌هاي مخروطي شكل اوليه ابتدا در مرز پركامبرين– كامبرين ظاهر مي‌شود، در حالي‌كه در ايران فرم‌هاي ابتدائي آن در پركامبرين پسين ظاهر شده است. (حمدي، 1375) اين عناصر داراي ساختارهاي ميكروسكوپي متفاوتند.

يادآور مي‌شود كه تغييرات شيميايي بعضي از عناصر کنودونتی نسبت به عناصر شيميايي آناليز استاندارد كنودونت‌ها، احتمالاً به‌دليل تفاوت در نوع حوضه رسوبي مي‌باشد. بنابراين چنين نتيجه گرفته مي‌شود كه تغييرات بعضي از عناصر شيميايي به‌دليل شیمی حوضه رسوبي و هم‌چنين سایر عناصر محلول در حوضه رسوبي مي‌باشد.

بنگستون در سال 1975 ( Bengestan, 1975 ) سه نوع ساختمان ميكروسكوپي را در كنودونت‌ها مشاهده نموده و بر اساس آن، كنودونت را به سه گروه: پروتوكنودونت ( Protoconodont )، پاراكنودونت ( Paraconodont ) و يوكنودونت ( Euconodont ) يا كنودونت‌هاي واقعي تقسيم نموده است.

در عناصر پروتوكنودونت، يك لايه مياني نسبتاً ضخيم فسفاته توسط دو لايه نازك داخلي و خارجي عالي احاطه مي‌شود، و ضخامت تدريجي لايه‌ها از سطح داخلي و قاعده كنودونت شروع مي‌شود، به‌طوري‌كه لايه‌هاي جديد بين بخش‌هاي روي عناصر سخت، لايه‌هاي قديمي را مي‌پوشاند. در عناصر نوع پاراكنودونت‌ها، لايه‌هاي ظريف فسفاته هم از سطح داخلي و هم از سطح خارجي افزايش مي‌يابد، ولي در اين طريقه افزايش لايه‌ها به نوك (pit) دندان نمي‌رسد، به‌طوري‌كه در ناحيه نوك دندان افزايش فقط از خارج انجام مي‌شود. در كنودونت‌هاي واقعي يا يوكنودونت، دندان داراي دو بخش است كه يك قسمت تاج يا هيالين و يك قسمت بخش قاعده خوانده مي‌شود. لايه‌هاي تاج تا اطراف سطح بالائي ادامه دارد، در حالي‌كه لايه‌هاي بخش قاعده كنودونت ممكن است تا اطراف سطح زيرين ادامه يابد و يا اين‌كه به‌صورت ممتد نباشد. توضيح اين‌كه بخش قاعده‌اي عناصر يوكنودونت شبيه به ساختمان پروتوكنودونت است و از طرفي يوكنودونت‌ها داراي شكل‌هاي بسيار متنوعي مي‌باشد كه بصورت 1- گروه مخروطي (Coniform) 2-  گروه ميله‌اي (Ramiform) 3- گروه راستريت (Rastrate)4-  گروه صفحه‌اي (Pectiniform) مي‌باشد.(جدول 5-1).

جدول 5-1- انواع اصلی شکل ظاهری کنودونت ها(در نوشته احمدزاده هروی,م.,حمدی,ب.,محتاط ,ط.)1374(.روزنه داران پلانکتون ناحیه مکران)

کنودونت ها گاه به صورت عناصر جدا از هم و گاه به صورت تجمع های طبیعی یافت شده اند.تا کنون حدود 500 تجمع طبیعی کنودونتی با سن کامبرین، دونین و کربونیفر از نقاط مختلف دنیا گزارش شده است، اگر چه همه آنها به طور کامل توصیف نشده اند و یا تصویرشان منتشر نگردیده است

5-1-3- عمل حياتي عناصر كنودونت‌ها

      در مورد عمل و يا وظيفه حياتي عناصر كنودونت، بررسي‌هاي پرشماري انجام گرفته است. شماري از كنودونت ‌شناسان معتقدند كه اين عناصر سخت در قسمت خارجي بدن قرار داشته و احتمالاً براي دفاع و يا جويدن غذا يا گرفتن غذا و غيره بكار مي‌رفته، در حالي‌كه بعضي ديگر معتقدند كه اين عناصر در داخل بدن حيوان جا داشته كه در اين صورت ممكن است كه اين عناصر توسط بافت‌هاي نرم حمايت مي‌شده و وسيله گرفتن غذا را فراهم مي‌كرده است و يا اين‌كه جهت فيلتره نمودن موجودات ذره‌بيني پلانكتون ‌بوده است. در باور بنگستون (Bengestan, 1975) موقعيت عناصر كنودونت واقع در قسمت خارجي بدن حيوان حامل كنودونت است و آن‌را جهت گرفتن، نگهداشتن و يا جويدن غذا در نظر مي‌گيرد.

5-1-4 كاربرد كنودونت‌ها (Applications of conodonts)

      فراوانی در گستره جهاني و هم‌چنين تركيب شيميايي خاص كنودونت‌ها به ديرينه ‌شناسان این امکان را می دهد تا در بررسی های چينه‌شناسي و نیز ژئوشيميايي از آن ها استفاده نمایند. گسترش جهاني كنودونت‌ها نسبت به گسترش ساير فسيل‌ها اگر زيادتر نباشد نسبت به بسياري از گروه‌هاي فسيلي بيشتر است. تكامل ناگهاني اين فسيل‌ها (تغيير شكل عناصر كنودونتي) موجب تجزيه و تحليل بيواستراتيگرافي دقیق تر در پالئوزوئيك و هم‌چنين در ترياس مي‌شود.

پايدار بودن عناصر شيميايي كنودونت‌ها (آپاتيت)، این گروه  را در مقابل حمله خيلي از مواد شيميايي و هم‌چنين حرارت حفظ مي‌كند. نا‌گفته نماند كه مقدار دماي موثر در كنودونت‌ها موجب تغيير رنگ كنودونت‌ها مي‌شود كه در حقيقت نقش يك ترمومتر زمين‌شناسي را بازي مي‌كند به همين دليل اين تغيير رنگ در اكتشافات نفتي به متخصصین اکتشاف ذخایر هیدروکربوری كمك مي‌كند. اما از نظر بيواستراتيگرافي بيش از 100 بيوزون كنودونتي در سيستم‌هاي پالئوزوئيك و هم‌چنين ترياس تشخيص داده شده است (Sweet & Bergstrom, 1981)، به همين دليل هم‌ارزي لايه‌هاي رسوبي كه ميزبان كنودونت ‌ها مي‌باشند دقيق‌ترين تطابق لايه‌اي را نشان مي‌دهند.

عناصر كنودونتي در كامبرين كم تر شناخته شده است. عناصر كنودونتي در چنين لايه‌هاي رسوبي از عناصر مخروطي  (Coniform) تشكيل شده است. پروتو و پاراكنودونت‌هاي كامبرين پسين، اردووسيين و هم‌ چنين سيلورين بيشتر از عناصر ميله‌اي شكل (Ramiform) تشكيل شده‌اند، گرچه در سيلورين انواع Icriodella از پكتيني‌فرمها(Pectiniform)  ظاهر مي‌شوند. در سيستم‌هاي دونين، كربونيفر، پرمين و هم‌چنين ترياس انواع مختلف عناصر كنودونتي از قبيل Ramiform، Pectiniform، Rastrate (مضرسي شكل) به‌گونه‌اي‌كه در دونين انواع Icriodus ها و Polygnathus براي اولين‌بار ظاهر مي‌شوند و دركربونيفر SiphonodellaMestognathusCavusgnathusClydognathus و Elictognathus و در پرمين عناصر Merillina و هم‌چنين انواع گونه‌هاي Sweetognathus و غيره ظاهر مي‌شوند و در ترياس آغازين نيزHindeodus parvus و هم‌چنين Isarcicella isarcica ظاهر مي‌شوند.

5-1-5 – رده بندی کنودونت ها

اصولا رده بندی عناصر جدا از هم یک شاخه از بین رفته، کاری مشکل است. از آنجا که کنودونتها یک شاخه منقرض شده هستند کنودونت شناسان برای رده بندی آنها با مشکلات زیادی مواجه اند.

رده بندی های ابتدائی تنها بر پایه شکل عناصر جداگانه انجام می شده است. شیوه رده بندی یاد شده از نظر کار بردی چندان اشکالی نداشت، اما مشاهده می شد که گاهی جنس ها وگونه هائی با نامهای مختلف در یک مجموعه کنودونتی واحد در کنار هم دیده می شدند و افزون بر آن در تجمع های فسیلی متفاوت دیگر نیز دیده میشدند. همان گونه که تجمعهای طبیعی نشان می دهند، یک واحد بیولوژیکی تنها میتواند دارای یک نام و نه بیشتر باشد و این نام باید اولین نام توصیف شده و مشخص شده ای باشد که به یکی از عناصر موجود درآن مجموعه داده می شود وعناصری که بعدا پیدا وتوصیف می شوند، جدا از ویژ گی خاص شان باید به همان نام اول شناخته شوند.

با بکارگیری روش رده بندی بر اساس شکل ظاهری، درک چگونگی قرار گرفتن وساختمان مجموعه عناصر(Apparatus stracture) در ارتباط با هم و همچنین تفسیرهای بیولوژیکی دچار مشکل شده و افزون بر آن مفهوم بیولوژیکی گونه نیز مخدوش میشود. واحدهای رده بندی اصلی که به وسیله. Hass et al(1952)بیان  شده است تنها بر پایه شکل ظاهری صورت گرفته و از نظر بیولوژیکی بی ارزش میباشد. این رده بندی شامل یک راسته، 7خانواده و147 جنس بود.

Lindstrom (1970)، برای اولین بار رده بندی چند وجهی کنودونت ها را بر اساس مجموعه های عناصر کنودونتی،که در واقع واحد های تاکسونومی را تشکیل می دهند پایه گذاری نمود. پایه این رده بندی بر اساس ترکیب و وابستگی های عناصر اسکلتی یافت شده می باشد. این نوع رده بندی که بر پایه دسته های عناصر و تجمع های طبیعی آنها صورت می گیرد می تواند پاسخگوی همبستگی ها و ویژگی های بیولوژیک باشد. نامبرده شاخه کنودونت ها را به دو دسته Westergaardodinida وConodontophorid و 21 خانواده و 73 جنس تقسیم نمود.

Clark  و همکاران (1981) شاخه کنودونت ها را به یک رده و دو راسته تقسیم نموده اند. در این رده بندی کنودونت های ابتدایی یا پروتوکنودونت ها تحت عنوان راسته پاراکنودونتیدا (Paraconodontida) و سایر کنودونت ها یا ایوکنودونت ها در دومین راسته به نام کنودونتوفوریدا (Conodontophorida)نشان داد ه شده است.

Bengeston (1975),بر اساس ساختمان میکروسکوپی کنودونت ها ,آنها را به سه گروه تقسیم می کند:

1- پروتوکنودونت ها: در عناصر پروتوکنودونت یک لایه میانی نسبتا ضخیم توسط دو لایه نازک داخلی و خارجی ارگانیکی احاطه می شود و ضخامت تدریجی لایه ها از سطح داخلی و قاعده کنودونت شروع می شود به طوری که لایه های جدید ,لایه های قدیمی را می پوشاند.

2- پاراکنودونت ها: در عناصر پاراکنودونت، لایه های ظریف فسفاته هم از سطح داخلی و هم از سطح خارجی افزایش می یابند ولی در این حالت، افزایش لایه ها به نوک دندان نمی رسد به طوری که در ناحیه نوک دندانه افزایش فقط از خارج انجام می شود.

3- کنودونت های واقعی: در یوکنودونت ها یا کنودونت های واقعی، دندان دارای دو قسمت است که یک قسمت تاج یا هیالین و قسمت دیگر بخش قاعده ای خوانده می شود. لایه های تاج تا اطراف سطح بالایی ادامه دارند در حالی که لایه های بخش قاعده ای ممکن است تا اطراف سطح زیرین ادامه یابند. یوکنودونت ها دارای اشکال بسیار متنوعی هستند و به صورت تجمع های مخروطی، میله ای، تضرسی فرم و پکتینی فرم دیده می شوند.

Sweet (1981)، کاملترین رده بندی کنودونت ها را ارائه نمود که بر پایه تجمع های طبیعی و روابط فیلوژنیک بین گروه های مختلف کنودونتی پایه گذاری شده است. او معتقد است پروتوکنودونت ها و پاراکنودونت ها، اگر چه دارای شکل ظاهری کنودونت های واقعی هستند اما از نظر ساختمان داخلی با آنها متفاوت هستند. لذا آنها ار در رده بندی منظور نکرده  است. در واقع او کنودونت های واقعی (یوکنودونتها) را شاخه مستقلی دانسته و آنها را به دو رده  Conodonti وCavidonti و شش راسته تقسیم کرده است.

الف) رده Cavidonti

کنودونت های موجود در این رده دارای عناصری با دیواره نازک و سطوحی صاف و هموار هستند و بیشتر به شکل مخروطی دیده می شوند. مجموعه اسکلتی در آنها عموما” 1 تا 5 است و به نظر می رسد که بیشتر آنها فاقد حالت P باشند. این رده از اواخر کامبرین ظاهر و تا دونین نیز باقی مانده اند و شامل 2 راسته و 18 جنس می باشند.

ب) ردهConodonti

عناصر مربوط به کنودونت های این رده دارای پایه ای نسبتا کوتاه و حفره قاعده ای کم عمق می باشند. اصولا مجموعه اسکلتی آنها 7 تا 5 عضو دارد. عناصر یاد شده از نوع میله ای دندانه دار و پیچیده با حالت هایM و S و یا دسته بندی های گوناگونی از اشکال صفحه ای در دو حالت از وضعیت P بوده اند. این رده از کامبرین پسین تا بالاترین لایه های تریاس وجود داشته اند. این رده 5 راسته و 187 جنس را در خود جای داده است.

امروزه با مطالعات دقیق و گسترده کنودونت ها، چینه شناسان تا کنون توانسته اند سنگ ها و رخساره های دریایی اواخر کامبرین تا تریاس را به 150 زون تقسیم کنند.

5-1-6- زیست رخساره کنودونت ها

کنودونت ها موجوداتی با گسترش سریع بوده اند که بدون تحمل خسارت و آسیب، از بحران هایی که دنیای زیستی را مثلا در دونین پسین و پرمین پسین تحت تاثیر قرار داده است عبور کرده و بالاخره در تریاس پسین و در اشکوب رتین (Rhaetian) منقرض شده اند.

کنودونت ها احتمالا در قلمرویی از شرایط محیطی که ناحیه بنتیک تا پلاژیک را در بر می گیرد زندگی می کرده اند. این موجودات در سنگ های رسوبی با شرایط رسوبگذاری متفاوت یافت می شوند. اندام کشیده و کرمی شکل و وجود باله های دم که در چند نمونه یافت شده، این ذهنیت را پدید می آورد که کنودونت ها موجوداتی شناگر بوده و زندگی آنها بدون ارتباط با کف حوضه نیز مقدور بوده است. یافت شدن کنودونت ها در شیل های سیاه که تنها دارای ارگانیسم های پلازیک می باشند و محیط هوازی آنها برای موجودات بنتیک غیر قابل زیست است نیز گواه بر این مطلب است. همچنین کنودونت ها در سنگ های دارای مرجان، بازوپایان و پابرسران  که مشخصه محیط دریایی هستند دیده می شوند.

کنودونت ها در رسوباتی که دارای موجودات وابسته به مقدار معینی از نمک (Stenohalin) هستند,به مقدار فراوان وجود دارند و در محیط های با درجه شوری بالا نیز دیده شده اند اما تا کنون از آبهای شیرین گزارش نشده اند. همچنین کنودونت ها در فسفریت هایی که بوسیله جریانات بالا آورنده هوا در داخل آنها تشکیل شده اند نیز به مقدار فراوان یافت می گردند و تعداد عناصر آنها در این رسوبات گاهی به بیش از 2300 عنصر در هر کیلوگرم از سنگ می رسد. بنابر این می توان بیان کرد که کنودونت ها در هر دو محیط پلاژیک و نکتوبنتیک حضور داشته اند.

اکثر کنودونت های کامبرین – اردویسین با درجه شوری طبیعی در محیط های دریایی قرار دارند ولی بعضی از کنودونت های این زمان، درجه شوری بالاتر آب دریا  را نیز تحمل کرده و با آن سازگار بودند.قابل ذکر است که پروتو کنودونت ها و پاراکنو دونت ها  پلاژیک  بوده و منحصر به مکان خاصی نیستند و به عبارت دیگر جهانی (Cosmopolitan) هستند.

به تغییرات عمده در تکامل کنودونت ها برای سازگاری با زیست رخساره، همزمان با نوسانات سطح آب دریا در زمان نزدیک به اواخر کامبرین   Long Rang Eustatic Eventیا LREE گفته می شود. برخی از جنس های متعلق به نژاد های تکاملی ذکر شده، با محیط های گرم با شوری بالا تطابق و سازگاری دارند که در طی LREE وجود داشته اند.

بالا آمدن سطح آب دریا در زمان کامبرین، موجب ته نشست توالی ضخیمی از رسوبات کم عمق گردیده است. این افزایش سطح آب دریاها، از مرز کامبرین- اردویسین هم عبور کرده و تا اواسط اردویسین پیشین به روند رو به رشد خود ادامه می دهد.(شکل 5-3).

شکل 5-3-منحنی تغییرات سطح دریا که بر اساس آنالیز توالی های رسوبی بوسیله نیمرخ های لرزه ای ترسیم شده است.(اقتباس از (Vali et al( 1977 ,انجمن زمین شناسان نفت آمریکا).

به نظر می رسد که کنودونت ها در بخش عمده ای از کامبرین، پلاژیک بوده و تا کامبرین پسین در محیط های دریایی نرمال در گستره وسیعی از عرض های جغرافیایی زندگی می کرده اند. طی زمان کامبرین پسین-اردویسین پیشین، به موازات ظهور ایوکنودونت ها، یک پیشرفت تکاملی عمده در کنودونت ها ظاهر می شود (J.F.Miller, 1984).

5-1-7-آب و هوا و جغرافیای دیرینه کنودونت های اردویسین:

در زمان اردویسین پیشین و میانی، ایالت میان قاره آمریکای شمالی، پهنه ای گسترده از تگزاس و اوکلاهوما  تا مناطق قطبی کانادا و از آپالاچین باختری تا Great Basin در نوادا را شامل می شده است. از سوی دیگر، ایالت آتلانتیک شمالی (اروپایی) هم مناطق وسیعی از اروپا و حتی خاوری ترین بخش های آمریکا را در بر  می گرفته است. حتی در نواحی شمال باختر آمریکا نیز نشانه هایی از فونای نوع آتلانتیک شمالی یافت شده است. مرز جداکننده این دو ایالت عمده زیستی در واحد های اردویسین میانی بخش مرکزی دره آپالاچین کنونی در امتداد دره Champlain در شمال ناحیه Logans line  قرار گرفته است. این مرز، حدی کاملا مشخص است و به ویژه در واحدهای آغازین اردویسین میانی به وضوح مشخص است.

همان طور که پیش از این ذکر شد، بیشتر کنودونت ها شناگران آزادی بوده اند، ضمن این که بسیاری از فرم های کنودونتی به ویژه انهایی که کم و بیش گسترش جهانی دارند جانورانی پلاژیک بوده اند. این امر خود مهمترین دلیل برای توضیح ایالتی شدن کنودونت ها در طول دوره اردویسین است.

عوامل اصلی کنترل کننده انتشار جانوران دریایی، دمای آب، نور، غلظت مواد شیمیایی موجود در آب و ماهیت کف حوضه می باشند. کنودونت ها در طیف وسیعی از انواع رسوبات تقریبا با اندازه یکسان حاضر هستند. برای مثال، این فسیل ها را می توان در چرت ها، شیل های گراپتولیت دار تیره و گاهی در سنگ آهک های استروماتولیت دار نواحی کم عمق مشاهده کرد. بنابر این می توان نتیجه گرفت که عامل اصلی اولیه در پراکندگی کنودونت ها، دمای آب است و سه عامل دیگر تاثیر نسبتا کمتری داشته اند.

شواهد پالئومگنتیک، سنگ شناسی و دیرینه شناسی اردویسین نشان می دهد که خط استوا در این زمان، از وسط آمریکای شمالی عبور می کرده و از تگزاز و اوکلاهوما تا خلیج هادسن و از بخش مرکزی گرینلند تا پلاتفرم سیبری و بخش مرکزی استرالیا امتداد داشته است. پراکندگی فرم های کنودونتی نوع میان قاره هم، به طور جالب توجهی در امتداد خط استوای دوره اردویسین بوه است  و لذا چنین نتیجه می شود که این فرم ها در ارتباط با آب های گرم بوده اند (Miller, 1984).

Spjeldnaes (1951) ,وضعیت آب وهوایی ممکن و ارتباط آن با مگافوناهای اردویسین در مقیاس جهانی را مورد بررسی و ارزیابی قرار داد و بیان داشت که مگافوناهای باختر میان قاره آمریکای شمالی ماهیت گرمسیری داشته اند. Sweet  و همکاران (1959)، فونای کنودونتی ناحیه سین سیناتی در بخش خاوری میان قاره را در زمان اردویسین پسین، از نوع وابسته به آب گرم (Warm Temperature Type) و بخش داخلی زیر ایالت زیستی باختر میان قاره را از نوع گرمسیری و نیمه گرمسیری دانستند. این در حالی است که فونای اندک شناخته شده از ناحیه سیبری که پیرامون خط استوای اردویسین قرار داشته اند هم از نوع میان قاره آمریکای شمالی بوده اند. این فونا در استرالیا هم با ویژگی های گرمسیری شناخته شده است.

فونای نوع آتلانتیک شمالی,در خاوری ترین بخش آمریکای شمالی به صورت کمربندی به موازات خط استوای زمان اردویسین گسترده شده است و لذا چنین نتیجه می شود که احتمالا این فونا در امتداد عرض های جغرافیایی,تا نواحی خاوری آمریکای شمالی گسترش داشته است.

پس از دمای آب ,مهمترین عامل اکولوژیکی موثر در گسترش کنودونت ها ,میزان عمق آب است.کنودونت ها در رسوبات مربوط به نواحی بسیار دور از ساحل و دریای عمیق کمیاب بوده و یا اصلا تشکیل نشده اند,ضمن اینکه در رخساره های کاملا کم عمق ساحلی نظیر رخساره های استروماتولیتی نیز معدود هستند.

عناصر کنودونتی دور از ساحل به ندرت بزرگ هستند واغلب دارای حفره قاعده ای (Basal cavity) کوچک و نسبت های تقریبا ثابتی از ماده سفید رنگ (White material) هستند، اما عناصر کنودونتی نزدیک به ساحل دارای عناصر بزرگتر و تنومند تر با حفره های قاعده ای بزرگتر هستند. مقدار ماده سفید رنگ در عناصر کنودونتی نزدیک به ساحل متغیر است.عناصر کنودنتی نزدیک به ساحل دارای دندانه ها و زائده های فرعی (Process) نیز می باشند و مجموع عناصر آنها نیز از نظر ترکیب شیمیایی ,ترکیب های متنوعی را دارا هستند.

با توجه به مطالب فوق، عامل اصلی کنترل کننده ایالتی شدن کنودونت های اردویسین، بیشتر یک عامل آب و هوایی بوده است و ایالت های کنودونتی میان قاره آمریکای شمالی و آتلانتیک شمالی,همان طور که موقعیت مکانی خاص خود را دارند، پهنه های آب و هوایی خاص خودشان را هم نشان می دهند.بدون شک عوامل اکولوژیکی دیگر نظیر عمق آب هم روی تجمعات کنودونتی به طور منطقه ای تاثیر داشته اند(Bergstrom 1972).

5-1-8-کنودونت های اردویسین

جانوران دوره اردویسین، نسبت به جانوران سایر دوره های زمین شناسی، از تنوع بیوژئوگرافیکی بسیار بیشتری برخوردار بوده اند.با وجود اینکه دانسته های موجود درباره گسترش افقی فسیل های کنودونت,نسبت به سایر رده های فسیلی نظیر تریلوبیت ها,گراپتولیت ها و بازوپایان هنوز تا حد زیادی ناقص است,لیکن ,تنوع بیوژئوگرافیکی مذکور را درباره فسیل های کنودونت نیز می توان مشاهده کرد(Bergstrom, 1971).به بیان دیگر ,کنودونت های اردویسین هم مانند بسیاری از گروه های فسیلی,دارای تنوع جغرافیایی بوده و بسیاری از گونه های آن ایالتی و محلی هستند.کنودونتهای اردویسین از مناطقی نظیر آسیا، افریقا، استرالیا ، جنوب اروپا، آمریکای جنوبی ، و قطب جنوب گزارش شده اند اما مهمترین مناطقی که فونای کنودونتی اردویسین در آنها کاملا مشخص و شناخته شده است منطقه بالتو -اسکاندیک در شمال باختر اروپا وبخشی از ایالت متحده آمریکاست. یکی از نکات مهم در مورد کنودونتهای اردو یسین که ارزیابی بیوژئوگرافیکی آنها را هم تا حدودی سخت کرده است، طبیعت تا کسونومیکی آنها است.

کنودونتهای اردویسین در مدت زمان نسبتا کوتاهی شروع به تغیر کردند گونه های کنودونتیاز حالت ساده وابتدائی به فرمهای تاکسو نومیکی پیشرفته تر وچند عنصری (Multi element) تبدیل شدند (Sweet &Bergstrom 1971). اگر چه این روند تکاملی در زمان اردویسین آغاز شده بود اما بسیاری از فرمهای کنودونتی در سطح جنس و یا گونه، به صورت اصلاح نشده باقی ماندند. لذا گاهی در واحدهای سنگی متعلق به این زمان تراکمی از گونه های کنودونتی در حالتهای مختلف را می توان دید که از نظر زیست شناسی ارتباط نزدیکی با هم ندارند.

5-2- زیست چینه نگاری برش مورد مطالعه

برش چینه شناسی برداشت شده در دهملا در محلی که رخنمون کاملتری از طبقات اردویسین دیده می شود برداشت شده است.ضخامت ستون برداشت شده حدود 444متر می باشد که  شواهد صحرایی، نوع لیتولوژی، رنگ طبقات رسوبی و سهولت مطالعه واحدها سبب شد تا ستون برداشت شده به 23 واحدزیست چینه ای مختلف تقسیم شود.

به منظور انجام مطالعات زیست چینه نگاری بر روی این نهشته ها، بر اساس کنودونت های موجود در آن  و با توجه به لیتولوژی، در مجموع 35 نمونه از 5 واحد آن برداشته شد که 10 نمونه مربوط به مرز زیرین و در حقیقت واحد پایانی کامبرین و 7 نمونه از مرز بالایی که در واقع واحد آغازین دونین می باشد برداشت شده است. از واحدهای 2، 5 و7 هر کدام 5 نمونه، و 4 نمونه  از واحد 3 برداشت شده است. شایان ذکر است که هر نمونه 5 بار در اسید به مدت 5 روز خوابانده شده و هر بار رسوبات ته نشین شده آن پیک گردیده است.متاسفانه با وجود تلاش زیاد برای یافتن کنودونت ,از واحدهای 2,3 و 5 هیچ کنودونتی به دست نیامد. البته در طی مطالعه  رسوبات این واحدها میکروفسیل های دیگری یافت شد که در جای خود مورد بحث قرار می گیرند.

از واحد سنگی شماره 1، متعلق به بخش 4 میلا کنودونت های زیر به دست آمد که سن کامبرین بالایی را نشان می دهند :

Proconodontus sp.

Proconodontus muelleri

Prooneotodus tenuis

Furnishina sp

Furnishina asymmetrica.

Prosagittodontus  sp.

از آهک های بخش میانی واحد 7 کنودونت های زیر  با سن اردویسین پیشین به دست آمد:

Drepanodus suberectus

Acanthodus costatus

Oistodus sp.  

Oistodus lanceolatus

واحد سنگی در بخش آغازین دونین حاوی کنودنت های زیر بود که سن دونین پسین را نشان می دهند:

Icriodus alternatus

 Hindeodella sp

Polygnathus sp.

 

5-3- پالئونتولوژی سیستماتیک کنودونت ها

Acanthodus Furnish 1983  Genus

 

مشخصات: مخروطی، نان ژنیکولیت، دندانه اصلی به طرف عقب خمیده و بخش عقبی آن دارای تضاریسی است و بخشهای جانبی دندان متقارن همراه با شیار یا برجستگی طولی مختصری است.

Acanthodus costatus(Druce and Jones 1971)

(Pl.18 Fig.2,Pl.19 ,Fig.2,4,Pl.20 Fig.5)

 

ویژگی های اصلی:

این گونه از Acanthodus مخروطی و نان ژنیکولیت است و دندان آن دارای خمیدگی به طرف عقب می باشدوبخش عقبی آن در برخی فرمها بعضا دارای تضاریس است.سطوح جانبی دندان متقارن و همراه با شیار یا برجستگی طولی مختصری است.بر روی برخی نمونه ها فقط یک کارینا یا حتی دو کارینا در یک طرف وجود دارد در حالی که برخی دیگر از نمونه ها دارای یک کارینا یا حتی دو کارینا در هر طرف می باشند.

Genus Drepanodus Pander 1855

مشخصات:مخروطی و نان ژنیکولیت دندانه اصلی خمیده و دارای حفره قاعده عمیق است. بخشهای جانبی محدب، صاف و قرینه و گاهی ممکن است دارای برجستگی طولی باشد. کنودونت در برش عرضی، محدب الطرفین و دارای لبه عقبی و جلویی تیز است.

Drepanodus suberectus (Branson and Mehl 1933)

(Pl.17 Fig.5,Pl.18 Fig.3 ,Pl.20 Fig.1,4)

ویژگیهای اصلی:

مهمترین ویژگی این گونه,داشتن دندان نسبتا مستقیم و لبه حفره قاعده ای پهن و پیشبند مانند است.

Genus Furnishina Muller 1959

Furnishina sp.

(Pl.20 Fig.2)

مشخصات:کنودونت مخروطی و از یک دندانه اضلی نامتقارن تشکیل یافته است و فاقد هر گونه دندانه فرعی می باشد.حفره قاعده وسیع و در مقطع سه گوش یا پنج گوش است.بخش جلویی پهن,صاف و وسیعترین سطح کنودونت را تشکیل می دهد.

Furnishina asymmetrica(Muller 1959)

(Pl.18 Fig.1)

 

ویژگیهای اصلی:

از کنودونت های مخروطی بوده و از یک دندان اصلی نامتقارن تشکیل شده است. فاقد هر گونه دندان فرعی بوده و حفره قاعده ای وسیعی دارد. این گونه دارای سه کارینا است که تا نزدیک نوک دندان گسترش یافته اند. دارای بخش جلویی پهن و صاف می باشد. حاشیه پشتی آن با لبه میانی شدیدا برجسته شده و همراه با شیارهای خلفی کناری است. مقطع عرضی مثلثی شکل دارد و قاعده ان بیشتر به سمت پشتی گسترش یافته است.حاشیه قاعده ای حدودا با یک خمیدگی راست زاویه با حاشیه پشتی دندان، لبه دار می شود. فرورفتگی قاعده ای عمیق و تو رفته است و دارای دیواره کاملا نازکی است.

Genus Icriodus Branson &Mehl 1938

مشخصات: کنودونت از گروه پکتینی فرم، نوع Segminiscaphate، صفحه ای و دارای نیمرخ بلند با دیواره صاف یا در لبه زیرین کمی پهن شده است. زائده جلویی در سطح بالایی دارای دندانه اصلی کاملا مشخص و معمولا سه ردیف گره مانند است. تمامی سطح زائده در سطح زیرین کاملا باز و حفره قاعده عمیق است.(متاسفانه به علت گم شدن نمونه فقط عکس زیر میکروسکوپ آن موجود می باشد).

 

Genus Oistodus Pander 1853

Oistodus sp.

(Pl.19 Fig.3, Pl.17 Fig.2)

 

مشخصات: کنودونت از نوع مخروطی و ژنی کولیت است. دندانه اصلی دارای تقارن و در سطح جانبی دارای خط برجسته مشخص بوده و حفره قاعده کم و بیش وسیع است.

 

Oistodus lanceolatus Pander 1855

(Pl.17 fig.3,Pl18 Fig.4 ,Pl.19 Fig.1)

 

ویژگیهای اصلی:

این گونه در سمت مقعر خود دارای یک کارینا است ضمن اینکه در سوی محدب دندان هم یک کارینای دیگر وجود دارد که به خوبی مشخص نیست . زاویه سمت مقعر آن 50 تا 70 درجه است.حفره قاعده ای آن هم کم عمق و نسبتا باریک است.

 

 

 

Genus Polygnathus Hinde 1879

Polygnathus sp.

(Pl.24 Fig.6,Pl.20 Fig.3)

مشخصات: کنودونت از گروه پکتینی فرم,نوع Carminiplanate  و صفحه ای است. بخشی از زائده جلویی تیغه مانند، آزاد و دندانه ها در لبه بالایی آن مشخص است. صفحه بصورت برگ شکلی در آمده و در خط میانی آن دندانه های  تیغه آزاد به صورت گره مانندهایی تا  انتهای زائده ادامه می یابد .سطح برگ مانند صاف و یا به صور مختلفی تزئین شده است.ممکن است در آن گره ها و باندهای برجسته یا ترکیبی از هر دو مشاهده شود. در سطح زیرین حفره قاعده کوچک و همراه با شیاری که در تمامی طول زوائد ادامه دارد، مشاهده می گردد.

 

Genus Proconodontus Miller 1969

مشخصات: این جنس از یک مخروط بزرگ,ساده و مستقیم تا کمی خمیده که در سطوح جانبی فشرده شده ساخته شده است.متقارن یا نامتقارن با حفره قاعده وسیع و عمیق بطوریکه عمق حفره تا راس دندانه اصلی پیش می رود. سطح مقطع دندانه بیضی شکل ولی در نزدیکی راس ممکن است گرد باشد. در لبه داخلی یا خارجی ممکن است کیل وجود داشته باشد.

Proconodontus muelleri (Miller 1969)

(Pl.17 Fig1,Pl.19 Fig6)

 

ویژگیهای اصلی:

این گونه از فرم های مخروطی است که دیواره های نازک داشته و حفره قاعده ای آن بسیار وسیع است و تا نزدیک راس دندان گسترش یافته است.در هر دو سمت مقعر و محدب دارای کارینا است که این کارینا فاقد دندانه بندی است.بسیاری از نمونه های این گونه بزرگ بوده و سطح موجداری دارند.این آثار موجی شکل ,ریب هایی را می سازند که عمود بر خطوط رشدی هستند.

Genus Prooneotodus Muller and Nogami 1971

مشخصات: کنودونت مخروطی و از یک دندانه اصلی بلند، باریک، ساده و بدون دندانه فرعی ساخته شده است. سطوح جانبی معمولا همراه با خطوط ظریف طولی است. لبه جلویی گرد و لبه عقبی دارای حاشیه یا کیل به طوری که مقطع عرضی تقریبا مثلثی می نماید.

Prooneotodus tenuis (Muller 1959)

(Pl.17 Fig4,6, Pl.19 Fig5)

 

ویژگیهای اصلی:

این گونه با شکل دراز و کشیده و مقطع عرضی کوچک خود به آسانی قابل شناسایی است. روی سطوح آن آثاری از شیارهای طولی وجود دارد که به خوبی حفظ شده اند و تصویر با بزرگنمایی بیشتر این گونه، تیغک های رشدی را روی سطح آن نشان می دهد که به وسیله شیارهای قائم قطع شده اند.

Genus Prosagittodontus Muller&Nogami,1971

Prosagittodontus eureka(Muller,1959)

(Pl.20 Fig.6)

مشخصات:این جنس فقط از یک دندانه اصلی متقارن ساخته ده و تقارن در مقطع عرضی قابل تشخیص است.در برخی از گونه های در خط میانی لبه مقعر و نیز در سطوح جانبی برجستگی طولی(Carina)مشخص دیده می شود.لبه عقبی به طر یکنواخت گرد است .گونه P.eureka(Muller,1959) از بلندی های درنجال منطقه طبس و نیز البرز سازند میلا متعلق به لایه های تدریجی کامبرین بالا,اردویسین زیرین توسط مولر(1975)شناخته شده است.

شکل 5-4- نمایش ستون چینه شناسی برش دهملا و جایگاه کنودونت های برداشت شده

 

 

فصل ششم: محیط رسوبی

6-1- تعريف محيط رسوبي

يك محيط رسوبي عبارت است  از قسمتي از زمين كه مواد رسوبي در آن ته نشين مي شود و از نظر فيزيكي (عمق، سرعت رسوبگذاري، جهت جريان آب، وزن مخصوص ودرجه حرارت آب)، شيميايي (اكسيداسيون و احيا، درجه اسيدي و قليائي محيط، درجه شوري) و بيولوژيكي (وجود يا عدم وجود موجودات يا فسيلها) از محيط هاي مجاور خود مشخص مي شود.

تفسیر رخساره ها و محیط رسوبی بسیار اهمیت دارد. در واقع توده رسوبات و سنگ های رسوبی به جای مانده از محیط های رسوبی همانند ساختمانی می باشد که رخساره ها بلوک های تشکیل دهنده این ساختمان است. حتی برای بررسی های دیاژنزی بعدی نیز نیازمند چارچوبی از رخساره وجود دارد. همچنین مثالهای زیادی وجود دارد که در آن تغییرات دیاژنزی و شکستگی های تکتونیکی تابع رخساره های توالیهای رسوبی است.

رسوبات و سنگهای رسوبی نتیجه مرحله رسوبگذاری در طول عمر محیط­های رسوبی است. اساسی­ترین مفهوم در مطالعه رسوبات عهدحاضر و سنگ های رسوبی دیرینه مفهوم رخساره(Facies) است.

هدف اصلی از مطالعه رسوبات و سنگ های رسوبی نیز تفسیر و بازسازی محیط رسوبی (و تغییرات آن در بعد زمان و مکان) آنها می باشد که در دستیابی به شکل هندسی مواد اقتصادی به ما کمک می کند

اهمیت ویژگی های رسوبی در تفسیر محیط­های امروزی و دیرینه مختلف به یک اندازه نمی باشد. در اکثر توالی های غیرکربناته (بجز رسوبات شیمیایی و بیوشیمیایی) و بویژه در آواری ها ساخت رسوبی بسیار مورد تأکید محققین به عنوان شاخص اصلی محیطی می باشد. در حالی که این پارامتر در اکثر رسوبات شیمیایی و بیوشیمایی (بویژه کربناته ها) از اهمیت نسبتاً کمتری برخوردار است و در این توالی ها خصوصیات میکروسکوپی (بویژه بافت­های میکروسکوپی و فسیل ها) دارای اهمیت بسزایی می باشد. اینکه کدام پارامتر بیشتر قابل اعتماد می باشد به ترکیب سنگ شناختی و نحوه تشکیل رسوبات و سنگ های رسوبی بستگی دارد. گاهی عوارض دیاژنزی همزمان با رسوبگذاری (دیاژنز سطح الارضی) می­تواند شاخص محیطی در تفاسیر محیطی باشد.

6-2- تفسیر محیط رسوبی نهشته های اردویسین در برش دهملا

پاره سازند 5 میلا با سن اردویسین يکی از پاره سازند های بحث برانگیز سازند میلا می باشد که با تصویب کمیته ملی چینه شناسی از این سازند حذف و  نام لشکرک را برای این نهشته ها انتخاب کرده اند . با توجه به اینکه قسمت پایینی نهشته های  اردویسین در این منطقه سن اردویسین پیشین را دارد و معادل با سازند لشکرک می باشد و قسمت بالایی معادل با سازند قلی است و سن اردویسین بالایی را دارد، بهتر دانستیم از نام “نهشته های اردویسین ” استفاده نماییم. اين نهشته ها به طور هم شيب و پیوسته  بر روي سنگ‌هاي كربناته عضو 4 ميلا قرار دارند و خود نيز با يك نبود چينه‌اي با ناپيوستگي فرسايشي و هم شيب توسط نهشته‌هاي سازند جيرود پوشيده شده است.

(در ناحيه مورد مطالعه، زیرسازند 4 میلا به طور عمده از رخساره های کلسی آواری و سیلیسی آواری از نوع کوارتزآرنایت گلوکونیتی ,شیل سبز رنگ,ماسه سنگ و کنگلومرای آهکی دریایی اند(آقانباتی  1387) ,که با ناپیوستگی رسوبی به نهشته های اردویسین ختم می شوند.)

در ناحیه دهملا نهشته های اردویسین، به طور كلي از سنگ ماسه های سبز و خاكستري رنگ ميكا دار و شيل‌هاي سبز رنگ با ستبراي تقريبي 450 متر تشكيل شده است‌.این نهشته ها دارای ساخت های دانه بندی تدریجی طبیعی، چرخه های کلاسیک ناقص و کامل بوما، توالی های نازک شونده و ستبر شونده به سوی بالا و آثار فسیلی مربوط به بخش ژرف دریا (ایکنوفاسیس نرایتس ) است. در ميان سنگ ماسه‌ها و شيل‌هاي سازند لشكرك، بخش‌هاي ميان لايه‌اي از سنگ‌هاي آذرين بيروني مافیک به صورت ميان سازندی ديده مي‌شود . بر اساس مطالعات پالینولوژی قسمت پایین برش مورد مطالعه با سازند لشکرک و قسمت بالای آن با سازند قلی در خور قیاس است(آقانباتی 1387). ساختمان های رسوبی یاد شده و تغییرات رخساره ها نشانگر آن است که این نهشته ها در دریایی به نسبت ژرف و با شیبی مناسب که برای ایجاد جریان های آشفته (توربیدایتی )و گاه توده ای(mass flow) لازم است، در بادزن های زیر دریایی و دشت حوضه ای (basin plain) نهشته شده اند (آقانباتی1387).

از نگاه چینه نگاری سکانسی، نهشته های یاد شده از دو سکانس بزرگ پدید آمده اند .سکانس نخست با رخساره کوارتز آرنایت گلوکونیتی پیش رونده تا شیل سبز (TST) آغاز می شود و با سنگ های کلسی آواری درشت دانه و ستبر لایه(HST) پایان می پذیرد. مرز بالا و پایین این سکانس ناپیوستگی نوع 1(SB1) است. سکانس دوم، یک سکانس به طور عمده سیلیسی آواری و کلسی آواری است. این سکانس با سنگ آهک های نازک لایه تا بسیار نازک لایه تیره رنگ و پلاژیک که در تناوب با چرخه های توربیدایتی ناقص و کامل است(TST) آغاز می شود و به سکانس رو به بالا درشت شو و ضخیم شونده، در بر دارنده انباشته های سیلیسی آواری و کلسی آواری (HST) پایان می پذیرد. توالی یاد شده دو بار تکرار می شود و سرانجام با ناپیوستگی مهم پیش از دونین پایان می پذیرد (لاسمی 1379).

در این تحقیق سیکل های مختلف واحد های سنگی سازند لشکرک در برش دهملا با استفاده از مشاهدات صحرایی بررسی شده است. برای انجام این کار، رسوبات این سازند به 22 واحد سنگ چینه ای تقسیم شده است. همان طور که قبلا گفته شد توالي  بدست آمده از این نهشته ها  توالی کلاسیک بوما و  رسوبگذاری در مناطق عمیق دریا توسط جریان های توربیدیتی را نشان می دهد(تمامی مشخصات رسوبات حاصل از جریان های آشفته مثل فلوت کست,گروکست,لودکست در این توالی مشاهده می شود). محيط رسوبي نهشته هاي مورد بررسي به بخش پاييني تا بالايي مخروط هاي زيردريايي ارتباط دارد. رخساره هاي داخل كانال و نهشته هاي بين کانالي به عنوان نهشته هاي حاصل از جريان‌هاي خرده دار و توربيديتي با چگالي بالا تفسير مي شوند.

شواهد صحرایی و ساختمان های رسوبی مانند فلوت کست,تول مارک,لودکست و لایه بندی مندرج تاییدی بر ساختمان های بیوژنیک مطالعه شده در منطقه مورد مطالعه بوده و در مجموع  نشانگر آن هستند که جریانات آشفته نقش مهمی در تکامل حوضه رسوبی داشته اند(وزیری مقدم1382).

شفته

با توجه به  عمیق شدن تدریجی و رخساره های همراه می توان گفت که  کوارتزآرنایت ها و ماسه سنگهای ابتدای نهشته های اردویسین در زمان شروع پیشروی سطح آب دریا که معرف محیط پر انرژی هستند و در یک سکانس عمیق شونده بسمت بالا و در محیط کم عمق تر دریایی بوجود آمده است . بر مبنای ارزش چینه شناسی گونه های اکریتارش، زمان ترمادوسین زیرین برای این بخش از رسوبات ناحیه مورد مطالعه پیشنهاد می گردد(قویدل 2006 ).در واحد سنگ چینه ای 6 با ظهور ژایروکورته و پلانولیتس و نشانه های عمیق شدن تدریجی آب دریا می توان ایکنوفاسیس زئوفیکوس را برای این قسمت از نهشته ها تعریف کرد ،که به تدریج به سمت رخساره نرایتس می رود.

شیل های خاکستری با میان لایه آهک ماسه ای که در بالای کوارتزآرنایت ها قرار دارد دلالت بر عمیق شدن حوضه رسوبی اردویسین پیشین  ونهشته شدن رسوبات در عمق بیشتر  دارد که بر مبنای ارزش چینه شناسی گونه های اکریتارش ,زمان ترمادوسین برای این بخش از رسوبات ناحیه مورد مطالعه پیشنهاد می شود(قویدل 2006 ). در ادامه نهشته های اردویسین,کوارتزآرنایت های درشت شونده به سمت بالا که به مارنهای سیلتی ختم می شوند نشانه پسروی دریا در زمان اواخر اردویسین پیشین و نبود رسوبگذاری در اردویسین میانی می باشد.پیدا کردن کنودونت های اردویسین پیشین (Drepanodus suberectus,Acanthodus costatus,Oistodus lanceolatus) در ماسه های آهکی در زیر کوارتزآرنایت ها(در پایین نبود چینه شناسی) وهمچنین اکریتارک های اردویسین پیشین(ترمادوسین-آرنیگین) در زیر و اردویسین پسین (کارادوسین-آشگیلین ) در بالای مارنهای قرمز رنگ(قسمتی که حوضه خارج از آب بوده) دلیلی بر خروج از آب حوضه در  اردویسین میانی می باشد .در این قسمت از نهشته ها خروج از رخساره نرایتس ،و رود به رخساره کم عمق تر زئوفیکوس دیده می شود.

قسمت بالایی برش مطالعه شده  که لیتولوژی  غالب آن بیشتر شیل و سیلتستون های میکادار به رنگ سبز زیتونی  می باشد معادل با سازند قلی در جنوب بجنورد است و بر مبنای ارزش چینه شناسی گونه های شاخص آکریتارش زمان اردویسین بالایی (کارادوسین-آشگیلین)برای این قسمت پیشنهاد می شود ,و به این ترتیب رسوبات اردویسین پسین در این ناحیه گزارش می شوند. بررسی ردواره های قسمت بالایی برش مورد مطالعه  منعکس کننده رخساره نرایتس  در بیشتر واحد های سنگ جینه ای می باشد البته در چند واحد سنگ چینه ای از جمله واحد های 14 و 15،آثار کاهش عمق آب حوضه را از رخساره نرایتس به سمت زئوفیکوس با تکیه بر مطالعه ردواره ها  را می توان نتیجه گرفت.

لیتولوژی مرز بالائی برش مطالعه شده شامل تناوبی از لایه های ماسه سنگی , کواتزیتی, آهک براکیوپود دار وشیلهای ورقه ای خاکستری رنگ میباشد وبر مبنای ارزش چینه شناسی گونه های شاخص آکریتارش و کنودونت های به دست آمده,زمان دونین بالایی (فراسنین)برای این قسمت از رسوبات ناحیه مورد مطالعه پیشنهاد می شود که معادل سازند جیرود در البرز مرکزی است لذا بر مبنای اطلاعات بیواستراتیگرافی آکریتارش ها یک نبود چینه شناسی بزرگ بین سازند قلی و سازند خوش ییلاق در ناحیه مورد مطالعه مشخص می گردد که زمان های  سیلورین,دونین زیرین و میانی را شامل شده و احتمالا با فاز کوهزایی کالدونین در البرز مطابقت دارد(قویدل 2006) .

نهشته های شیلی سبز رنگ و ماسه سنگ های ریز دانه  در اردویسین بالایی نشانه ا از پیشروی دریای این زمان است که البته سکانس های درشت شونده و ریز شونده به سمت بالا، متغییر بودن سطح آب دریای اردویسین بالایی  را نشان می دهد،  پیدا شدن ردواره هایی که نشان دهنده محیط کم عمق هستند  (مثل Phycodes و Palaeophycus) و ردواره های محیط عمیق و خیلی عمیق (مثل Scolicia وLorenzinaوPaleodictyon) نشانگر نوسان در قسمت میانی نهشته های اردویسین بالایی، لایه های شیلی خاکستری مایل به سبز، و سیلتستون ریز شونده به سمت بالا و تداوم رسوبات مناطق عمیق دریا و همچنین پیدا نمودن ردواره هایی که منطقه خیلی عمیق را تداعی می کنند(  Nereites, ,Protopaleodictyon Lorenzinia,Neonereites…) شاهدی بر عمق بالای آب در اواخر برش مورد مطالعه و نهشته شدن رسوبات در محیط آبیسال است. در قسمت انتهایی برش با حضور ردواره های ایکنوفاسیس زئوفیکوس ،گرایش حوضه به کم عمق شدن را می توان نتیجه گرفت.در نهایت دو روند رسوبگذاری را در نهته های اردویسین دهملا میتوان مشاهده کرد:روند عمومی و روند جزئی.در روند عمومی رسوبگذاری به وضوح می توان بر اساس داده های اثرفسیلی و همچنین لیتولوژیکی افزایش عمق دریا در اردویسین پیشین و عقب نشینی آن در اردویسین میانی را نتیجه گرفت، همچنین آثار پیشروی آب در اردویسین پایانی و تشکیل دریایی بسیار عمیق در این دوره  بر اساس داده های صحرایی و فسیلی قابل مشاهده می باشد که در اواخر اردویسین پایانی (قسمت بالای برش) این پیشروی جای خود را به عقب نشینی آب دریا می دهد (قسمت بالایی برش نهشته های اردویسین در دهملا کامل نمی باشد ولیکن اثرات عقب نشینی دریا را با تغییر ایکنوفاسیس نرایتس به زئوفیکوس می توان مشاهده کرد).

ما از بخش هایی که به احتمال زیاد در یک چرخه فرسایشی از بین رفته اطلاعی نداریم ولی با مقایسه با سایر نواحی ایران، از جمله ایران مرکزی، که نواحی البرز نیز در آن زمان بخشی از آن بوده به نظر می رسد بخش های بالای برش که موید توالی رسوبات کم ژرفا تر بوده فرسایش یافته و از منطقه خارج شده است. لازم به ذکر است که در منطقه دهملا آثار عقب نشینی آب دریای اردویسین که در بعضی از جاها (مثل کاشمر) قابل مشاهده است، به دلیل نبود رسوبگذاری و یا به احتمالی که شرح آن گذشت، قابل مشاهده نمی باشد.

از نگاه سنگ شناختی، سن و شرایط رسوبگذاری، شباهت های زیادی بین ردیف های اردویسین ایران  وجود دارد که حاکی از شرایط به نسبت یکسان رسوبی در گستره های وسیعی از ایران است. به همین رو نهشته های اردویسین در منطقه دهملا (پاره سازند 5 میلا) را  در البرز –آذربایجان، می توان با سازند لشکرک مقایسه کرد در ناحیه اسفراین (جنوب باختری بجنورد) از البرز خاوری، با  وجود تفاوت های ناچیز سنگ شناختی  به ویژه وجود روانه ها و اگلومراهای آتش فشانی بازیک  در زیر ردیف های اردویسین، نهشته های اردویسین دهملا را  می توان با سازند قلی (جدا از سن ) مقایسه کرد (آقانباتی 1387).

در ایران مرکزی ,به ویژه در نواحی شیرگشت ,کلمرد,انارک,کرمان,این نهشته ها هم ارزی در خور توجهی با سازند لشکرک دارد . شرایط تا حدودی یکسان رسوبی سبب شده که ویژگی های سنگی سازند های ایلبیک، زردکوه و سیاهو در زاگرس در خور قیاس با نهشته های اردویسین دهملا باشد. ولی عمطالعات دیرینه شناسی سازند های یاد شده به ویژه با تکیه بر داده های گرده شناسی، ردیف های اردویسین زاگرس بیشتر به سن اردویسین بالایی(کارادوسین –آشگیلین) دانسته می شوند(آقانباتی 1387).

 

شکل 6-1–نقشه هم ارزی نهشته های اردویسین در ایران اقتباس از آقانباتی 1386 . (modify by author)(در پیرامون روستای کندآب اکریتارک هایی با سن اردویسین پسین-سیلورین پیشین از شیست های گرگان به دست آمده است).

از مجموع 445 متر ضخامت رسوبات اردویسین ناحیه مورد مطالعه، 195 متر قابل قیاس با سازند لشکرک است و 250 متر می تواند با سازند قلی مقایسه شود، که با دگرشیبی فرسایشی در زیر سازند خوش ییلاق قرار گرفته است. با توجه به اينکه بعد از ناحيه قلى واقع در جنوب بجنورد، بيشترين ضخامت رسوبات اردويسين در ناحيه مورد مطالعه رخنمون دارد لذا به  نظر می رسد که ناحيه مورد مطالعه مرز حوضه رسوبى کپه داغ و البرز مرکزى است. از مقايسه گونه هاى آکريتارش رسوبات اردويسين ناحيه مورد مطالعه با ساير نقاط ايران ( زاگرس، کپه دغ، البرز، و ايران مرکزى) و کشورهاى ليبى، الجزاير، مراکش و … مى توان نتيجه گرفت که اين بخش از ايران نيز با ساير قسمت هاى زاگرس، کپه داغ – البرز و ايران مرکزى حوضه رسوبى واحدى را تشکيل مى داده اند که اين حوضه جزو اقليم آکريتارشى مديترانه بوده و اين اقليم بخشى از ابر قاره Gondwana را در ساحل جنوبى اقيانوس Paleo-Tethys تشکيل ميداده است.(قویدل1384)

6-3- ایکنو فاسیس

حضور و یا عدم حضور مجموعه ردواره ها در واحدهای سنگی تصادفی نیست. طیف وسیعی از ردواره های به جای مانده در سنگ ها در ارتباط با محیطی هستند که موجود اثر ساز در آنجا زندگی می کرده است (Seilacher1967) آدولف زایلاخر پالئونتولوژیستی است که پیشگام در علم ایکنوفاسیس بوده است و به موجب تحقیقاتش تقسیم بندی هایی در سیستم رسوبی بوجود آورده است و بیان می دارد که در زمان ته نشست رسوب در هر قسمت، موجودات خاصی که توزیع بر حسب عمق داشته اند زندگی می کرده اند.

اکثر ردواره ها از رسوبات دریایی شناخته شده اند (Seilacher 1967) در اصل دو نوع ردواره وجود دارد:exogenic که روی سطح رسوب بوجود می آیند (مثل Tracks)و endogenic که اثر هایی هستند که درون لایه های رسوبی ایجاد می شوند(مثل burrow). آثار کششی حرکت موجودات که روی سطح رسوبات در مناطق  کم عمق دریا هستند شانس کمتری برای فسیل شدن دارند چرا که آنها در معرض موج و فعالیت های جریانی قرار دارند، شرایط در محیط های آبی آرام و آبهای عمیق تربرای حفظ شدن ردواره ها مساعد می باشد. اکثر ردواره ها با ارتباط دادن آنها به پدیده های مشابه امروزی قابل شناخت هستند، با این حال ساختارهای تولید شده توسط موجودات در رسوبات عهد حاضر فقط در محدوده محیطی محدود مطالعه شده اند، یعنی عمدتا در مناطق ساحلی و مناطق جذرو مدی قابل مشاهده هستند، هر چند امروزه با کشتی های تحقیقاتی امکانات خوبی فراهم شده است.

ارتباط بین رخساره رسوبی و ردواره ها

این ارتباط را زایلاخر (Seilacher)  دانشمند آلمانی در مفهوم عام رخساره و اثر فسیل بیان داشته  است (قابل ذکر است که این موضوع بیشتر در رابطه با آثار حیاتی بی مهرگان دریازی است). در این زمینه مطالعات زایلاخر و دیگران نشان داد که هر دسته یا مجموعه ای از موجودات در شرایط ویژه ای زندگی می کنند و یا می کرده اند، از طرفی اثر حیاتی آنها، یعنی ردواره ها، منعکس کننده شرایط محیط زیست خود می باشند و به عبارت دیگر هر دسته از ردواره ها معرف رخساره ویژه ای از نظر عمق سنجی و غیره هستند، لذا با در نظر گرفتن حضور مجموعه های مختلف آنها در رسوبات خاص می توان رخساره های رسوبی دریایی را رده بندی و یا تقسیم بندی نمود. از آنجایی که در محیطهای دریایی، فاکتورهای کنترل کننده مانند: دما، مواد غذایی، شدت امواج و جریانهای آشفته که موجب گسترش موجودات اثر ساز می شوند، تماما با عوض شدن عمق آب تغییر می کنند، لذا میتوان از مجموعه ها و یا تجمعات ردواره ها در رسوبات دریایی جهت سنجش عمق نسبی دریا استاده نمود.

رخساره های اعماق مختلف دریا بر اساس مجمو عه آثار فسیلی در قالب ایکنوفاسیس Ichnofacies تقسیم شده است و نام هر مجموعه که باز گو کننده رخساره ویژه ای است، از نام یکی از ایکنو جنسهای موجود در آن مجموعه گرفته شده است، مانند Nereites ichnofacies که معرف یک محیط  دریایی  عمیق است.

شکل 6-8- تقسیم بندی محیط دریایی بر اساس ایکنوفاسیس (after seilacher mage from http://www.sepmstrata.org

-4-2-5- Zoophycos  ichnofacies

ردواره ها  در این ایکنوفاسیس بیشتر در محیط ساب تایدال تا باتیال و عموما در آبهای آرام تشکیل می شوند ,یعنی جایی که رسوبات محیط   سیلتستون و ماسه سنگ ناخالص و سنگ آهک است.این ردواره ها بیشتر در شیب قاره و در محیطهای عاری از جریانات آشفته شکل می گیرند.این زون در حد فاصل دو زون Nereites وCruziana  قرار دارد بنابراین بیشتر منطقه شیب قاره را نشان می دهد. ردواره ها  مجموعه ای از آثار  ساده تا پیجیده را نشان می دهند، که شامل ساختارهای مربوط به چریدن و یا تغذیه   است که به شکل مجموعه ای از نوارهای خمیده و یا فنری شکل (کم ارتفاع) می باشند. این مجموعه ها به صورت ورقه ورقه دیده میشوند. مجموعه اثرسازها بیشتر رسوبخوار بوده و تنوع آنها  معمولا کم است مانندZoophycos   و Lorenzinia..

(after Benton & Harper, 1997)

Nereites  ichnofacies

از ویژگیهای این زون، ردواره های پیچیده ناشی از تحرکات چریدن حیوان و نشانگر رفتار یک موجود پیشرفته از نظر سازمان بدنی است، مثلا اثر فسیل Paleodictyon که معمولا سطح زیر لایه را نشان می دهد و همچنین Phycosiphon که  نشاندهنده محیط بسیار عمیق باتیال یا آبیسال است، البته آرامش محیط بیشتر با جریان های ناگهانی آشفته به هم می خورد .مجموعه ردواره ها در این ایکنوفاسیس  بیشتر در بالای رسوب  و  زیر رسوبات توربیدایت تشکیل می شوند و نشانگر محیط عمیق دریا است.شایان ذکر است که  در اکثر واحدهای سنگ چینه ای ،مجموعه ردواره های مطالعه شده از برش دهملا ،این ایکنوفاسیس را نشان می دهند.

Nereites Ichnofacies viewed in pelagic carbonate ooze.شکل 6-2-

(after Benton & Harper, 1997)

 

 

 

 

 

نتيجه­گيرى:

1ـ نهشته های رسوبى اردویسین  در برش دهملا(نهشته های منتسب به سازند لشکرک و قلی)، به طور پیوسته بر روى واحدهاى سنگى پاره سازند 4 میلا جاى مى‌گيرند. ماسه سنگ ها در مرز پایینی نشانی از دریایی بودن  این رسوبات دارد.

2- تنوع ردواره ها (ایکنوفسیل ها) در این توالی نسبتا بالا بوده و تعداد  24 جنس و 14 گونه از ردواره ها تشخیص داده شده است.

3-با توجه به ردواره هایی که نشانگر مناطق کم ژرفای دریا می باشند نتیجه می شود که در یا ی اردویسین دارای نوسان بوده است.

4-مجموعه ردواره های مطالعه شده متعلق به رخساره نرایتس هستند.

5- مطالعه فوق نشانگر آن است که نهشته های اردویسین پسین در منطقه مورد مطالعه در یک محیط به نسبت ژرف دریایی ته نشست نموده اند.

6- مشخصات رسوبات حاصل از جریان های آشفته به روشنی در این توالی مشاهده می شود.

7ـ پس از مطالعه و بررسى کنودونت‌هاى به‌دست آمده از قسمت پایینی برش نهشته های اردویسین ، سن اردويسين پيشين (Tremadocian – Arenigian) براى اين قسمت از نهشته ها محرز شد.

8ـ با مطالعه کنودونت ها در  مرزهای پایین و بالای  برش  ،به ترتیب سن کامبرین پسین و دونین پسین ،برای آنها تشخیص داده شد.

9ـ عناصرکنودونتی در مرز زیرین برش و همچنین عناصر کنودونتی بدست آمده از نهشته های اردویسین پیشین، مخروطی شکل، دارای دندانه های بزرگ و ظریف هستند و محیط های کم انرژی و دور از ساحل را نشان می دهند.

10- از آنجا که کنودونت های دارای حفره قاعده بزرگ و ستبرو عناصر پکتنی فرمی بزرگ شاخص محیط های پر انرژی است تشکیل رسوبات سازند جیرود در حوضه رسوبی کم عمق تر البرز شرقی را تایید میکنند.

بخش تصاویرPlates

1-تصاویر ردواره ها

ph
pl

Plate1

 

Plate1

Scale bars: 1 cm

figure1: Ichnogenous Planolites Nicholson 1873,Rock unite10

Figure2: Helminthopsis cf  hieroglyphica Ksiazkiewcz ;1977 Rock unite18

Figure3:(pl): Ichnogenous Planolites Nicholson 1873 .(ph): Phycodes palmatum Hall,1852,, Rock unite10

Figure4: Phycodes palmatum Hall,1852, Rock unite10

Figure5: Lorenzinia apenninica Da Gabelli 1900,  Rock unite18

Figure6: Problematicum, Rock Unite18

 

pl
di
ne

Plate2

 

 

 

 

Plate2

Scale bars: 1 cm

figure1: Phycodes palmatum  Hall,1852,  Rock unite10

Figure2: Planolites  isp ,Nicholson 1873,  Rock unite10

Figure3: Neonereites ichnosp,  Rock unite18

Figure4: Laevicyclus rotaeformis D´ALESSANDRO, 1980, Rock unite18

Figure5: Ichnogenous Didymaulichnus Young ,1972, Rock unite21

Figure6: cruziana ichnosp d’Orbigny 1842 , member 4 mila Formayion

 

Plate3

 

 

 

Plate3

Scale bars: 1 cm

figure1: Thalassinoides isp Ehrenberg 1944, Rock unite10

Figure2: : taenidium isp, Rock unite11

Figure3: Planolites isp Nicholson 1873 ?, Rock unite12

Figure4: Palaeophycus sulcatus(Miller and Dyer 1878) , Rock unite12

Figure5: : Planolites isp Nicholson 1873 , Rock unite18

Figure6: Didymaulichus isp Young ,1972 , Rock unite21