ایران یا بخشهایی از ایران تا اوایل پرمین جزئی از قاره گندوانا بوده است.
شواهد نشان می دهد که صفحه ایران نسبت به وضعیت فعلی خود جابجا شده است و بخش سرتاسری عربستان در سمت ایران، حاشیه پالئوتتیس به شمار می رفته است.
قسمت اعظم حاشیه مزبور بعداً طی کوهزایی آلپ و زیر راندگی و برخورد عربستان به ایران از بین رفته است.
در حد بین سیلورین و پرمین زیرین، صفحه ایران در شمال شرق گندوانا و در حاشیه جنوبی پالئوتتیس قرار داشته است.
بنا به گفته اشامپلی (1978) چین و هند وچین احتمالاً طی پالئوزوئیک از گندوانا جدا شدند یعنی ابتدا چین و در پی آن هند و چین همزمان با ایران یعنی طی پرموکربونیفر از گندوانا مجزا شد.
صفحات مزبور به طرف آسیا مهاجرت کرده و سرانجام به آن متصل شدند.
«پالئوتتیس»
لازمه تشکیل هر اقیانوس وجود ریف های بین قاره ای است.
البرز به عنوان بخشی از حاشیه قاره ای معرفی شده و 4 مرحله در تشکیل پالئوتتیس مشخص می شود:
1- برآمدگی مناطقی که بعدها محلی برای تشکیل ریفت شد.
2- آتشفشان شکافی قابل توجه.
3- پیش روی دریا بر روی حاشیه جدید و انباشتگی رسوبات در آن از جمله رسوبات تبخیری
4- برخورد قاره ها و تکتونیک خاصی که در مناطق دورتر در نتیجه این بازشدگی آشکار می شود.
در البرز بر اساس پیش روی و پس روی ها و جغرافیای دیرینه کلی ایران ثابت می شود که البرز طی پالئوزوئیک حالت حاشیه قاره داشته است.
چنانکه در دونین زیرین دریایی در چند نقطه در شمال البرز مشاهده شده است.
در البرز شرقی توسعه حاشیه قاره ای مزبور از دونین و بعد از طی یک مرحله آتشفشان شکافی مهم اتفاق افتاد.
برای تعیین سن ریفت و زمان پیدایش کف اقیانوس می توان بر ساس سن قدیمی ترین رسوبات دریایی که با ریفت در ارتباط باشد سن آن تخمین زد.
به نظر می رسد که پیدایش کف اقیانوس پالئوتتیس در اردوویسین انجام شده است پیش روی آب در حاشیه ریفت به طور محلی در طی اروویسین دنبال شد و به طور قطع تا دونین زیرین ادامه داشته است
پیدایش و وفور آتشفشانهای شکافی قبل از رسوبگذاری ماسه سنگ لالون می تواند نشانه ریفت در این زمان باشد.
با کوهزایی های هرسی نین که در کربونیفر رخ داده است پالئوتتیس بسته شد.
البرز:
کوههای البرز در شمال ایران و جنوب دریای خزر ، رشته شرقی و غربی نسبتاً پرپیچ و خمی را تشکیل می دهد.
سلسله جبال البرز خود جزئی از قسمت شمالی کوهزایی آلپ – هیمالیا است در آسیای غربی.
روند ساختمانی کوههای بخش غربی البرز شمال غرب – جنوب شرق است و تا اندازه ای با نوار شمالی زاگرس چین خورده هم جهت است.
در حالی که روند ساختمانی کوههای شرقی البرز تقریباً شمال شرق – جنوب غرب بوده و با امتداد گسل بزرگ کویر (گسل درونه) موازی است.
در مورد وضعیت ساختاری البرز دو مدل وجود دارد:
1- مدل اشتوپلین: ناودیس پیچیده که راندگی های آن شیب به سمت جنوب و حرکت هم سمت جنب است.
2- ورقه های رورانده روی هم سوار شدند و یک ساختمان طاق شکل ایجاد شده در بخش جنوبی ساختمان راندگیها به سمت جنوب و حرکت هم به سمت جنوب و در بخشهای شمالی راندگیها به سمت شمال و حرکت به سمت جنوب است (مهدی علوی).
در دامنه های جنوبی البرز باید بر اساس مدل اشتوپلین شیب راندگیها به سمت شمال و حرکت به سمت جنوب باشد و بر اساس مدل مهدی علوی شیب به سمت جنوب و حرکت نیز به سمت جنب باشد.
در مسیر راندگیها می بینیم که سیب و حرکت هر دو به سمت جنوب اند.
در مسیر گرگان هر چه به سمت شمال می رویم مشاهده می کنیم که شیب راندگیها عکس می شود.
توالی چینه ای البرز توسط گسل رورانده ای از سمت شمال به جنوب جابه جا شده اند.
این ورقه های رورانده بر خرم یک ورقه منفرد یا بعضاً دوبل هستند.
شیب راندگیها در بخش شمالی به سمت شمال و در بخش جنوبی به سمت جنوب است.
در بخش جنوبی البرز شیب به سمت جنب و حرکت به سمت جنوب است.
آغاز تشکیل البرز در کوهزایی سی مرین و تکامل آن در کوهزایی آلپ است.
«چینه نگاری البرز»
روستای تویه دروار به فاصله km 65 دامغان قرار دارد که یال جنوبی طاقدیس البرز در آن رخنومن دارد ولی یال شمالی توسط گسل قطع شده است.
هسته طاقدیس سازند باروت است و زاگروس ، لالون و میلا روی آن قرار دارد و الیکا روی تمام آنهاست که تماس آن راندگی است.
سازند باروت:
شامل شیل، دولومیت، آهک استروماتولیت دار دولومیتی شده است.
آهک و دولومیتها باندهای چرتی فراوان دیده می شود و لامیناسیون تیره و روشن دارند.
بافت فرسایشی پوست فیلی هم در این سازند دیده می شود.
ماهیت این سازند دولومیتی است ولی سیلت استون و شیل هم دارد.
در ابتدای سازند گدازه و توف هم دیده می شود.
چرت ها به دلیل اینکه در امتداد خود لایه بندی هستند پس جانشینی (ثانویه) اند که منشأ سیلیس آن ها متفاوت است.
در مقطع تیپ کنتاکت با سلطانیه هم شیب و تدیجی است و در زیر شیل های زاگون به صورت هم شیب قرار دارد.
از نظر دیرینه شناسی سن آن را اینفراکامبرین می دانند.
از نظر گسترش جغرافیایی این سازند در پهنه وسیعی از البرز مرکزی و زاگرس مرتفع بیرون زدگی داشته و اگر چه از لحاظ لیتولوژی تا اندازه ای مشابه است ولی ضخامت آن از جایی به جای دیگر متفاوت است.
سازند زاگون:
شامل شیل های قرمز سیلت استونی تا ماسه ای دانه ریز و در انتها ماسه سنگهای دانه ریز است.
در اخل شیلها لکه های کروی شکل احیایی دیده می شود که وقتی یک ماده آلی داخل شیلها قرار می گیرد آهن سه ظرفیتی را به آهن 2 ظرفیتی تبدیل می کند و رنگ قرمز تبدیل به رنگ سبز می شود و سیمان اطراف را نیز در برمی گیرد و باعث ایجاد لکه های احیایی روشن داخل شیلهی قرمز می شود.
کنتاکت زیرین با باروت هم شیب و بر سطح چینه بندی آخرین لایه های دولومیتی قرار دارد.
کنتاکت بالایی با ماسه سنگهای لالون نیز تدریجی است و اولین لایه ای ماسه سنگی دانه درشت ضخیم لایه آغاز سازند لالون است.
سن آن اینفراکامبرین انتهایی و یا کامبرین آغازین است.
سازند لالون:
در ایران کامبرین زیرین با سازند لالون شروع می شود.
توالی سازند لالون و داهو و معادلهای آن فلوویال است.
زاگون و لالون آواری و پیوسته به هم بوده که زاگون رخساره حد واسط دریا و قاره است و چون ژیپس ندارد پلایا نیست و چون دور از فشار است خیلی دانه ریز است.
در لالون رودخانه ها، توالی رودخانه را به جا می گذارند که به سمت بالا ریز شده اند سطح قاعده فرسایشی بالای کنگلومرایی (رودخانه بریده بریده) شروع می شود و بعد ماسه سنگ درشت و ماسه سنگ نازک لایه، سیلت و شیل و بعضی جاها رخساره های آب شیرین نیز دیده می شود.
در لالون ماسه سنگهای ماسیو به شکل عدسی هستند این ساختار در کانالها تشکیل می شوند.قاعده مضرس که به علت فرسایش و بعد پرشدگی ایجاد می شود و سطح بالایی صاف است.
هر لوپ که تشکیل می شود از فرسایش پونیت بار قبلی است.
ماسه سنگها از نظر لیتولوژی آرکوز و ساب آرکوز هستند یعنی فلدسپات زیاد است و تکتونیک منطقه فعال است هر چه فعالیت کمتر شود به سمت حاشیه حوضه آرام می شود و ماسه سنگها به سمت مچوریتی بالا می روند.
اجزاء تشکیل دهند ماسه سنگها شامل قطعات آذر آواری فلدسپات آلکان که پلونیکی هستند می باشد.
جهت جریان رودخانه از جنوب به سمت شمال بوده است.
آنچه در پهنه های جنوبی فعالیت ایجد کرده کوهزایی پن آفریکن است چون تکتونیک منطقه فعال بوده و ذرات را از جنوب عربستان به سمت شمل (اقیانوس) حمل کرده است.
در لالون قسمتهای سیلت استونی خیلی کم مشاهده می شود و آنها هم که هست نازک است در ماسه سنگها قطعات لاپیلی توف مشاهده می شود.
بعد از ماسه سنگها لایه کنگلومرایی است و بعد لایه زرد رنگ که وارد تایدال فلت رخساره جزر و مدی می شود که ترک های گلی ، شیلهای الوان ، ساخت جلبکی ترمبولیت دیده می شود.
و به سمت بالا ماسه سنگها سفید شده و کوارتزیت مشاهده می شود.
که تاپ لالون یا قاعده میلاست.
چون دیس کونفورمیتی دارد جزء میلا نیست و به دلیل وجود پس روی در داخل سازند جزء لالون هم نیست و می تواند یک سازند جدا باشد.
از ساختمانهای مشاهده شده طبقه بندی مورب مسطح ، لایه بندی موازی ، لوت کست در قاعده و ساختمانهای یک طرفه است.
رنگ قرمز بیانگر محیط اکسیدان است.
گسترش جانبی محدود کانالها بیانگر رودخانه مآندری است.
در این سازند تناوبی از شیل و گل سنگ می بینیم که نشان دهنده تغییر مسیر کانال است.
در لالون قسمتهای سیلت استونی خیلی کم مشاهده می شود و آنها هم که هست نازک است در ماسه سنگها قطعات لاپیلی توف مشاهده می شود.
در این سازند تناوبی از شیل و گل سنگ می بینیم که نشان دهنده تغییر مسیر کانال است.
داهو معادل این سازند در ایران مرکزی است معادل این سیستم در عربستان خیلی دانه درشتتر است که بیانگر رودخانه بریده بریده است و به سمت ایران احتمالاً رودخانه مآندری و رسوبات دانه ریز شدند.
تنها فسیل یافت شده در این سازند از شیلهای زیر تاپ خلیج فارس به دست آمده که به گونه ای از تریلوبیت ردلیشیا تعلق دارد و مشخص کامبرین زیرین است.
کنتاکت فوقانی با دلومیتهای بخش 1 میلا هم شیب است ولی تغییر جنس کوارتزیت به دولومیت نشانه ای از اختلاف شرایط محیط رسوبگذاری و به عبارت دیگر حاکی از گسستگی لیتولوژی است.
سازند میلا: سیستم رودخانه ای لالون به یک دریا می ریزد که این دریا در آغاز کامبرین میانی پیش روی می کند و روی تختگاه قاره ای قرار می گیرد که سازند میلا را تشکیل می دهد.
اولین رخساره ای که در آغاز پیش روی دریا روی قاره ایجاد می شود پهنه جزر و مدی است و با پیش روی بیشتر رخساره های دریایی تر روی آن قرار می گیرد.
این سازند به طور هم شیب روی تاپ کوارتزیت لالون و نیز به صورت ناپیوستگی هم شیب در زیر رسوبات پیش رونده دریایی دونین فوقانی قرار دارد و شامل 5 ممبر است: M1 : دولومیتی با ساختمانهای استروماتولیتی و یان لایه های آهکی و شیلی دیده می شوند.
رخساره تایدال فلت ولی بیشتر کربناته است.
در برخی لایه ها قالب تبخیری وجود دارد انواع استروماتولیت گل کلمی، موجی و ...
در این لایه دیده می شود.
M2 : تناوبی از آهک نازک لایه و مازن است در آن قطعات تریلوبیت و ساقه کرینئید وجود دارد.
لایه کنگلومرایی با دانه های پخ شده و لایه های طوفانی شده است.
لایه های طوفانی شده توالی های توربیدایتی که زیر خط اثر امواج را سبب می شوند زمانی که طوفان در اثر انرژی به تایدال فلت برخورد می کند قطعات کنده می شود و بعد به قسمت آرام یعنی زیر خط اثر امواج می روند و ته نشین می شوند.
اندازه دانه ها از پایین به بالا کوچک می شود.
این لایه های طوفانی در M2زادی دیده می شوند.
این مجموعه لاگونی است به دلیل وجود قالب های تبخیری و ممکن است که لاگونی هم نباشد.
و هنوز تایدال فلت باشد که اگر لاگونی نباشد پس زیر خط اثر امواج است این بخش پلاسه هم دارد.
M3: آهک تخریبی اسپاری روشن و توده ای و پراز قطعات فسیل مانند اکینوئید و براکیوپود و تریلوبیت است.
M4 : آهک به صورت عدسی هایی در داخل شیل گلاکونیتی سبز رنگ است که آهک تخریبی و شیل گلوکونیت دارد است این عضو تناوبی از آهک و شیل است و ساختمانهای رسوبی و آثار فسیلی فراوانی دارد.
M5 : این ممبر به سمت بالا ریز شونده است.
رخساره توربیدایتی ، توالی بوما، گریدد بدینگ ، تریس فسیلهای مناطق عمیق و لودمارک در آن دیده می شود.
گسلش نرمال باعث می شود نهشته های توربیدایتی راسب شوند.
این گسلش نرمال منجر به تشکیل ریفت و بعد اقیانوس می شود.
گسلش نرمال ریفتینگ باعث عمیق شدن رسوبات این ممبر شده است.
تمام رخساره های قبل از این ممبر اپی ریفت و رخساره های بعد از آن سین ریفت هستند.
بین M5 و قاعده جیرود که آغاز دونین است توالی بسیار ضخیمی است از نهشته های ولکانیک به نام سلطان میدان.
توالی سین ریفت شامل میلا و سلطان میدان بهد از آغاز تشکیل و ولکانیزم و آغاز گسترش کف و تشکیل اقیانوس گرانه ریفتی که سمت ایران قرار دارد در پایان دونین با افزایش سطح آب به زیر آب رفته و بعد توالی از رسوبات که اولین سکانس پیش رونده است راسب می شود و بعد تا کربونیفر پیشین آهکی است.
سازندهایی که در این بازه